XIII Уральская молодёжная научная школа по

Горный институт Уральского отделения Российской академии наук
Институт геофизики Уральского отделения Российской академии наук
Геофизическая служба Российской академии наук
Уральское отделение Российской академии наук
Пермский государственный национальный исследовательский университет
Уральский государственный горный университет
Пермское отделение ЕАГО
ЧЕТЫРНАДЦАТАЯ
УРАЛЬСКАЯ МОЛОДЕЖНАЯ
НАУЧНАЯ ШКОЛА
ПО ГЕОФИЗИКЕ
Сборник научных материалов
Пермь 2013
© ГИ УрО РАН, 2013
УДК 550.3
ББК 26.324
Ш 5614
Четырнадцатая уральская молодежная научная школа по геофизике:
Сборник науч. материалов. – Пермь: ГИ УрО РАН, 2013, 292 с.
Сборник содержит материалы, представленные на Четырнадцатой Уральской
молодежной научной школе по геофизике, состоявшейся в Перми 18-22 марта 2013 г.
Рассматривается широкий круг вопросов современной геофизики – от новых научнопрактических разработок в области физики твердой Земли до совершенствования технологий применения геофизических методов при поисках и разведке месторождений
полезных ископаемых.
Издание представляет интерес для специалистов научных и производственных
организаций, занимающихся геофизическими исследованиями природных и природнотехногенных объектов.
Главный редактор
член-корреспондент РАН А.А. Маловичко (ГС РАН)
Ответственный редактор
кандидат физико-математических наук Р.А. Дягилев (ГИ УрО РАН)
Редакционная коллегия: профессор, доктор технических наук В.И. Костицын
(Пермский государственный национальный исследовательский университет); профессор, член-корреспондент РАН В.И. Уткин (Институт геофизики УрО РАН)
© ГИ УрО РАН, 2013
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
А.А. Александровская
Пермский государственный национальный исследовательский университет, г. Пермь
ПРИМЕНЕНИЕ ОПТОВОЛОКОННЫХ ТЕХНОЛОГИЙ (ОВТ)
ПРИ ИССЛЕДОВАНИИ НЕФТЯНЫХ И ГАЗОВЫХ СКВАЖИН
Разработка и эксплуатация нефтяных и газовых месторождений является очень
сложной и трудоемкой задачей, которую невозможно решить без наличия большого
объема достоверной информации как о самом месторождении, так и о процессах, происходящих при его эксплуатации. В последние годы для решения названных задач все
чаще стали применяться современные оптоволоконные системы. Данные технологии
уже давно используются в технике не только в качестве средств передачи информации,
но и как устройства для измерения и контроля. На основе оптоволоконных технологий
были разработаны различные измерительные системы, обладающие несомненными
преимуществами перед традиционной геофизической аппаратурой. Системы обладают
повышенной точностью, а также превосходят традиционно используемые геофизические датчики в стабильности и термостойкости. Измерительные элементы подобных
систем не подвержены влиянию магнитных и электрических полей, а также устойчивы
к вибрации и ударам различного рода. Помимо этого, во время измерений, проводимых
с использованием оптоволоконного каротажного кабеля, скважинная часть систем не
требует дополнительного электропитания, а может работать с источниками света [1].
Целью нашего исследования являлось отражение характерных особенностей и
основных преимуществ использования инновационных оптоволоконных технологий в
области геофизических исследований и мониторинга состояния нефтяных и газовых
скважин. В настоящей работе представлены практические результаты применения
оптоволоконных распределенных датчиков температур в сравнении с результатами,
полученными при использовании традиционной геофизической аппаратуры.
Наиболее распространен и используется многими зарубежными нефтяными
компаниями оптоволоконный распределенный датчик температур (ОРДТ). Принцип
работы датчиков данного класса основывается на явлении рассеяния света внутри световода, а именно на эффекте Рамана – определении и анализе излучения обратного рассеяния, получаемого от молекул оптоволоконного датчика. Рамановское, или комбинационное рассеяние, возникает при неупругом рассеянии фотонов входного светового
импульса на атомах вибрирующих молекул. В результате возникают фотоны как с
меньшей энергией, чем у входного импульса, так и с большей. Фотоны с меньшей энергией имеют более длинную волну и называются стоксы, а фотоны с большей энергией
имеют, соответственно, меньшую длину волну и называются антистоксы. Антистоксы
наиболее чувствительны к изменению температуры. Обычно мерой температуры является отношение интенсивности антистоксов к интенсивности стоксов. Интенсивность
сигналов рамановского рассеяния очень мала, поэтому их выделение требует применения чувствительных спектрометров. Тем не менее, смещение линий спектра этого рассеяния невелико, составляет доли террагерца и достаточно велико относительно длины
волны входного импульса, что облегчает решение этой задачи [2].
Характерной особенностью сенсоров, регистрирующих рассеянное излучение, является их распределенность вдоль непрерывной световедущей сердцевины:
отражения рассеянного света происходят на всем протяжении оптоволокна (ОВ), и
отражение от каждого элементарного участка ОВ определяет состояние этого
участка, обусловленное температурой или иными факторами. При этом регистрация отраженных сигналов позволяет оценить, как распределяется температура или
деформация вдоль протяженного ОВ. Таким образом, временной метод выделения
3
© ГИ УрО РАН, 2013
отраженных сигналов позволяет оценивать температуру либо в заданных точках,
либо непрерывно вдоль всей протяженной линии ОВ [3].
Оптическое волокно в составе кабеля помещается в ствол скважины в интервале исследований, а прибор-регистратор устанавливается на поверхности. При такой расстановке оптическое волокно одновременно является и распределенным
датчиком температуры, и каналом передачи информации из ствола скважины на
поверхность. Величина изменения теплового поля скважины производится путем
замера температуры вдоль кабеля в стволе скважины. Таким образом, полученная
термограмма фиксируется в реальном времени.
Волоконно-оптические (ВО) системы термометрии скважин с использованием
ОРДТ отличаются от традиционных методов термометрии. ВО системы позволяют
измерять тепловое поле по длине ствола скважины в реальном времени без перемещения датчика. В отличие от стандартных методов ГИС, данные системы отличаются
высокой надежностью и длительным сроком работы благодаря отсутствию в скважине
сложных электронных и механических устройств и электрического канала связи. Для
оптоволоконных систем характерна высокая стабильность и помехозащищенность
датчика, обеспечивающая работу системы термометрии в течение межремонтного периода или жизни скважины. Помимо этого, имеется возможность исследования и мониторинга работы скважин со сложной схемой закачивания, конструкция которых не
позволяет размещать в стволе традиционные приборы ГИС, включая горизонтальные
дополнительные стволы, многоствольные скважины, интеллектуальные скважины с
размещением в стволе управляемого оборудования и управляющих устройств [1].
Рассматриваемая технология позволяет осуществлять контроль работы
продуктивной толщи и отдельных пластов в процессе добычи и нагнетания при
стационарных и динамических режимах работы скважины в реальном времени, а
также осуществлять контроль динамики перемещения контактов флюидов в
процессе разработки месторождения. Оптоволоконная система термометрии с
использованием ОРДТ обеспечивает мониторинг канала движения продукта (канал
колонны НКТ) с целью определения зон возможного образования парафиновых и
газогидратных пробок. Помимо этого, она дает оценку технического состояния
эксплуатационной колонны и колонны НКТ, предоставляет возможность
определения зон негерметичности и заколонных перетоков. Оптоволоконные
системы дают возможность мониторинга работы погружного насоса или системы
клапанов газлифта и работы цементного кольца скважины в процессе добычи,
простоя или консервации скважины.
Одним из основных преимуществ применения оптоволоконных систем термометрии является возможность мониторинга в реальном времени работы всего резервуара. Такой мониторинг осуществляется путем термометрии продуктивной толщи с применения оптоволоконных распределённых датчиков термометрии, которые установлены в нескольких скважинах по всей площади месторождения. Данная постановка датчиков обеспечивает текущее уточнение геологической и гидродинамической модели
нефтяного или газового резервуара [2].
Следует отметить также, что с помощью традиционной аппаратуры решаются
традиционные геофизические задачи, а оптоволоконный распределенный датчик температуры дает возможность в реальном времени измерять все статические и динамические параметры температурного поля по стволу скважины во время ее остановки или
работы, все переходные процессы с момента пуска скважины в работу или, наоборот,
после ее остановки.
В январе 2013 г. ООО «ПИТЦ Геофизика» совместно с ООО «Универсалсервис»
произвела сравнительные геофизические исследования аппаратурой ООО «Техногени4
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
ка» и ООО «ГирСовт», а также оптоволоконным кабелем ООО «Пермгеокабель» в
скважинах №1 Г. месторождения, №2 Я. месторождения, №3, №3 Б. месторождения,
№6 У. месторождения и №7 А. месторождения Пермского края.
В каждой из выше перечисленных скважин был произведен полный комплекс
ГИС (ГК, ЛМ, высокоточная термометрия, барометрия, влагометрия, резистивиметрия
и термокондуктивная дебитометрия) и импульсный нейтрон-нейтронный каротаж.
Полученные данные по измерению температурного поля по стволу с использованием оптоволоконного распределенного датчика температур в реальном режиме
времени и сравнение их с записью температурной кривой традиционной скважинной
аппаратурой показывают хорошую корреляцию замеров между собой. Выявлены работающие интервалы, место нарушения герметичности колонны, отбивается положение воронки НКТ, выявлены дополнительные температурные аномалии, которые не
выделяются традиционной измерительной аппаратурой.
Полученные сравнительные данные геофизических исследований скважин были обработаны ООО «ПИТЦ Геофизика» и свидетельствуют о возможности опытнопромышленного применения предлагаемой технологии при геофизических исследованиях скважин и мониторинга тепловых полей разрабатываемых месторождений.
Далее приведены некоторые результаты исследований скважин с помощью
описанной выше технологии.
На планшете (рис.1) приведены примеры термограмм – фоновых и в процессе
закачки. По данным исследований отмечается температурная аномалия в интервале
глубин 2086,0-2087,4 м. Данная аномалия связана с работой пласта. За счет эффектов
термометрии, предположительно дроссельного эффекта, в нижнем интервале перфорации упало давление, на термограммах наблюдается сначала резкое падение температуры, но в дальнейшем они стремятся к фоновому значению. Следовательно, можно
сделать вывод, что нижний интервал перфорации принимает закаченный флюид.
Рис.1. Фрагмент термограммы по скв.№1 Г. месторождения, Пермский край.
Аппаратура ООО «Техногеника», уровень шума 0,1ºС, время накопления 12 мин
На рисунке 2 приведен пример выявления заколонного перетока в интервале
глубин 1760,0-1776,0 м ниже перфорированного пласта. Признаком заколонного пере5
© ГИ УрО РАН, 2013
тока сверху является явно выраженная температурная аномалия на глубинах от
1760,0 м до 1776,0 м, а также затянутость выделенной аномалии от подошвы перфорированного пласта вниз. Данная аномалия может быть обусловлена эффектом калориметрического смешивания в подошвенной части перфорированного пласта.
Рис.2. Фрагмент каротажной диаграммы по скв. №2 Я. месторождения, Пермский край.
Аппаратура «ГИРСофт», уровень шума 1ºС, время накопления 6 мин.
Обработка информации и ее последующая визуализация выполняются при помощи специального компьютерного обеспечения, аналогично обработке данных высокоточной термометрии.
Работы по совершенствованию технологии проводятся ООО «ПИТЦ Геофизика», ООО «Универсалсервис», ООО «Техногеника», ООО «Пермгеокабель» совместно
с Башкирским Государственным Университетом, которые предлагают уменьшение
уровня шума до 0,05 – 0,01ºС, используя две жилы оптоволокна в геофизическом кабеле. Также, производится разработка и применение особых методов фильтрации сигнала
(частотная фильтрация, сплайн-аппроксимация) для уменьшения шума.
Данная технология имеет свое дальнейшее развитие. Она может быть использована для контроля наземного и глубинного оборудования в режиме реального времени
и управления процессами добычи (проект «интеллектуальная скважина»). Помимо этого, могут быть введены в производство распределенные датчики давления и шумомеры
совместно с термометрией для получения профиля притока (интервалы, объем и состав
притока). Системы оптоволоконных датчиков могут использоваться для контроля работы насосного оборудования и целостности трубопроводов месторождений. Информация о работе скважины передается в центр принятия решений в реальном времени, соответственно могут изменяться режимы работы оборудования, проводиться контроль
реакции системы, а также экстренное отключение при прорыве, утечке, несанкционированном подключении.
Использование инновационных оптоволоконных технологий в геофизике
позволит выйти на качественно новый уровень получения данных геофизических
6
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
исследований, а также их обработки. Внедрение оптоволоконных систем распределенной термометрии может помочь в решении таких вопросов, как обнаружение
проблем и предотвращение аварийных ситуаций на отдельных скважинах, а также
при мониторинге состояния нефтяных и газовых месторождений.
1.
2.
3.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Исаев В.А. Оптоволоконные технологии для интеллектуальных скважин и геофизических исследований нефтяных, газовых и нагнетательных скважин / В.А. Исаев
// Технологии и материалы для интеллектуальных скважин. – М.: Гирсовт, 2011.
Brown George Downhole temperatures from optical fiber / George Brown // Oilfield Review. – Southampton, England: Schlumberger, 2009.
Optical Sensing System. – Houston, Texas: Weatherford, 2009.
А.С. Анисимов1,2, А.В. Вдовин2, Я.В. Конечная1,2, Е.В. Шахова2
1
Геофизическая служба РАН, г. Архангельск
2
Инсититут экологических проблем Севера УрО РАН, г. Архангельск
ОПЫТ СОЗДАНИЯ И ПРИМЕНЕНИЯ
АВТОМАТИЧЕСКОГО РЕГИОНАЛЬНОГО ДЕТЕКТОРА
НА ПРИМЕРЕ ЗАПИСЕЙ СЕЙСМОСТАНЦИИ ZFI
Основными направлениями деятельности Сектора сейсмического мониторинга
севера Русской плиты (Сектор СМ СРП ГС РАН) на базе Лаборатории сейсмологии
ИЭПС УрО РАН, является телесейсмический и региональный мониторинг. Для осуществления телесейсмического мониторинга лаборатория использует накопленный в
данной области опыт и наработки Геофизической службы РАН. Региональный мониторинг базируется на собственном опыте наблюдений сетью сейсмических станций, а
также богатом опыте соседей: Кольского филиала ГС РАН, сектора сейсмического мониторинга Уральского региона ГС РАН и др. Разработка и создание собственного автоматического детектора для локации сейсмических событий в регионе – закономерный этап в развитии региональных наблюдений на базе станций Архангельской сети.
Целью создания такой программы являлась необходимость автоматизации процесса
первичной обработки сейсмических данных с минимальным участием в нем ручной обработки.
В основе программы Regional Detector (RD) лежат алгоритмы обнаружения и локации сейсмических событий для одной трехкомпонентной станции, разработанные КФ
ГС РАН [1].
Описание алгоритма. Сигнал фильтруется одним из полосовых фильтров в
диапазоне частот 1-10 Гц, на отфильтрованной записи считаются значения STA и LTA,
а затем рассчитывается их отношение. Когда STA/LTA привысит заданный порог
фиксируется сейсмическое событие. Далее для него рассчитывается общий
накопительный параметр, который со временем обнуляется; когда это происходит,
событие считается закончившимся. По завершении события производится его
предварительная обработка. Обработка события производится проверкой гипотезы о
том, что первое вступление (на котором произошло срабатывание детектора) является
вступлением P-волны. В результате проверки, если гипотеза состоятельна, то
происходит поиск предполагаемой S-волны, одновременно для каждой из фаз
рассчитывается поляризация и их корреляция. В случае когда P и S наилучшим образом
сочетаются по поляризации происходит обнаружение события, результаты обработки
которого выводятся в список обнаруженных событий.
7
© ГИ УрО РАН, 2013
Описание программы. RD написана в среде разработки Delphi7 и представляет
собой надстройку к программному комплексу WSG [2]. Для обработки и визуализации
сейсмического сигнала программа использует сервер волновых форм WSG, а также базу данных WSG для записи промежуточных результатов обработки (рис.1). Данные результатов обработки хранятся в БД WSG, для этого в ней создана дополнительная таблица. Программа может работать с БД WSG под СУБД MySQL и MS Access.
Рис.1. Схема работы приложения Regional Detector с ПК WSG
Организация процесса обработки с помощью RD. Полученные со станций
данные (цифровые записи сейсмического сигнала) конвертируются во внутренний
формат WSG и размещаются на сервере волновых форм, а записи-ссылки о них вносятся в БД. Оператор-обработчик запускает на своем рабочем ПК приложение RD, выбирает в нем станцию и задает период обработки и диапазон фильтрации исходной записи. После того, как процесс поиска завершится, программа выводит первичные результаты обработки в окне программы (рис.2), далее оператор производит контроль полученных результатов, в случае необходимости делает корректировку, и записывает результаты обработки в базу данных.
Рис.2. Рабочее окно программы Regional Detector
8
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Основные возможности RD.
• Поиск региональных событий, определение и расстановка фаз;
• Обработка обнаруженных событий (поляризационный анализ, расчет азимута,
эпицентрального расстояния);
• Расчет эпицентра сейсмического события;
• Запись и редактирование результатов первичной обработки;
• Визуализация обработанных данных.
Проверка RD. Для проверки работоспособности RD проведено сравнение числа
землетрясений, выявленных оператором при просмотре сейсмических записей, и с помощью RD. В качестве примера взяты результаты обработки записей сейсмической
станции ZFI («Земля Франца-Иосифа»). Ее записи являются наименее зашумленными и
в то же время содержат большее число зарегистрированных землетрясений по сравнению с другими станциями Архангельской сейсмической сети, что способствует повышению статистической значимости проводимого сравнения.
Рассматриваемый период составляет 7 месяцев непрерывной сейсмической записи (с декабря 2011 г. по июль 2012 г.). За этот период в ходе рутинной обработки было выявлено более 400 региональных землетрясений и 10 локальных событий. При просмотре сейсмических записей оператор, в основном, использует фильтрацию в полосах
2-8 Гц и 6-10 Гц, что также учитывалось при запуске алгоритма автоматической локации.
В программе RD для сейсмической станции ZFI введены следующие параметры:
STA/LTA=2.0, STA=1 сек, LTA=10 сек. Поскольку в данной программе не предусмотрена возможность обработки сразу по нескольким фильтрам, то обработка одного отрезка времени выполнялась дважды. Сначала проводился поиск событий по фильтру 2–
8 Гц, а затем по фильтру 6–10 Гц. Стоит отметить, что зачастую детектор «пропускал»
событие на одном из фильтров, но «находил» на другом.
Рис.3. Сравнительная диаграмма числа зарегистрированных сейсмических событий
Результаты сравнения количества землетрясений, зарегистрированных оператором и программой автоматического детектирования, представлены на рис.3 в виде диаграммы. Расчет процентного соотношения зафиксированных событий показывает, что
автоматический детектор регистрирует от 47% до 86% от общего числа землетрясений.
Среднее значение – 55%. С одной стороны данный результат можно назвать удовлетворительным, так как при использовании RD не теряются локальные и более сильные региональные землетрясения. Но с другой стороны, потеря почти половины событий тре9
© ГИ УрО РАН, 2013
бует более тщательного подбора параметров программы RD или дальнейшей доработки
алгоритма.
Авторы выражают благодарность за научные консультации руководителю
проекта – к.ф.-м.н. Асмингу Владимиру Эрнестовичу.
Работа выполнена при частичной поддержке научного проекта молодых ученых и аспирантов УрО РАН № 13-5-НП-277 «Разработка алгоритма автоматического детектора для обнаружения и обработки региональных и локальных событий» (рукль к.ф.-м.н. Е.В. Шахова).
1.
2.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Асминг В.Э. Новые алгоритмы обнаружения и локации сейсмических событий по
записям одиночной трехкомпонентной станции и сейсмической группы /
В.Э. Асминг, А.В. Федоров // Современные методы обработки и интерпретации
сейсмологических данных. Материалы Шестой Международной сейсмологической
школы. – Обнинск: ГС РАН, 2011. – С. 35-38.
Красилов С.А. Организация процесса обработки цифровых сейсмических данных с
использованием программного комплекса WSG / С.А. Красилов, М.В. Коломиец,
А.П. Акимов // Современные методы обработки и интерпретации сейсмологических данных. Материалы Международной сейсмологической школы. – Обнинск:
ГС РАН, 2006. – С. 77-83.
А.А. Антипин
Институт Геофизики УрО РАН, г. Екатеринбург
УЧЕТ АДИАБАТИЧЕСКОГО СЖАТИЯ ПРИ ФОРМИРОВАНИИ
ТЕМПЕРАТУРЫ ЗЕМЛИ В ОДНОМЕРНОЙ МОДЕЛИ ЕЁ АККУМУЛЯЦИИ
Согласно результатам, полученным в работе [1], уже на раннем этапе процесса
аккумуляции Земли, выделения тепла короткоживущими, естественно радиоактивными
элементами и, прежде всего, 26Al оказывается достаточно для того, чтобы в протопланетном зародыше, превышающем размеры (50-100) км, могла сформироваться расплавленная центральная область и сравнительно тонкая твердая верхняя оболочка. Скорости соударения тел на этом этапе еще малы, поэтому при соударении тел таких и близких размеров жидкие, преимущественно железные по составу части сливаются, но массы зародыша еще не достаточно для гравитационного удержания холодных, преимущественно силикатного состава обломков холодной твердой оболочки. На этом этапе они
сохраняются в зоне питания протопланеты. Реализуется предложенный в [1] механизм
дифференциации вещества в процессе аккумуляции планеты на резервуар будущего
ядра и резервуар мантии. Процесс идет еще в малых телах и успевает завершиться за
время менее 10 млн. лет. Тогда как последующее формирование структуры ядра и мантии продолжается, по всем имеющимся оценкам, около 100 млн. лет. Поскольку объединение жидких внутренних частей соударяющихся тел происходило в результате неупругого соударения, большая часть потенциальной гравитационной энергии через кинетическую энергию соударения преобразуется в тепло [2]. Это продолжается до тех
пор, пока ядро не достигнет большей части современной массы. На завершающей стадии роста ядра масса зародыша оказывается уже достаточной для того, чтобы удерживать все возрастающую долю силикатной оболочки выпадающих тел. И состав растущей области все более обогащается примесью силикатов. Процесс соударения аккумулируемых тел постепенно переходит от механизма полностью неупругого слияния с
10
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
высокой степенью сохранения потенциальной энергии гравитационного взаимодействия и преобразования ее в тепловую в механизм твердотельного соударения, при котором только небольшая часть кинетической энергии преобразуется в поглощаемое зародышем планеты тепло.
Математическая модель распределения температуры во внутренних областях на
стадии аккумуляции Земли с учётом адиабатического сжатия опирается на изложенный
выше механизм роста планеты.
В начальный момент времени t=0 задаются следующие параметры зародыша
Земли: первоначальный радиус R0=1000 м, температура внутри и на поверхности зародыша в начальный момент времени T=320 K, плотность q0=7,6х103 кг/м3, модуль сжатия K=16х1010 Па.
Шаг роста радиуса планеты устанавливается постоянный ΔR=250 м, шаг по времени переменный и рассчитывается на каждом этапе роста планеты. Предполагается,
что в каждом слое мощностью ΔR значения плотности, модуля сжатия и давление постоянные.
На каждом этапе расчёта радиус планеты увеличивается Rj+1=Rj+ΔR. В получаемом новом слое: давление pj=0, а значения плотности и модуля сжатия выбирается
следующим образом, ρj=7,6х103 кг/м3, Kj=16х1010 Па, если Rj<3471 км и
ρj=3,3х103 кг/м3, Kj=16х1010 Па, если Rj≥3471 км. Зная физические параметры каждого
слоя, пересчитываем распределение массы, давления, модуля сжатия и плотности во
внутренних оболочках.
Рассчитав физические параметры с новым сформированным слоем, вычисляем
шаг по времени и общее время роста планеты. Для вычисления времени слоя роста зародыша планеты используется модель Сафронова [3]:
m
∂m
= 2 ⋅ (1 + 2 ⋅ θ ) ⋅ R 2 ⋅ ω ⋅ (1 − ) ⋅ σ ,
(1)
M
∂t
где: ω − угловая скорость орбитального движения, σ − поверхностная плотность вещества в зоне «питания» планеты, M − современная масса планеты, R − радиус растущего
зародыша, θ − статистический параметр, учитывающий распределение частиц по массам и скоростям в зоне «питания».
Скорость адиабатического сжатия и выделение тепла при адиабатическом сжатии вычисляется следующим образом. Оцениваем величину сжатия слоя:


mi0 − mi0−1
3
1

δ i = ∆R − Ri − 3 Ri −
4

⋅ π ⋅ ρi

3



, i = 0.. j − 1 ,



(2)
где m0 – масса слоя с предыдущего этапа. Тогда скорость сжатия слоя будет равна:
νi =
δi
, i = 0.. j − 1 ,
τj
(3)
а выделение тепла при адиабатическом сжатии:
3
Ri3 − Ri3−1 ⋅ ρi ⋅ G (Ri − δ i ) − Ri3−1 ⋅ ρi ⋅ G
−
0,5 ⋅ (Ri + Ri −1 )
0,5 ⋅ (Ri − δ i + Ri −1 )
Hl =
3
(Ri − δ i ) − Ri3−1
(
)
(
)
(4)
τj
Температура на поверхности растущей планеты вычисляется из уравнения,
обеспечивающего баланс поступающей части потенциальной энергии гравитационного
взаимодействия тел, затраты тепла на нагревание поступившего вещества и переизлучаемый в пространство тепловой поток с учетом прозрачности внешней среды [2]:
11
© ГИ УрО РАН, 2013
γ M dr
dr
,
(5)
r dt
dt
где: ρ − плотность вещества, G – гравитационная постоянная, M – масса растущей планеты, r – ее радиус, Т и Т1 – температура тела на границе и внешней среды соответственно, ε − коэффициент прозрачности среды, ср – удельная теплоемкость, k – доля
преобразованной в тепло потенциальной энергии.
Для каждого значения достигнутого размера растущей планеты вычисляется
распределение литостатического давления, а затем температуры плавления. В ядре зависимость температуры плавления в основном железного состава вычисляется по [4]. В
области формирующейся преимущественно силикатной мантии используется зависимость температуры плавления от давления по [5].
Вычисление распределения температуры на каждом шаге растущей планеты, основано на решении задачи Стефана. Задача состоит из нелинейного уравнения теплопроводности для сферически – симметричного тела:
∂T 
 ∂T
 1 ∂ 
ρ ⋅c ⋅
+ (V∇)T  = 2 ⋅ r 2λ ⋅  + F + H ,
(6)
∂r 
 ∂t
 r ∂r 
где T (r , t ) − температура, t − время, r − расстояние от центра сферы, q − плотность, c −
теплоемкость, λ − теплопроводность вещества, F − мощность выделения тепла при радиоактивном распаде, H – мощность выделения тепла при адиабатическом сжатии, V –
скорость адиабатического сжатия. И условия перемещение границ зоны расплава
(условия Стефана):
∂ξ
(7)
L
= q ξ + 0 − q ξ −0 ,
∂t
∂ξ
где L − тепловая энергия фазового перехода,
− положение границы фазового пере∂t
хода, q ξ + 0 и q ξ −0 − плотность теплового потока перед и позади границы фазового пеkρ
= ε σ [T 4 − T14 ] + ρ cP [T − T1 ]
рехода соответственно. Положение фазовых переходов контролировалось сравнением
вычисленной температуры с температурой плавления.
Задача Стефана решалась по методу без явного выделения фронта расплава. В
соответствии с идеей метода, строилась дельта образная функция для теплоемкости такая, что в интервале температур ∆T = 100 K в точке фазового перехода эффективная
теплоемкость равнялась:
L
(8)
сэф = сP ±
2∆T
Знак плюс или минус в выражении зависит от того, происходит на границе плавление либо кристаллизация соответственно. Теплота фазового перехода принималась L
= 4x105 Дж/кг.
Конвективный теплоперенос в слое расплава учитывается с помощью эффективного коэффициента теплопроводности λэф [4]:
λ ⋅ (1 + 0.23 Ra − Rak ), Ra > Rak
,
λэф = λ ⋅ Nu = 
λ , Ra ≤ Rak
(9)
α ⋅ g ⋅ ∆T ⋅ h 3
Ra =
− число Релея, Raк − критическое значение числа Релея, здесь
χ ⋅ν
принято Rak = 675 ; α − коэффициент теплового расширения, α = 1.5 ⋅ 10 −5 град-1, h −
12
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
мощность конвективного слоя; ∆T − разность температур на его границах; g − величина гравитационного ускорения; эффективная вязкость в слое принята ν = 1014 м2/сек.
Для решения задачи Стефана приведём уравнение теплопроводности к безразмерному виду и аппроксимируем данное уравнение стандартным образом. Получим
разностное уравнение:
2

 T j +1 − Ti j R02 ⋅ c0 ⋅ ρ0
1 
T j − Ti −j 1 
h
ρi ⋅ ci ⋅  i
+
⋅ν i ⋅ i
= 2 2    ri +  ⋅ λ 1 ⋅ (Ti +j 1+1 − Ti j +1 )  −

λ0
2  +2
h  ri ⋅ h   
 τj

(10)


h
R
−   ri −  ⋅ λ 1 ⋅ (Ti j +1 − Ti −j 1+1 )   + Fi + H i ⋅


λ0
2  −2


2
(
)
2
0
Данная схема имеет порядок аппроксимации O(dt ) + O(h 2 ) и решается методом
прогонок.
Вычисление роста планеты и распределения её температуры производится до
выполнения условия, что общая масса растущей планеты будет равна
0,9 существующей массы.
Результаты вычислений представлены на рисунках (рис.1, 2).
Рис.1. Распределение плотности (1 – 5) на
разных стадиях роста планеты
Пунктирной кривой (6) приведено современное распределение плотности по [7]
Рис.2. Распределение температуры (6) и
температуры плавления (1 - 5) на разных
стадиях роста планеты
Как следует из результатов, представленных на рисунке 1, полученная модель
распределения плотности правильно отражает основную закономерность разреза.
Для модели Земли, описывающей аккумуляцию планеты с учетом адиабатического сжатия, получены оценки распределения плотности, гидростатического давления,
температуры плавления в зависимости от давления и варианты распределения температуры для последовательно увеличивающихся размеров растущей планеты.
1.
2.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Анфилогов В.Н. Возможный вариант дифференциации вещества на начальном этапе формирования Земли / В.Н. Анфилогов, Ю.В. Хачай // ДАН. – 2005. −Т.403, №6.
− С. 803-806.
Khachay Yu. Variants of temperature distributions in the Earth on its accumulation /
Yu. Khachay, V. Anfilogov // The study of the Earth as a planet by methods of geophysics, geodesy, and astronomy. – Kiev, 2009.
13
© ГИ УрО РАН, 2013
3.
4.
5.
6.
7.
Сафронов В.С. Эволюция допланетного облака и образование Земли и планет /
В.С. Сафронов. − М.: Наука, 1969. – С. 244.
Стейси Ф.Д. Физика Земли / Ф.Д. Стейси. − М.: Мир, 1972. − 342 с.
Kaula W.H. Thermal evolution of Earth and Moon growing by planetesimal impacts /
W.H. Kaula // J. Geophys. Res. – 1979 – Vol.84. − Р. 999-1008.
Тихонов А.Н. Об эволюции зон плавления в термической истории Земли /
А.Н. Тихонов, Е.А. Любимова, В.К. Власов // Доклады академии наук СССР. –
1969. – том 188, №2. – С. 338-341.
Жарков В.Н. Физика планетных недр / В.Н. Жарков, В.П. Трубицин. – М.: Наука,
1980. – 448 с.
Е.В. Арзамасцев
Институт геофизики УрО РАН, г. Екатеринбург
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ИЗМЕРИТЕЛЬНЫХ ПРЕОБРАЗОВАТЕЛЕЙ МАГНИТНОЙ
ИНДУКЦИИ В СОСТАВЕ КОМПЛЕКСА АППАРАТУРЫ ДЛЯ
ИНДУКЦИОННЫХ ЭЛЕКТРОМАГНИТНЫХ ЗОНДИРОВАНИЙ МЧЗ-8
Электромагнитное зондирование – метод электроразведки, основанный на изучении зависимости электрической и магнитной компонент переменного электромагнитного поля от его частоты и связи этой зависимости с изменением геоэлектрического
разреза с глубиной. Электромагнитное зондирование используется при картировании
электропроводящих залежей полезных ископаемых, инженерных изысканиях, поиске
водоносных горизонтов и для других целей.
Для измерения магнитной составляющей поля при проведении электромагнитных зондирований широко применяются преобразователи магнитной индукции, которые представляют собой замкнутый контур, пронизываемый измеряемым магнитным
полем. При этом контуры могут быть одно- и многовитковыми. Для увеличения потока
магнитной индукции, проходящей через площадь контура, в качестве сердечников могут использоваться ферромагнитные материалы.
В лаборатории электрометрии Института геофизики УрО РАН, разработан комплекс аппаратуры для малоглубинных индукционных электромагнитных зондирований
МЧЗ-8 [1]. Комплекс МЧЗ-8 состоит из двух устройств – блока генерации с рамочным
излучателем переменного магнитного поля и блока-измерителя. При проведении зондирований излучатель располагается горизонтально земной поверхности и на расстояниях, значительно превышающих диаметр генераторной рамки (1 м) может считаться
вертикальным магнитным диполем. Блок измерений служит для определения модулей
вертикальной
, радиальной
и угловой
составляющих напряженности магнитного поля на выделенных точках профиля. Измерения производятся на восьми рабочих частотах в диапазоне от 1,27 кГц до 162,5 кГц (162,5, 81,2, 40,6, 20,3, 10,2, 5,1,
2,54, 1,27 кГц). По полученным данным рассчитывается кажущееся сопротивление
грунтов и строятся геоэлектрические разрезы [2].
Чувствительным элементом (приемником) блока измерений МЧЗ-8 до настоящего момента является однокомпонентный преобразователь магнитной индукции со
стержневым ферритовым сердечником. Измерения всех пространственных компонент
напряженности магнитного поля в заданных точках проводятся в ходе электромагнитных зондирований путем ориентации приемника параллельно осям ортогональной системы координат. Измерение всех составляющих поля при помощи однокомпонентной
приемной антенны имеет недостатки: малую производительность, в связи со временем,
затрачиваемым на установку антенны параллельно каждой из трех пространственных
14
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
компонент, и большую погрешность измерений, по причине неточности ориентации
антенны. Поэтому, в лаборатории электрометрии был разработан трехкомпонентный
датчик магнитного поля, имеющий три ортогональных приемника-преобразователя
магнитной индукции. Приемники последовательно по одному подключаются к блоку
измерителя, производя измерение компонент поля.
В основу конструкции приемных антенн трехкомпонентного датчика положена
схема с одновитковым воздушным (без ферромагнитного сердечника) преобразователем магнитной индукции [3]. Для согласования с нагрузкой и повышения напряжения
на выходе преобразователя используется повышающий трансформатор напряжения,
который нагружается на емкость С для достижения резонанса на заданной частоте
(рис.1).
Как показано на рисунке, первичной обмоткой трансформатора является сам
контур магнитоприемника. Кольцевой виток приемника, диаметром 200 мм, выполненный из провода диаметром 8 мм, располагается в плоскости, перпендикулярной принимаемой компоненте магнитного поля. Отсутствие ферромагнитного сердечника успешно компенсируется большей площадью, охватываемой приемным контуром, поскольку
магнитная проницаемость компактных ферромагнитных сердечников невелика.
Калибровочная петля в составе магнитоприемников датчика служит для создания магнитного поля заданной величины с целью внесения поправок на изменение чувствительности магнитоприемника перед началом серии измерений. Чувствительность
магнитоприемника может изменять свое значение по причине изменения магнитной
проницаемости ферритового сердечника трансформатора в различных условиях окружающей среды. При этом изменяется коэффициент трансформации и, следовательно,
происходит смещение резонансной частоты контура, что влечет за собой изменение
чувствительности магнитоприемника на заданной рабочей частоте. Заданная величина
тока для проведения калибровки поступает в петлю из блока-измерителя, калибровка
производится на всех рабочих частотах МЧЗ-8.
Рис.1. Принципиальная конструкция магнитоприемников
преобразователя магнитной индукции.
Магнитоприемники датчика обеспечивают чувствительность около 0,75 мВ/нТл
на нижней частоте рабочего диапазона 1,27 кГц, что соответствует чувствительности
ферромагнитной антенны, применявшейся ранее в составе МЧЗ-8. Применение схемы
одновиткового преобразователя магнитной индукции с трансформаторным согласова15
© ГИ УрО РАН, 2013
нием нагрузки позволило разработать компактный, точный и чувствительный датчик
магнитного поля, который будет далее использоваться в комплекте аппаратуры.
1.
2.
3.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Байдиков С.В. Аппаратура для индукционных электромагнитных зондирований
«МЧЗ-8» / С.В. Байдиков, А.И. Человечков //Уральский геофизический вестник. –
2011. – №1. – С. 4-8.
Титлинов В.С. Индукционное электромагнитное зондирование при поисках рудных
месторождений / В.С. Титлинов. – Свердловск: УНЦ АН СССР, 1979. – С. 10-16.
Гонтарь И.М. Одновитковые рамочные магнитоприемники / И.М. Гонтарь,
Л.Я. Мизюк, В.А. Ничога // Геофизическая аппаратура. – 1975 – № 57 – С. 65-71.
Н.Ю. Афонин, И.В. Пудова, К.Б. Данилов
Институт экологических проблем севера УрО РАН, г. Архангельск
ИССЛЕДОВАНИЕ ГЕОЛОГО-ГЕОФИЗИЧЕСКИХ УСЛОВИЙ ПУНКТА
УСТАНОВКИ СТАЦИОНАРНОЙ СЕЙСМИЧЕСКОЙ СТАНЦИИ
«КЛИМОВСКАЯ»
Выбор пункта установки стационарной сейсмической станции является важным
моментом для дальнейшего эффективного решения задач сейсмического мониторинга.
Одним из условий является минимальный уровень микросейсмического фона в предполагаемом месте размещения сейсмической станции. Микросейсмический шум представляет собой непрерывные малоамплитудные колебания земной поверхности, которые генерируются экзогенными и эндогенными процессами.
Сейсмические шумы экзогенного происхождения связаны в основном с метеофакторами – ветром и осадками, а также с антропогенными источниками шума – движением транспорта, работой разнообразных предприятий и др. Их возможно спрогнозировать, как правило, непосредственно при выборе пункта установки сейсмической
станции. Понять закономерности проявления сейсмических шумов эндогенного происхождения возможно лишь в результате длительной эксплуатации сейсмической станции, а для выявления источников, порождающих их, необходима детальная информация
о строении геологической среды в окрестности пункта её установки.
Сейсмическая станция «Климовская» (KLM) установлена в Коношском районе
Архангельской области. Такое местоположение крайне выгодно для регистрации региональных сейсмических событий. На записях практически отсутствуют сейсмические
шумы экзогенного происхождения, но, как показывает анализ качества регистрируемой
сейсмической информации, на записях сейсмостанции KLM встречаются импульсные
микроколебания. Выявлено три основных типа микроколебаний, которые различаются
как по внешнему виду, так и по частотному диапазону (рис.1) [1].
Для выявления возможных источников микроимпульсов, а также предположительного их размещения, были привлечены геолого–геофизические материалы [2] района размещения KLM, и проведены локальные геофизические исследования. Согласно
[2], рассматриваемый район входит в Онего-Двинской блок Онежско-Сухонской моноклинали Московской синеклизы (рис.2).
16
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Рис.1. Импульсные микроколебания (ИМК) и их спектры:
а – ИМК 1 типа; б – ИМК 2 типа; в – ИМК 3 типа
Из рисунка 2 видно, что KLM (красный треугольник) расположена между крупными разломами I порядка (Л – Лачский, В – Вожегский), которые разграничивают
блоки земной коры разного возраста и состава. Дорифейский кристаллический фундамент перекрыт вендско-фанерозойским чехлом. Структура разбита продольными и поперечными нарушениями на блоки с общим погружением их на восток. О мобильности
этой структуры в фанерозое свидетельствует наличие трещиноватых зон с глубиной
проработки до 400-450 м [2]. Фундамент перекрыт вендскими терригенными породами,
отложениями девонской системы переслаиванием глин, алевритов, песков, отложениями карбона переслаиванием песков, глин, отложениями пермской системы доломитов,
известняков и отложениями четвертичного возраста, представленных суглинками, глинами, с примесью гравия, гальки и валунов от 10 до 50% (рис.3).
Рис.2. Схема структурно-тектонического районирования дорифейского фундамента:
1 − Онего-Двинской блок; 2 – Воже-Лачский выступ; 3 – Бекетовско-Харовский авлакоген; 4 – крупные разломы I порядка; 5 – разломы II-III порядков; 6 – локальные разломы
разных порядков; 7 – разломы, выделенные по космическим снимкам;
8 – изогипсы поверхности фундамента; 9 – точки расчетов глубины поверхности фундамента по магнитометрическим данным
17
© ГИ УрО РАН, 2013
Рис.3. Часть стратиграфии района: а) по скважине о. Воже:
1 – дезинтегрированные карбонатные породы; 2 – доломиты; 3 – известняки доломитизированные; 4 – известняки хемогенные; 5 – известняки органогенные;
6 – известняки обломочные; 7 – загипсованные карбонатные породы;
8 – мергели; 9 – гипсы; 10 – глины; 11 – пески; 12 – алевролиты; 13 – алевриты;
б) схема расположения скважин
В основу детальных локальных исследований положено два метода: сейсморазведочный метод преломленных волн (МПВ) (для построения скоростного разреза верхней части грунтового основания) и метод микросейсмического зондирования (ММЗ)
(для выявления вертикальных и субвертикальных неоднородностей в земной коре),
схема наблюдений представлена на рисунке 4. Выбор такой системы наблюдений связан с тем, что источник микроколебаний, по предварительным расчетам, находится в
150-200 м севернее станции.
Рис.4.Схема расположения профилей вблизи сейсмостанции
18
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
По методу преломленных волн построен скоростной разрез (рис.5). Получена
граница, которая, предположительно, разделяет четвертичные отложения и отложения
известняков, что согласуется с данными стратиграфической колонки по ближайшей
скважине (о. Воже). Скорости вдоль преломляющей границы составляют 1940-2160 м/с,
а средние скорости до границы 540-630 м/с.
Рис.5. Скоростной разрез верхней части грунтового основания
Метод микросейсмического зондирования (ММЗ) основан на следующем: спектральные амплитуды микросейсм на определенных частотах увеличиваются при прохождении низкоскоростных неоднородностей и уменьшаются при прохождении высокоскоростных [3]. При реализации ММЗ учитывают, что вертикальная компонента
смещений в микросейсмическом шуме представлена в основном вертикальной компонентой смещения фундаментальной моды волны Релея; источники микросейсм распределены в пространстве достаточно равномерно. При этом сама неоднородность может
находиться на определенной глубине, а соответствующие изменения интенсивности
ощущаться на дневной поверхности. О глубине залегания неоднородности можно судить из того, что волна наиболее ярко “реагирует” на неоднородность при ее залегании
на глубине, близкой к половине длины волны [3].
Рис.6. Геофизический разрез, полученный по методу микросейсмического зондирования, оконтурена предполагаемая зона трещиноватости
В работе значения скоростей волны Релея рассчитывались как 0,9Vs, где значения Vs оценивались согласно стратиграфической колонке (см. рисунок 3) и данных сейсморазведки. К обработке были привлечены частоты выше 1 Гц, которые уверенно регистрировались велосиметрами СМ3-КВ. На рисунке 6 представлен геофизический раз19
© ГИ УрО РАН, 2013
рез, полученный по методу микросейсмического зондирования. Выделена вертикальная
неоднородность, проявляющаяся в виде повышенной относительной интенсивности
микросейсм, на расстоянии 170 м севернее пункта установки сейсмостанции. Предположительно, это зона трещиноватости. Возможность наличия таких зон согласуется с
проведенными ранее геофизическими исследованиями на данной территории [2].
Был проведен качественный анализ регистрируемых микроимпульсов на предмет
определения местоположения их эпицентра. Учет значения скоростей, характерных для
данного геологического района, определение азимутального направления позволяет
сказать, что эпицентр находится на расстоянии около 200 м от KLM. Данный результат
достаточно хорошо согласуется с рекогносцировочными результатами ММЗ.
Таким образом, проведенные геофизические исследования позволяют сказать,
что одним из источников высокочастотных микроколебаний, выделяемых на сейсмической записи, является выделенная зона трещиноватости в районе установки KLM. Для
достоверного выделения зон трещиноватостей, необходимо проведение площадных исследований ММЗ. Результат данных исследований показывает необходимость проведения детальных исследований геолого-геофизической ситуации предполагаемого места
установки стационарных сейсмических станций.
Работа выполнена при частичной поддержке гранта президента РФ МК6178.2012.5 "Выявление геофизических неоднородностей в верхней части земной коры
на основе анализа поля микросейсмических колебаний в арктических и приарктических
регионах".
1.
2.
3.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Сейсмологические исследования в арктических и приарктических регионах / Коллектив авторов // Под ред. чл.-корр. РАН Ф.Н. Юдахина. – Екатеринбург: УрО РАН,
2011. − С. 65-73.
Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1:200000.
Серия Тихвинско-Онежская. Листы Р-37-XXIII (Няндома), Р-37-XXVIII, Р-37-XXIX
(Коноша). Объяснительная записка. − СПб.: Изд-во СПб кртфабрики ВСЕГЕИ,
2001. – 102 с.
Горбатиков А.В. Закономерности формирования микросейсмического поля под
влиянием локальных геологических неоднородностей и зондирование с помощью
микросейсм / А.В. Горбатиков, М.Ю. Степанова, Г.Е. Кораблев // Физика Земли. −
№7. − 2008. − С. 66-84.
И.Н. Безродная, А.В. Нестеренко
Киевский национальный университет имени Тараса Шевченко, г. Киев
АНАЛИЗ ЕМКОСТНЫХ И УПРУГИХ СВОЙСТВ ОБРАЗЦОВ КЕРНА
ЗАРЕЧНОЙ ПЛОЩАДИ ДЛЯ ПРОГНОЗА ИХ КОЛЛЕКТОРСКИХ
ВОЗМОЖНОСТЕЙ
Введение. Исследование и поиски залежей нефти и газа занимают передовые позиции при геологических и геофизических работах. Перспективы их на территории основных нефтогазоперспективных провинций Украины связаны с поисками и разведкой
сложнопостроенных коллекторов. Петрофизические исследования играют важную роль
при интерпретации результатов геофизических исследований скважин и являются основой для построения математических моделей для оценки и прогноза фильтрационноемкостных свойств пород-коллекторов.
20
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Задачей данной работы является анализ емкостных и упругих свойств образцов
горных пород для прогноза их коллекторских свойств. Площадь, по которой изучались
образцы – Заречная (скважина №3А, интервал 3010-3022 м), является частью Руденковско-Пролетарского нефтегазоносного района.
Состояние проблемы. Руденковско-Пролетарский нефтегазоносный район размещен в центральной части южной прибортовой зоны Днепровско-Донецкой впадины
(ДДв) (рис.1). Он включает структуры, которые относятся к ряду поднятий, простирающихся вдоль Михайловско-Голубевского вала и структуры, непосредственно примыкающие к краевому разлому, который отделяет прибортовую зону грабена от его борта.
Среди большого количества (более 40) открытых здесь месторождений на 10-и известны залежи нефти, газа и газоконденсатов.
Рис.1. Заречная площадь и основные нефтегазоносные провинции Украины
Изучением геологического строения и нефтегазоносности ДДв и конкретно Руденковско-Пролетарского района в разное время занимались Н.Ф. Балуховский,
И.Г. Баранов,
И.Н. Безродная,
Г.И. Вакарчук,
С.В. Варичев,
С.А. Выжва,
И.В. Высочанский, З.Я. Войцицкий, А.Н. Карпенко, В.Н. Курганский, Л.В. Курилюк,
В.Д. Кукуруза,
А.В. Майоров,
В.В. Огарь,
Г.Т. Продайвода,
А.Я. Радзивилл,
А.Б. Холодных, П.Ф. Шпак и другие.
Заречная площадь относится к наиболее тектонически-активным участкам грабена со сложно дислоцированным осадочным покровом. Он характеризируется большим количеством структур разного генезиса, морфологии и размеров, формирование
которых происходило в разные периоды геологической истории. В осадочном покрове
прослеживается множество перерывов в осадконакоплении и размывы значительных по
мощности слоев. В геологическом строении территории берут участие отложения девонского, каменноугольного, пермского, триасового, юрского, мелового и кайнозойского возраста.
Исследуемые образцы относятся к глубинам порядка 3 км. При их исследовании
значительное внимание было уделено литолого-петрографическим исследованиям, которые включали определение текстурно-структурных характеристик породы и ее минералогического состава.
По составу изучаемый разрез терригенно-карбонатный с органогенными включениями. Среди пород, входящих в состав коллекции, преобладают песчаники, извест21
© ГИ УрО РАН, 2013
няки, органогенные известняки. Для большинства из них характерно наличие глинистой фракции. Именно наличие глинистой компоненты и отсутствие количественной
информации о ее составе может приводить к некоторым разночтениям при анализе полученных данных.
Результаты исследований. В данной работе внимание акцентируется на петрофизической части изучения образцов. Для лабораторных исследований образцы были
разделены соответственно их литолого-минералогическим свойствам – известняки,
песчаники и породы песчано-карбонатного состава.
Все исследования проводились в петрофизической лаборатории геологического
факультета Киевского национального университета имени Тараса Шевченко.
Основные этапы петрофизических исследований:
- измерение геометрических параметров образцов;
- изучение петрофизических параметров;
- экстрагирование образцов (в растворе хлороформа – для извлечения битумных компонентов и в спиртобензольной смеси – для извлечения минеральных солей), сушка образцов при 105°С и изучение петрофизических параметров;
- насыщение образцов керосином, изучение петрофизических параметров;
- экстрагирование образцов в растворе хлороформа для удаления керосина (2е экстрагирование), сушка образцов при 105°С, изучение петрофизических
параметров;
- насыщение образцов минерализованной водой (модель пластовой воды),
изучение петрофизических параметров;
- определение параметров при разной водонасыщенности (при разных оборотах ротора центрифуги), изучение петрофизических параметров;
- экстрагирование образцов с целью удаления минерализованной воды в
спиртобензольной смеси, сушка образцов при 105°С, изучение петрофизических параметров;
- насыщение образцов минерализованной водой, изучение петрофизических
параметров.
При исследованиях керна были получены данные по петрофизическим свойствам для сухих (после экстрагирования) и насыщенных моделями пластовой воды
(минерализованная NaCl вода) и нефти (керосин) образцов.
Авторами были исследованы такие параметры, как:
• плотность газонасыщенной породы (после экстрагирования) колеблется в пределах 2,43-3,10 г/см3, при чем для карбонатных пород значения превышают показатели
для терригенных пород, в частности, за счет наличия включений сидерита;
• объемные плотности водо- и нефтенасыщенных образцов изменяются в пределах 2,46-3,12 г/см3 в зависимости от литологии (для карбонатных пород значения выше) и насыщения (для пород, насыщенных керосином, характерны более низкие значения сравнительно с породами, насыщенными моделью пластовой воды)
• коэффициент открытой пористости (после экстрагирования) колеблется от 1 до
6 %, причем для песчаников он выше, чем для известняков;
• абсолютная проницаемость находится в пределах 0,01-14 фм2 , коэффициент абсолютной газопроницаемости – 0,01-57·10-3 мкм2, при чем оба параметра характеризуются значительным превышением значений для песчаников над значениями для известняков;
•
скорость продольных волн (в зависимости от литологии и пустотного наполнителя) – изменяется от 3000 до 6000 м/с, для песчаников – 3000-4500 м/с, для известняков – 3600-5400 м/с, при насыщении пустот скорость продольных волн возрастает (для
22
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
модели пластовой воды в среднем на 1130 м/с, а при насыщении моделью нефти – на
1090 м/с).
Авторами проведены статистические исследования петрофизических параметров, построены зависимости между данными по плотности, пористости, проницаемости
и скоростям упругих волн для разных литологических групп образцов керна (карбонатной, терригенной и карбонатно-терригенной). В качестве наглядных примеров результатов анализа на рис.2, 3 представлены некоторые из полученных зависимостей для
выборки известняков (для разных параметров и разных заполнителей пустотного пространства).
5900
5800
5700
vp,м/с
5600
5500
5400
5300
5200
5100
0,4
0,6
0,8
1,0
1,2
1,4
1,6
1,8
2,0
2,2
2,4
2,6
Кп, %
Рис.2. Зависимость между коэффициентом пористости и скоростью продольных волн
(для выборки известняков, насыщенных NaCl)
Рис.3. Зависимость между плотностью и скоростью продольных волн образцов
(для выборки известняков, насыщенных керосином)
Зависимости между представленными параметрами для обоих типов связей хорошо аппроксимируются линейными функциями и выглядят следующим образом:
- для скорости продольных волн и коэффициента пористости:
(1),
v p = 6082 − 392 К п
23
© ГИ УрО РАН, 2013
при R2 = 0,91 – для выборки известняков, насыщенных минерализованной водой
(модель пластовых вод), где v p - скорость продольных волн, Кп – коэффициент пористости;
- для скорости продольных волн и плотности образцов:
(2),
v p = 3,1ρ − 2920
2
при R = 0,85 – для выборки известняков, насыщенных керосином (модель
нефти), где v p - скорость продольных волн, ρ - плотность образцов керна.
В целом, с увеличением плотности и уплотнением горной породы скорость продольных волн в ней возрастает (рис.3), при чем для насыщенных пород более интенсивно, сравнительно с сухими образцами (так как пустотные заполнители повышают
значения скоростей упругих волн в породах), что характерно для всех выборок образцов, а с увеличением пористости (рис.2) во всех выборках скорость продольных волн
уменьшается (так как увеличивается объем пустотного пространства и влияние пустотных заполнителей).
Выводы. Таким образом, в рамках данной работы были проведены исследования
петрофизических свойств образцов Заречной площади ДДв (скважина №3А, интервал
3010-3022 м). Полученные данные были использованы для статистического исследования параметров горных пород, в частности, емкостных и акустических, а также для поиска собственно петрофизических связей между ними. Из коллекции пород выделено 6
образцов, которые могут классифицироваться как низкопористые коллектора нефти и
газа. Данные результаты при дальнейшей обработке лягут в основу разрабатываемой
математической модели низкопористых карбонатных и терригенных коллекторов района исследований.
1.
2.
3.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Добрынин В.М. Петрофизика (Физика горных пород): Учеб. для вузов. 2-ое изд.
перераб. и доп. / В.М. Добрынин, Б.Ю. Вендельштейн, Д.А. Кожевников // под редакцией д. ф.-м. н. Д.А. Кожевникова. – М.: ФГУП Издательство «Нефть и газ»
РГУ нефти и газа им. И.М. Губкина, 2004. – 368 с.
Методичні вказівки з лабораторних занять з курсу «Геофізичні методи досліджень»
для студентів геологічних спеціальностей / Упорядники – ст.н.с. Безродна І.М, доц.
Безродний Д.А. – електронний ресурс, 2012 – 65 с.
Тиаб Дж. Петрофизика: теория и практика изучения коллекторских свойств горных
пород и движения пластовых флюидов / Дж. Тиаб, Эрл Ч. Доналдсон // Перевод с
английского. – М.: ООО «Премиум Инжиниринг», 2009. – 868 с.
А.В. Богомолов
ФГБОУ ВПО «Уральский государственный горный университет», г. Екатеринбург
АНАЛИЗ КОМПЛЕКСНЫХ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ ДАННЫХ ЗОЛОТОСУЛЬФИДНО-КВАРЦЕВЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ТЫНДИНСКОГО РАЙОНА
Перспективные золоторудные участки Тындинского района расположены в центральной части площади в пределах южного и северного контакта Брянтинской вулканотектонической структуры и вмещающих её пород. Наиболее древними образованиями являются габброиды хорогочинского и амфиболиты лучанского интрузивных комплексов. Кроме того, присутствуют вулканогенно-осадочный и субвулканический комплексы. Для данных комплексов наиболее характерны процессы аргиллизации и пропилитизации, в меньшей степени проявлены прожилково-метасоматическое окварцева24
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
ние, сульфидизация, карбонатизация. Породы часто изменены и интенсивно эпидотизированы, хлоритизированы, рассланцованы до образования бластомилонитов, окварцованы. В них отмечается сульфидная минерализация, по которой развиваются вторичные минералы железа. Породы массивные, практически неподверженные вторичным
изменениям. Из-за высокой прочности они хорошо выражены в рельефе, образуя уступы, гривки, часто наблюдаются в элювиальных отложениях. Четвертичные отложения
занимают более 30 % площади. Мощность мерзлоты в некоторых случаях достигает
более 30 м, что искажает результаты геофизических работ, резко увеличивая сопротивление пород [1].
Промышленный тип золота – золото-сульфидно-кварцевый, генезис – жильный
(по Щепотьеву и др., 1998, с дополнениями авторов) [4].
Для прогноза золотого оруденения проведен многомерный статистический анализ на основе функции комплексного показателя (λ, Г.С. Вахромеев) и метода редких
сочетаний (Р) [3]. Для нормировки параметров функции комплексного показателя используются формулы:
(1)
где ρк – удельное электрическое сопротивление, ΔT – приращение магнитной индукции,
φ – фазовый параметр вызванной поляризации, ,
, – среднее арифметическое, S –
среднее квадратичное отклонение, λ – функция комплексного показателя. Всего возможно 6 вариантов формирования функции комплексного показателя. Комплексный
показатель сформирован так, чтобы интересующий нас физико-структурный комплекс
выделялся областью максимальных значений, например: сульфиды отличаются низким
удельным электрическим сопротивлением, низкими магнитными свойствами и высоким значением вызванной поляризации, поэтому λ вычисляется по формуле:
(2)
Параметр метода редких сочетаний вычисляется для оценки взаимосвязи редко
встречающихся особенностей геологического строения площади, отражающихся в геофизических полях с рудной минерализацией.
В качестве обобщенной характеристики, объединяющей функцию комплексного показателя и параметр метода редких сочетаний, предложен параметр K [1]. Для получения
объединенного параметра необходимо выполнить нормировку параметра метода редких сочетаний. Это нужно для того, чтобы функция комплексного показателя и параметр метода
редких сочетаний изменялись в одном диапазоне [-9; 9] и были безразмерными. Поскольку
функция комплексного показателя ориентирована на максимальные значения, необходимо
выбрать соответствующую формулу расчета параметра метода редких сочетаний. Для этого
вводится Р0:
(3)
где Р – параметр метода редких сочетаний, Р0 – вероятность того, что параметр не примет
заданное значение. Таким образом, исходя из формул (1) и (3), параметр K принимает вид:
(4)
Весовой коэффициент 1,5 вводится для того, чтобы увеличить влияние параметра метода редких сочетаний, т.к. он отражает поведение трех полей – магнитного, электрического
и ВП.
Расчетные формулы:
(5)
25
© ГИ УрО РАН, 2013
Были вычислены теоретические кривые объединенного параметра для тел правильной геометрической формы. На рис.1 представлены графики для горизонтального кругового
цилиндра, шара и наклонного пласта. Нормировка проведена на максимальное значение поля. Все значения K положительны для всех объектов. Максимальные значения K не превышают двух. Графики K для шара и кругового цилиндра практически совпадают. Кривая для
наклонного пласта имеет ассиметричную форму с меньшим градиентом в направлении пласта. По данным графикам можно определить форму объекта.
а
б
Рис.1. Теоретические кривые объединенного параметра для:
а – шар и горизонтальный круговой цилиндр; б – наклонный пласт.
Всего возможно, с точностью до знака, 12 вариантов формирования параметра
K. Для анализа параметра K были составлены матрицы сопряженности.
Были проведены расчеты функции комплексного показателя и параметра K для территории распространения продуктивного и непродуктивного комплексов. Для продуктивной
зоны полученные средние значения составили: для магнитного поля 640 нТл; для сопротивлений 870 Ом∙м; поляризуемость 8,1%. Значение параметра K9 над продуктивной зоной
составляет 4,33. Для непродуктивной зоны полученные средние значения составили: для
магнитного поля 620 нТл; для сопротивлений 1120 Ом∙м; поляризуемость 8,91%. Значение
параметра K9 над непродуктивной зоной составляет 4,46.
Для определения взаимосвязи параметров T, ρк и φ были построены корреляционные поля (рис.2.).
26
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
а
б
в
Рис.2. Корреляционные поля: а – над непродуктивной зоной;
б – над рудной зоной; в – над жилами.
В результате расчетов получены следующие коэффициенты корреляции:
- Rρφ= -0,31 над непродуктивной зоной (95% ДИ 0,43-0,18);
- RTρ= 0,37 над рудной зоной (95% ДИ 0,25-0,49);
- Rρφ= 0,23 над жилами (95% ДИ 0,10-0,35).
Для наблюденного магнитного поля и кажущегося сопротивления были построены гистограммы, на которых высокие значения магнитного поля соответствуют высоким значениям кажущегося сопротивления. Кроме того, на гистограмме магнитного
поля Т отчетливо прослеживаются два максимума, т.е. высокие значения магнитного
поля характерны для зон окварцевания, перспективных на золотое оруденение.
27
© ГИ УрО РАН, 2013
Выводы:
• при обработке результатов поисковых работ масштаба 1:10 000 для выявления
зон метасоматоза эффективно вычислять параметр метода редких сочетаний (Р) и
параметр Ki, в зависимости от геологической обстановки;
• при обработке результатов поисковых работ масштаба 1:2 000 для выявления
продуктивного комплекса эффективно вычислять функцию комплексного показателя и параметр Ki;
• при проведении обработки с помощью вычисления параметра Ki, предлагается
выделять три основных зоны метасоматоза:
1. зоны окварцевания выделяются на картах параметра K8 интенсивными положительными аномалиями;
2. зоны аргиллизации выделяются на картах параметров K2, K8, K10 положительными аномалиями;
3. зоны сульфидизации выделяются на картах параметров K6, K9 положительными аномалиями.
1.
2.
3.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Богомолов А.В. Обработка комплексных геофизических данных при поисках золота в Тындинском районе Амурской области / А.В. Богомолов, В.Б. Виноградов //
Вопросы теории и практики геологической интерпретации гравитационных, магнитных и электрических полей: Материалы 40-й сессии Международного семинара
им. Д.Г. Успенского, 28 января – 1 февраля 2013 г. – М.: ИФЗ РАН, 2013. – С. 5356.
Долгаль А.С. Компьютерные технологии обработки и интерпретации данных гравиметрической и магнитной съемок в горной местности / А.С. Долгаль. – Абакан:
ООО «Фирма «Март», 2002. – 188 с.
Оценка прогнозных ресурсов алмазов, благородных и цветных металлов. Вып. Золото. – ЦНИГРИ, 2010. – 182 С.
Д.Д. Бызов, М.П. Мартышко
Институт геофизики им. Ю.П. Булашевича УрО РАН, г. Екатеринбург
АППРОКСИМАЦИЯ ГРАВИТАЦИОННОГО ПОЛЯ ПРИ ПОМОЩИ
КОНЕЧНОГО НАБОРА МАТЕРИАЛЬНЫХ ОТРЕЗКОВ
В ТРЕХМЕРНОМ СЛУЧАЕ
Решение обратных задач гравиразведки тесно связано с задачами аппроксимации. В.Н. Страхов и А.В. Цирульский предложили подбирать наблюдённые гравитационные данные не полями модельных тел, а гармоническими функциями, имеющими
особенности
в
нижнем
полупространстве
(полуплоскости).
В
работах
А.В. Цирульского, Ф.И. Никоновой, Н.В. Фёдоровой эта идея была реализована в
двухмерном случае: определен оптимальный для аппроксимации класс логарифмических функций, особенности которых располагались на отрезках, разработаны алгоритмы подбора и на их основе составлены программы. В трехмерном случае, ввиду указанного свойства использованного класса, было принято решение аппроксимировать
наблюденные данные полями сингулярных источников – материальных отрезков. Первые работы о возможности такого подбора (с примерами) в трехмерном случае были
выполнены Ф.И. Никоновой, Н.В. Фёдоровой – для гравитационного поля,
П.С. Мартышко – для электрического поля.
28
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
В настоящей работе с использованием современных средств программирования
реализован алгоритм аппроксимации на основе метода сопряженных градиентов, построены примеры подбора гравитационного поля простой модели и реально измеренных аномалий в редукции Буге.
Рассмотрим задачу аппроксимации в следующем виде. Пусть в точках некоторого множества
заданы значения вертикальной производной
потенциала гравитационного поля, создаваемого некоторым ограниченным телом. Требуется
приблизить данное поле при помощи набора сингулярных источников. В качестве сингулярных источников в работе рассматриваются материальные отрезки конечной длины с постоянной линейной плотностью. Каждый отрезок из набора полностью определяется семью параметрами: координатами и массой.
Формула для вертикальной производной гравитационного поля отрезка с декартовыми координатами концов
,
в точке
, не лежащей на самом отрезке, находится путем непосредственного интегрирования:
(1)
,
, m – масса отрезка, γ – гравигде
тационная постоянная.
Задача приближения заданного поля сводится к минимизации некоторого функционала F, характеризующего степень близости гравитационных полей – исходного и
создаваемого набором отрезков. Такой функционал можно задавать различными способами. В работе использовался следующий вариант определения:
(2)
где
– поле i-ого отрезка,
– аппроксимируемое поле, N – количество используемых отрезков.
Для минимизации F применяется алгоритм Полака-Райбера с ограничениями,
относящийся к классу методов, использующих сопряженные направления [1]. Поиск
решения производится на компакте, что обеспечивает его устойчивую сходимость. Далее приведено общее описание метода.
Требуется найти
, где – вектор параметров размерности 7N, P –
компактное
множество ограничений. Выбирается начальное значение
. На k-ой итерации алгоритма выполняются следующие действия:
,
1)
3) фиксируются элементы , достигшие ограничений;
Однопараметрический поиск производится методом золотого сечения. Условия
остановки итерационного процесса:
,
.
29
© ГИ УрО РАН, 2013
мерах.
Данный алгоритм программно реализован и протестирован на следующих при-
Задаем прямоугольный параллелепипед [-20; 20]×[-10; 10]×[-10; -5] км3, грани
которого параллельны координатным осям, длины ребер равны 40 км, 20 км и 5 км по
осям Ox, Oy, и Oz соответственно, плотность – 1 г/см3 (рис.1 и 2). Вертикальная компонента гравитационного поля от данного параллелепипеда (рис.3а), посчитанная в плоскости z=0 (на расстоянии 5 км от его верхней грани) аппроксимируется полем 4 материальных отрезков, начальные параметры которых выбраны случайным образом внутри параллелепипеда [-50; 50]×[-50; 50]×[-50; 0] км3, масса всех отрезков – 1е+12 кг,
ограничения не накладывались.
Рис.1. Модельный параллелепипед и подобранные отрезки в изометрической проекции
Рис.2. Проекции модельного параллелепипеда и подобранных отрезков на координатные плоскости
Численные результаты работы алгоритма приведены в таблице 1, проекции итоговых отрезков и модельного параллелепипеда – на рисунках 1 и 2, поле подобранных
отрезков – на рисунке 3б, разность полей параллелепипеда и отрезков – на рисунке 4.
Относительная невязка подбора поля составила 22%.
Таблица 1
Параметры подобранных отрезков (длины в км, масса в 1е+12 кг)
ξ1
η1
ζ1
ξ2
η2
ζ2
m
1
-15,12
3,69
-4,59
15,12
3,69
-4,59
148,29
2
-15,12
-3,69
-4,59
15,12
-3,69
-4,59
148,29
3
-7,54
-15,45
-4,48
7,54
15,45
-4,48
83,6
4
-7,54
15,45
-4,48
7,54
-15,45
-4,48
83,6
30
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Рис.3. а) Поле модельного параллелепипеда; б) поле подобранных отрезков
Рис.4. Разность полей модельного параллелепипеда и подобранных отрезков
Рис.5. а) Изолинии измеренного поля и проекции на дневную поверхность отрезков в
начальном положении; б) проекции на дневную поверхность подобранных отрезков и
изолинии гравитационного поля от них
31
© ГИ УрО РАН, 2013
Второй пример – подбор 50 материальными отрезками аномалий гравитационного поля в редукции Буге, полученных непосредственными измерениями на площади
15×16 км2 на неравномерной сетке (примерно 2500 точек). Устанавливались ограничения на геометрическое расположение отрезков: по латерали они должны были оставаться в пределах целевой области, по глубине – в слое от 0 до 10 км; ограничения на
массу не накладывались. На рисунке 5а показаны изолинии измеренного гравитационного поля и нанесены проекции на дневную поверхность отрезков в начальном положении. Все отрезки располагались на глубине 2 км, масса выбиралась с тем расчетом,
чтобы поле от отрезка в двух точках над его концами на дневной поверхности максимально совпадало с измеренным полем в этих точках. На рисунке 5б показаны проекции на дневную поверхность подобранных отрезков и гравитационное поле от них. Относительная невязка подбора поля составила 6%.
Рис.6. Распределение средней плотности тонких горизонтальных слоев,
расположенных на данной глубине
О распределении подобранных отрезков по z-координате можно судить по рисунку 6, на котором показан график распределения средней плотности тонких горизонтальных слоев, расположенных на данной глубине, масса каждого слоя принимается
равной суммарной массе частей отрезков, лежащих в этом слое.
Работа выполнена при поддержке гранта ОФИ УрО РАН № 12-5-024-РОСТЭК.
1.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Химмельблау Д. Прикладное нелинейное программирование / Д. Химмельблау //
Под ред. Быховского М.Л. / Пер. с англ. – М.: Мир, 1975. – 536 с.
Ю.В Варлашова, Д.Ю. Шулаков
Горный институт УрО РАН, г. Пермь
ИЗУЧЕНИЕ СЛАБОЙ СЕЙСМИЧНОСТИ КАРСТООПАСНЫХ ОБЛАСТЕЙ
Круг задач в области сейсмомониторинга карста достаточно широк. До сих пор
остается актуальной задача выделения и распознавания полезных сигналов. Сложными
и малоисследованными на сегодняшний день являются вопросы углубленной обработки и интерпретации материалов наблюдений за опасными геологическими процессами.
Изучение сейсмической стороны карстовых процессов позволит получить полезные в
научном и практическом плане результаты [1, 3].
32
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
В исследовании приводятся результаты сейсмического мониторинга на третьем
карстовом провале в г. Березники, Пермский край, Россия.
Карстовое образование является одним из природно-техногенных явлений,
представляющих наибольший потенциал комбинированных рисков с точки зрения социально-экономических результатов. В 04:45 04.12.2011 г. севернее АБК БШСУ образовался провал на земной поверхности размерами 22х15 м, который приурочен к краевой части мульды интенсивных оседаний земной поверхности, происходящих на данной территории в течение 2011 г [2]. Развернутая сейсмологическая сеть позволяет
проводить мониторинг микросейсмической активности, связанной с процессами образования карстовой воронки.
В данном случае изучаемыми динамическими процессами являются хрупкие
разрушения в существующих горных выработках, трещинообразование в окружающих
их соляной и надсоляной толщах в результате деформации массива, оползни в бортах
провала, обрушения пород кровли и стенок выработок и карстовых полостей и т.п.
Все зарегистрированные сейсмические события на изучаемом объекте можно
разделить по характеру волновых форм и спектральным особенностям на следующие
типы:
Тип №1. События с четкими вступлениями сейсмических волн и длительностью
до одной секунды, имеющие, как правило, небольшую энергию (десятки – первые сотни Дж) и высокую частоту (более 30 Гц) сигналов (рис.1а). Четкая корреляция сигналов
косвенно указывает на глубинное происхождение источника. Для данных явлений удается достаточно надежно оценить положение очага. Отмеченные особенности событий
позволяют ассоциировать их с процессами трещинообразования в приконтурной части
карстовой полости или с актами разрушения в горных выработках.
Тип №2. Для событий 2-го типа обычно сложно выделить вступления отдельных
фаз. Соответственно для них качество оценки положения очага обычно ниже, чем для
событий 1-го типа. Длительность записей данных событий (рис.1б) составляет первые
секунды, а их сигналы характеризуются низкочастотным составом (2-20 Гц). Также
можно отметить, что события 2-го типа обычно имеют бóльшую энергию (сотни Дж и
первые кДж). Приведенные особенности событий 2-го типа позволяют ассоциировать
их с продолжительными процессами разрушения (например, обрушением пород кровли
или стенок карстовой полости) или с процессами разрушения на небольшой глубине (в
пределах сотни метров).
Тип №3. События обычно длятся десять секунд и более. В отличие от других типов сигналов, для которых максимумы амплитуд достигаются на первых секундах события, сейсмические явления (рис.1в) не имеют четкого вступления, характеризуется
медленным нарастанием амплитуды, и являются самыми низкочастотными (0,2-6 Гц).
Эпицентры таких событий ложатся на приконтурную часть карстовой полости, что, вероятно, указывает на оползневую природу очага.
События третьего типа были отмечены в период образования воронки. Максимальное их количество событий оползневого типа было отмечено в период активного
таяния снега (начало апреля 2012 г.). После схода снежного покрова количество событий резко уменьшилось.
Тип №4. У данного типа событий волновые формы низкочастотные (2-6 Гц), амплитуда сигнала на порядок больше сейсмического шума, длительность − первые секунды. Энергия составляет первые кДж. Эпицентры располагаются в пределах засыпанной воронки в районе железнодорожной станции г. Березники и Березниковского
шахтостроительного управления (рис.1г). Вероятнее всего, эти явления ассоциируются
с подвижками и уплотнением в песчано-гравийной смеси, заполняющей воронку.
33
© ГИ УрО РАН, 2013
Рис.1. Сейсмограммы и соответствующие им спектры
сейсмических событий различного типа
Для сравнения приведены волновые формы и спектры для телесейсмического
землетрясения (рис.1д), импульсной помехи вызванной движением автотранспорта
(рис.1ж) и записи монохроматических техногенных шумов (рис.1е).
Описанный анализ позволяет в существенной мере формализовать процесс
идентификации природы событий (табл.1), избавив его от субъективного мнения и
опыта оператора. Накопленный опыт позволит внести вклад в улучшение обнаружения
типов источников и распознавания при проведении мониторинга опасных геологических процессов.
34
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Тип №1.
Трещинообразование в приконтурной части карстовой
полости или акты разрушения в горных выработках
Тип №2.
Обрушение пород кровли
или стенок карстовой полости, процессы разрушения
на небольшой глубине
Тип №3.
Оползни
Тип №4.
Подвижки и уплотнение в
песчано-гравийной смеси,
заполняющей воронку
1.
2.
3.
Длитель
тельность, с
Тип и природа события
Частота,
Гц
Таблица 1
Энергия,
Дж
>30
0,1-1
10-500
2-20
1-5
100-2000
0,2-6
>10
500-5000
2-6
1-5
1000-10000
Особенности волновых
форм
Четкие вступления
Сложно выделить вступления отдельных фаз
Нет четкого вступления,
медленное нарастание амплитуды
Низкочастотная поверхностная волна характеризуется обратной дисперсией
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Маловичко Д.А. Технология сейсмологического мониторинга карстовых процессов
(на примере рудника БКПРУ-1 Верхнекамского месторождения калийных солей) /
Маловичко Д.А. [и др.] // Изменение окружающей среды и климата: природные и
связанные с ними техногенные катастрофы: 8 т. Т1: Сейсмические процессы и катастрофы / Под ред. А.О. Глико. − М.: ИФЗ РАН, 2008. − С. 237-254.
Маловичко А.А. Разработка методики выявления карстовых полостей и оценки динамики их развития по данным локального сейсмологического мониторинга/ Маловичко А.А. [и др.] // Региональный конкурс РФФИ-Урал. Результаты научных
исследований, полученные за 2007-2009 гг. Сб. статей. − Пермь: ПНЦ УрО РАН,
2010. − Ч.2. − С. 188-192.
Маловичко Д.А. Локальные сейсмологические наблюдения за карстовыми процессами / Маловичко Д.А. [и др.] // Физика Земли. – 2010. − № 1. − С. 62-79.
А.Г. Вдовин
Институт геофизики УрО РАН, г. Екатеринбург
ПРИМЕНЕНИЕ ТРЕХКОМПОНЕНТНОЙ МАГНИТОРАЗВЕДКИ ПРИ
ИЗУЧЕНИИ ХРОМИТОВОЙ МИНЕРАЛИЗАЦИИ В АЛЬПИНОТИПНЫХ
УЛЬТРАБАЗИТАХ СРЕДНЕГО УРАЛА НА ПРИМЕРЕ
КЛЮЧЕВСКОГО МАССИВА
В последние годы встал вопрос о поисках хромовых руд, перешедших в разряд
остродефицитных. Поиск и оценка хромитоносных массивов представляет определенную трудность в связи с тем, что геохимические методы при решении этих задач являются малоэффективными, трудоемкими и дорогостоящими; а основные трудности при
использовании геофизических методов обусловлены отсутствием связи между хроми35
© ГИ УрО РАН, 2013
товым оруденением и неоднородностями физических свойств, проявляющимися в
структуре регистрируемых геофизических полей. Поэтому возникает необходимость
применения нового комплекса геофизических работ для построения реальной геологической модели рудного месторождения.
В Институте геофизики УрО РАН разработан трехкомпонентный феррозондовый магнитометр МИПА-01 (разработчик – Астраханцев Ю.Г.), для проведения геофизической съемки.
Наземным магнитометром МИПА-01 измеряется магнитный азимут, вертикальная и горизонтальная составляющие магнитного поля. В зависимости от решаемых задач выбирается шаг наблюдений по профилю. Для этого на участке работ разбивается
сеть прямолинейных профилей. Визирование системы блока феррозондовых датчиков
осуществляется на удаленный объект (миру). При измерениях составляющих поля ориентировка блока датчиков по профилю выполняется с помощью оптического визира.
Магнитометр МИПА-01 с помощью треноги устанавливается на уровне роста оператора, таким образом, контролируется высота измерительного блока над поверхностью
Земли. Устройство системы ориентирования феррозондовых датчиков позволяет работать с магнитометром без точной установки горизонта с помощью уровней, устанавливая измерительную систему примерно горизонтально.
Основой применения геофизических методов при прогнозировании и поисках
хромитового оруденения является аномальный характер физических полей, создаваемых рудными телами и вмещающими породами. В классическом варианте рудные тела
хромитов выделяются на положительном уровне магнитного поля локальными отрицательными аномалиями из-за низкой магнитной восприимчивости хромита [1]. При
средних значениях поля и малой мощности руды, хромиты могут вообще не выделяться
магнитными аномалиями. В этом случае ведущая роль в интерпретации придается
структурным особенностям поля в околорудных зонах. Разломы обычно выделяются
положительной или знакопеременной аномалией магнитного поля, к которым могут
быть приурочены хромитовая минерализация.
Для изучения был выбран небольшой модельный участок Ключевского массива,
с хорошо известной геологической картиной. На данном участке рудный объект сформирован преимущественно первичной слабоизмененной Fe-Cr-шпинелью, для которой
характерны невысокие значения магнитной восприимчивости в отличие от вмещающих
пород, которые в разной степени дифференцированы по магнитным свойствам, в результате преобладания в них сильномагнитного магнетита [2].
На данном участке были проведены геофизические опытно-методические
работы, с использованием трехкомпонентного наземного магнитометра МИПА-01 Целью геофизической съемки являлось обнаружение и изучение рудопроявлении хромитов.
Магнитное поле вертикальной составляющей ∆Zа (рис.1а) характеризуется заметной неоднородностью, невысокими интенсивностями. По аномально высоким значениям выделяется контакт пород, связанный с тектоническими нарушениями и представленный антигоризированными породами. Тальк-хлоритовые сланцы отмечаются
слегка повышенными значениями ∆Zа. В центральной части наблюдается околорудная
зона с низкой, вплоть до отрицательных значений, вертикальной составляющей магнитного поля. Над самим рудным телом наблюдается отрицательная магнитная аномалия.
В магнитном поле горизонтальной составляющей ∆Hа (рис.1б) над талькхлоритовыми сланцами отмечается положительная сложно построенная аномалия.
Здесь, в центральной части массива, на общем фоне по знакопеременным значениям
магнитного поля отчетливо прослеживается рудоконтролирующая зона.
36
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Рис.1. Карты аномального магнитного поля: а) вертикальной составляющей ∆Zа;
б) горизонтальной составляющей ∆Hа.
Зарегистрированные магнитные аномалии присущи блоковому строению с хорошо проявленной тектоникой, что также подтверждается и геологическими наблюдениями. По результатам магнитных измерений наблюдается определенная корреляция
горизонтального и вертикального поля в околорудной зоне, что позволило выделить и
проследить рудоконтролирующую ось. Прежде всего налицо локальная знакопеременная аномалия горизонтального поля ∆Hа, и отрицательная аномалия вертикального поля ∆Zа над рудной зоной.
Работы выполнены при поддержке гранта РФФИ-офи-м-11-05-12040 и проекта РАН 12-П-5-2015
1.
2.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Пахомов М.И. Геологические основы и геофизические методы поисков хромитов /
М.И. Пахомов, В.Б. Баторин. – М.: РИЦ ВИМС, 2006.
Шерендо Т.А. Применение магниторезонансной спектрометрии при изучении генетических особенностей хромитовой минерализации в альпинотипных ультрабазитах Среднего Урала на примере Ключевского массива / Т.А. Шерендо,
А.В. Алексеев, А.Г. Вдовин // Материалы IV Всероссийской молодежной научной
37
© ГИ УрО РАН, 2013
конференции «Минералы: строение, свойства, методы исследования». – Екатеринбург: УрО РАН, 2012. – С. 272-273.
А.Г. Вдовин, Е.А. Баженова
Институт геофизики УрО РАН, г. Екатеринбург
О ВРЕМЕННЫХ ИЗМЕНЕНИЯХ СЕЙСМОАКУСТИЧЕСКОЙ ЭМИССИИ И
ЭЛЕКТРОМАГНИТНОГО ИЗЛУЧЕНИЯ ПО ДАННЫМ СКВАЖИННЫХ
ИЗМЕРЕНИЙ
Открытие явления модуляции высокочастотных сейсмических шумов Земли
приливными деформационными процессами позволяет объяснить причины возникновения наблюдаемых периодичностей уровня сейсмоакустической эмиссии (САЭ) [5].
Это свидетельствует о том, что напряженное состояние массива пород изменяется от
приливного воздействия с известной периодичностью от полусуточной до двухнедельной. Неоднородности земной коры существенно влияют на величину приливных деформаций. Амплитуды приливных волн в зонах разломов оказываются больше, чем на
платформенных или монолитных участках. По мнению авторов [5], имеющиеся данные
о суточных и полусуточных периодах в спектрах вариаций высокочастотных микросейсм указывают на их связь с приливными деформационными процессами. Суточные
приливы возникают вследствие несовпадения плоскости экватора с плоскостью лунной
орбиты и плоскостью эклиптики. Полусуточные приливные деформации, дающие максимальные поднятия и опускания для статических приливов на экваторе и нулевые на
полюсах [1, 3].
Изучение связи между приливными деформационными процессами и сейсмоакустическим откликом геосреды считается актуальной задачей по многим причинам.
Во-первых, в связи с открытием явления модуляции высокочастотных сейсмических
шумов длиннопериодными деформационными процессами, в том числе приливными
[5], появилась возможность по известным периодичностям деформационных процессов
выделять в вариациях амплитудного уровня сейсмоакустической эмиссии аналогичные
периоды. Во-вторых, уровень сейсмоакустического отклика геосреды на воздействие
приливных деформационных процессов позволяет оценить физико-механические свойства слагающих массив горных пород и их изменение во времени. В-третьих, зависимость некоторых геодинамических процессов от лунно-солнечных приливов можно использовать для оценки динамической активности различных геоструктур.
Энергетический и временной масштаб проявления в земной коре действующих
сил эндогенной и экзогенной природы колоссален: от перемещения литосферных плит
и катастрофических землетрясений до современных вертикальных движений земной
коры и микроземлятресений. Исследование деформационных процессов является
сложной задачей, так как большинство применяемых сейчас методов дает информацию
о деформациях в поверхностном слое. Но в условиях неоднородной, иерархически
блочной структуры земной коры такие наблюдения не раскрывают достаточно полно
распределение деформаций, связанных с накоплением и релаксацией напряжений во
внутренних точках среды. С другой стороны, известно, что в механизме деформирования горных пород определяющая роль принадлежит разрушению. Процесс трещинообразования сопровождается сейсмоакустической эмиссией, а при возникновении электрических зарядов на границе разрыва берегов трещины – электромагнитным излучением (ЭМИ). Однако, наличие сейсмоакустического излучения не означает, что оно
должно обязательно сопровождаться интенсивным электромагнитным излучением, поскольку в разных условиях релаксация электрических зарядов происходит с учетом
38
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
свойств, характеризующих электропроводность среды. С другой стороны, электромагнитное излучение более чувствительно к деформациям пород, потому что, прежде чем
произойдет хрупкий разрыв, идет разделение электрических зарядов расходящихся берегов трещины. В объеме геосреды это создает интегральный сигнал, который и является характеристикой ЭМИ, поэтому электромагнитное излучение не всегда сопровождается регистрируемой сейсмоакустической эмиссией.
Пространственно-временное распределение САЭ и ЭМИ в скважинах несет существенную информацию о деформационных процессах в земной коре, непосредственно отражающих как действующие напряжения, так и структуру изучаемого горного
массива [2]. САЭ и ЭМИ горных пород изменяются во времени. Это фиксируется по
контрольным измерениям в течение суток, недель, через месяцы и годы [6]. Выявление
скрытой периодичности во временных вариациях дает представление о характере деформационных процессов и их физической природе.
Для исследования явления модуляции высокочастотных сейсмических шумов
приливными деформационными процессами проводились измерения в ВерхСысертской скважине и в скважине на территории обсерватории Арти.
Были проведены режимные измерения продолжительностью более 14 суток для
выделения лунно-солнечных деформационных процессов в скважине №1 (пос. Верхняя
Сысерть, учебно-методическая база УГГУ) и в скважине №2 на территории обсерватории Арти. Измерения проводились программно-аппаратурным комплексом, разработанным в институте геофизики УрО РАН [4]. Прибор предназначен для одновременных
измерений сигналов сейсмоакустической эмиссии в диапазонах частот 100-500 Гц (Н1,
Z1), 500-5000 Гц (H2, Z2) и 2500-5000 Гц (H4, Z4) и электромагнитного излучения на
частотах 45 кГц (F1), 70 кГц (F2) и 120 кГц (F3). На рис.1 и 2 представлены фрагменты
записи режимных измерений в скважинах №1 и №2 соответственно.
Рис.1. Фрагмент записи режимных измерений сигналов сейсмоакустической эмиссии
(Z1) и электромагнитного излучения (F3) в скважине 1, пос. Верхняя Сысерть.
Рис.2. Фрагмент записи режимных измерений сигналов сейсмоакустической эмиссии
в скважине №2, Арти.
По результатам режимных измерений был проведен спектрально-временной
анализ полученных данных (рис.3). В результате анализа временных вариаций амплитудного уровня сейсмоакустической эмиссии и электромагнитного излучения, выделе39
© ГИ УрО РАН, 2013
ны периоды колебательных движений геосреды тождественные лунно-солнечным деформационным процессам.
Рис.3. Диаграммы спектрально-временного анализа по данным долгосрочных измерений САЭ и ЭМИ: а – в скважине №1, б – в скважине №2.
Таким образом, влияние лунно-солнечных деформационных процессов вызывает
появление во временных вариациях сигналов сейсмоакустической эмиссии и электромагнитного излучения периодов, равных 11-14 часам и 21-28 часам. Данные периодичности близки к известным суточным, полусуточным и долгопериодическим приливам,
а различия возникают из-за физико-механических свойств геосреды, которая реагирует
на воздействующие деформационные процессы известной физической природы. Так же
показано, что лунно-солнечные приливы проявляются в полях различной физической
природы, и в разных диапазонах частот.
Взаимодействие различных деформационных процессов формируют сложный
колебательный режим напряженного состояния пород, который отражается в полях
САЭ и ЭМИ, что в свою очередь позволяют получать информацию о их влиянии на
геосреду. Актуальность полученных результатов заключается в возможности создания
на их базе нового метода контроля и оценки современного динамического состояния
объема геосреды.
Работа выполнена при финансовой поддержке Президиума УрО РАН (проект 12У-5-1044).
1.
2.
3.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Вербицкий Т.З. Временные вариации параметров звуковой волны в массиве горных
пород на территории карпатского геодинамического полигона / Т.З. Вербицкий,
Б.Д. Бойко, А.И. Чигинь // Изв. АН СССР. Физика Земли. – 1980. – №11 – С. 90-93.
Дьяконов Б.П. О возбуждении естественных сейсмоакустических шумов в земной
коре / Б.П. Дьяконов, А.К. Троянов // Рукопись депонирована ВИНИТИ 15.11.89. –
М.: ВИНИТИ, 1989 – №6 – С. 874-889.
Мельхиор П. Земные приливы / П. Мельхиор // Под ред. Парийского Н.Н. / Пер. с
англ. Барсенкова С.Н., Доброхотова Ю.С., Перцева Н.Н. – М.: Мир, 1968. – 482 с.
40
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
4.
5.
6.
Пат. 2123711 РФ МКИ; GO1V1/40 / Устройство для измерения геоакустических
шумов в скважине. Астраханцев Ю.Г., Троянов А.К. // Опубл. 20.12.1998.
Рыкунов Л.Н. Явление модуляции высокочастотных сейсмических шумов Земли /
Л.Н. Рыкунов, О.Б. Хаврошкин, В.В. Цыплаков // Открытия в СССР в 1983 г. – М.:
ВНИИПИ, 1984. – 46 с.
Троянов А.К. Лунно-солнечные деформационные процессы и сейсмоакустическая
эмиссия в объеме геосреды / А.К. Троянов [и др.] // Доклады академии наук. – 2011
– том 439, №1. – С. 1-4.
А.В. Верхоланцев
Горный институт УрО РАН, г. Пермь
СОВРЕМЕННЫЙ ПОДХОД К ОЦЕНКЕ СЕЙСМИЧЕСКОГО ВОЗДЕЙСТВИЯ
ВЗРЫВНЫХ РАБОТ
Взрывные работы на карьерах часто проводятся в условиях близкого расположения различных гражданских объектов. В результате сейсмического воздействия в
конструктивных элементах зданий и сооружений могут возникать дополнительные
нагрузки, вызывающие добавочные напряжения и деформации. Если отдельные элементы при этом окажутся недостаточно прочными или устойчивыми, то они получают
остаточные смещения и в них формируются трещины [1]. В результате неоднократных
сейсмических воздействий сооружения могут оказаться непригодными к дальнейшей
эксплуатации. Поэтому во избежание повреждений зданий и сооружений расстояния от
них до места взрыва не должны быть меньше сейсмически безопасных расстояний,
определение которых регламентируется последней редакцией «Единых правил безопасности при взрывных работах» [2]. При этом в большинстве случаев максимальное
практическое значение имеет оценка сейсмического эффекта для неодновременного
взрывания группы зарядов. При неодновременном взрывании N зарядов взрывчатых
веществ общей массой Q со временем замедления между взрывами каждого заряда не
менее 20 мс сейсмически безопасное расстояние r c может быть рассчитано по формуле:
rc = K г K c K в N −1/ 4 Q1/ 3 ,
(1)
где K г – коэффициент, зависящий от свойств грунта в основании охраняемого
здания (сооружения), и может принимать значения от 5 для скальных до 20 для водонасыщенных грунтов; K c – коэффициент, зависящий от типа здания (сооружения) и характера застройки, изменяется в диапазоне от 1 для железобетонных промышленных
сооружений до 2 для небольших поселков; K в – коэффициент, зависящий от условий
взрывания, принимает значения от 0,5 для полууглубленных зарядов до 1 для камуфлетного взрыва.
При всей своей простоте метод определения безопасных расстояний с использованием такой формулы может вызвать затруднения, так как в реальных условиях выбор
каждого из коэффициентов не всегда представляет собой простую задачу. Также, оценка безопасных расстояний с регламентируемыми коэффициентами может иметь существенные погрешности, так как диапазоны изменений условий взрывания, свойств
грунта в основании здания, а также степени вреда воздействий на различные типы сооружений гораздо шире, чем представлено в данных правилах. Кроме того, такой фактор, как состояние массива пород на пути распространения сейсмических волн, определяющий их затухание, в указанной методике не учитывается. В частности, как показал
опыт практических наблюдений, несущественные изменения в схеме инициирования
41
© ГИ УрО РАН, 2013
зарядов или в грунтовых условиях могут привести к изменению сейсмического эффекта
в разы.
Проблему определения коэффициентов формулы (1) можно решить на основании прямых измерений сейсмического эффекта взрывов, предположив, что множество
обозначенных выше факторов на некотором ограниченном участке изменяются слабо.
В России и за рубежом наиболее распространенным критерием сейсмической опасности является векторная скорость колебаний грунта VΣ, измеряемая у оснований охраняемых зданий и сооружений. Экспериментальные исследования показали, что по сравнению со всеми другими параметрами сейсмических волн (амплитудой смещения,
ускорением смещения и др.), скорость смещений лучше всего коррелируется с начальными повреждениями зданий [3, 4].
Для оценки допустимой скорости колебаний для конкретного охраняемого объекта можно использовать способ [5], в котором значения допустимых скоростей колебаний определяются в соответствии с рангом и классом сооружения по формуле:
Vдоп = е (к-р)/2 + 1, см/с,
(2)
где е – основание натурального логарифма; к – класс сооружений от 1 до 4; р – суммарный ранг сооружений (от 1 до 6), зависящий от качества сооружений, материала стен,
типа здания, наличия антисейсмических конструкций. При этом выводы, базирующиеся на инструментальных исследованиях сейсмического эффекта взрывов, должны обязательно носить статистический характер и учитывать влияние всего многообразия
действующих факторов. В общем случае, убывание амплитуды сейсмических волн с
расстоянием от источника возбуждения описывается формулой:
V = a · RПР-b ,
(3)
где V – скорость смещения грунта, RПР – приведенное расстояние, a и b – эмпирические
коэффициенты.
Приведенное расстояние RПР определяется по расстоянию до места взрыва
(R, м), по суммарной массе заряда (QΣ, кг) и по количеству ступеней замедления (N):
RПР = R
4
3
N ,
QΣ
(4)
где R – расстояние до места взрыва, м; QΣ – суммарная масса заряда, кг; N – количество
ступеней замедления. Чтобы выразить коэффициенты формулы (1) через эмпирические
константы a и b, заменим в (3) величину V предельным значением Vдоп. Тогда из выражения (3) можно выделить расстояние R, которое по сути будет являться сейсмически
безопасным расстоянием rc. Проведя аналогии между результатом и (1) можно установить соответствия для коэффициента, зависящего от типа зданий:
( k − р ) / 2+1
(5)
K c = e −b ,
а также для группы коэффициентов, определяющих вид заряда и свойства грунтов:
(6)
K г ⋅ K в = a1 / b .
Как видим, новый набор коэффициентов определяется несколько сложнее, но
учитывает все отмеченные ранее факторы.
На практике, комплекс научно-исследовательских работ по оценке сейсмического воздействия и/или оптимальности технологий буровзрывных работ обычно включает
следующие этапы:
-
инструментальные измерения сейсмического воздействия взрывов, произведенных на различных уступах и в разных частях изучаемого карьера;
42
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
-
анализ регистрируемого волнового поля, а также спектральный анализ сейсмических записей;
- определение величины максимальных скоростей смещения грунта;
- оценка степени опасности возможных сейсмических воздействий на близлежащие постройки.
Как говорилось ранее, важной проблемой при проведении подобных работ является значительный разброс амплитуд сейсмических волн от разных взрывов. Это связано с изменениями в пространственном расположении взрываемых скважин, а также в
свойствах горных пород. Опыт проведения работ по оценке сейсмического воздействие
показывает, что для учета подобной изменчивости амплитуд нужно выбирать следующую схему наблюдений: помимо измерений в пределах жилых массивов, зачастую
необходимо использовать опорные сейсмические станции, установленные стационарно.
Также при размещении пунктов наблюдения, максимальную их плотность нужно обеспечивать вблизи карьера, поскольку именно в ближней зоне сейсмические волны могут
представлять наибольшую опасность. Вместе с тем, для корректной оценки зависимости амплитуды сейсмической волны от расстояния необходимо иметь пункты наблюдения на разных удалениях, поэтому измерения должны проводиться и на бòльших
расстояниях.
Иногда при анализе волнового поля регистрируемых волн отмечается различное
отношение амплитуд объемных и поверхностных волн: в одних случаях преобладают
объемные, в других – поверхностные, причем отношение амплитуд может достигать 2х раз и более. В таком случае целесообразно анализировать сейсмическое воздействие
для объемных и поверхностных волн раздельно.
Рис.1. Карта пространственного распределения параметра APS/AL
В качестве примера такой ситуации можно привезти карту пространственного
распределения параметра отношения амплитуд объемных и поверхностных волн APS/AL
(рис.1), построенную для одного из карьеров Саратовской области. Как видно из приведенной карты, к западу и востоку от карьера на расстояниях более 1 км отмечается
закономерное возрастание параметра APS/AL. Таким образом, на участках вблизи (зна-
43
© ГИ УрО РАН, 2013
чения параметра <0,9) карьера имеет место максимальный сейсмический эффект, обусловленный влиянием поверхностных волн.
Точное определение коэффициента b, определяющего скорость убывания амплитуды волны с расстоянием, в ряде случаев может вызвать затруднение. Задача
осложняется тем, что фактическая величина сейсмического воздействия взрыва в каждом отдельном случае зависит от ряда случайных или трудноучитываемых факторов,
таких как степень трещиноватости взрываемого блока, качество забойки, направленность излучения сейсмической волны, точность работы системы инициирования и прочее. С целью исключения их влияния необходимо использовать записи взрывов на
опорных сейсмических станциях. В этом случае для каждого измерения на рабочей
точке выполняется расчет отношений приведенных расстояний и измеренных амплитуд
к таковым на опорных точках.
Рис.2. Сравнение зависимостей нормированных амплитуд от нормированных
приведенных расстояний для объемных (а) и поверхностных волн (б) с зависимостями
скорости смещения грунта от приведенных расстояний для объемных (в) и поверхностных волн (г)
Полученные зависимости нормированных амплитуд от нормированных расстояний позволяют с высокой достоверностью определить значения коэффициента b. Анализ результатов натурных измерений показал, что использование нормированных значений значительно повышает устойчивость определения величины b: величина среднеквадратического отклонения нормированных амплитуд (рис.2а, 2б) от аппроксимирующей функции в разы ниже, чем для исходных измерений (рис.2в, 2г); колебания величины b, рассчитанной для разных наборов данных, также значительно меньше.
44
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Зафиксировав полученное таким образом значение коэффициента b, можно
определить величину коэффициента a, используя исходные величины скоростей и приведенных расстояний, после чего получить формулы для расчета AMAX. Далее, задавшись максимально допустимой величиной сейсмического воздействия, далее получить
формулы для расчета сейсмически безопасного расстояния rc.
В случаях, когда желательно оценить влияние грунтов отдельно, коэффициент
K г может быть получен в ходе специальных исследований. В связке обновленных коэффициентов (6), целесообразно задать коэффициенту K г смысл усиления колебаний
грунтами. Одним из методов оценки усилений являются одновременные наблюдения
на грунтах с эталонными свойствами и на исследуемых грунтах. Также возможно использование экспресс-методов, например, по спектрам SH/SV [7]. В таких исследованиях
можно получить пространственное распределение коэффициента K г . Данный метод
является весьма привлекательным в плане трудоемкости измерений и при этом дает несколько упрощенную картину распределения коэффициентов резонансного усиления.
Способ базируется на изучении поляризации микросейсмических колебаний и анализе
спектральных отношений амплитуд горизонтальных и вертикальной компонент. Необходимые для реализации способа Накамуры измерения – записи микросейсмических
шумов трехкомпонентной системой сейсмоприемников. Карты пространственного распределения коэффициентов резонансного усиления позволяют объяснить неравномерность распределения уровня сейсмического воздействия взрывов на исследуемой территории.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ:
1.
2.
3.
4.
5.
6.
7.
Кириллов Ф.А. Инструкция по обследованию сейсмического действия взрывов на
сооружения / Ф.А. Кириллов, С.В. Медведев, В.М. Шамин // Вопросы инженерной
сейсмологии. Вып. 6. (Труды ИФЗ АН СССР, № 21 (188)). – М.: Изд-во АН СССР,
1962. – С. 118-122.
Единые правила безопасности при взрывных работах. ПБ 13-407-01. – СПб: Издательство ДЕАН, 2002. – 240 с.
Садовский М.А. Простейшие приемы определения сейсмической безопасности /
М.А. Садовский. – М.: ИГД ММ СССР, 1946. – 28 с.
Садовский М.А. Сейсмический эффект взрывов / М.А. Садовский. – М., 1939.
Богацкий В.Ф. Охрана инженерных сооружений и окружающей среды от вредного
действия промышленных взрывов / В.Ф. Богацкий, А.Г. Фридман. – М.: Недра,
1982. – 162 с.
РСН 65-87. Инженерные изыскания для строительства. Сейсмическое микрорайонирование. Технические требования к производству работ. Введ. 1998-01-01. – М.:
Госстрой РСФСР, 1998. – 14 с.
Nakamura Y. A method for dynamic characteristics estimation of subsurface using microtremor on the ground surface / Y. Nakamura // QR RTRI, vol. 30. – 1989. – P. 25-33.
45
© ГИ УрО РАН, 2013
А.В. Власова, Буй Тхи Нган
Национальный исследовательский Томский политехнический университет
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ПЛОТНОСТИ РЕСУРСОВ БАЖЕНОВСКИХ НЕФТЕЙ
МЕЛОВОГО НЕФТЕГАЗОНОСНОГО КОМПЛЕКСА НЮРОЛЬСКОЙ
МЕГАВПАДИНЫ (ПО ГЕОТЕМПЕРАТУРНОМУ КРИТЕРИЮ)
Актуальность. Основные нефтепромыслы Томской области сосредоточены в
Нюрольской мегавпадине и на прилегающих к ней положительных структурах (рис.1).
Фонд юрских антиклинальных ловушек, к которым приурочена большая часть открытых здесь месторождений углеводородов, практически исчерпан.
Рис.1. Схема нефтегазоносности Нюрольской мегавпадины и структур ее обрамления:
1 – месторождения: а – нефтяное; б – конденсатное; в – газовое; 2 – граница Нюрольской мегавпадины; 3 – структура III порядка и ее номер: 1 – Кулан-Игайская впадина; 2
– Тамрадская впадина; 3 – Осевой прогиб; 4 – Тамянский прогиб;
5 – Фестивальный вал; 6 – Игольско-Таловое куполовидное поднятие; 4 – речная сеть;
5 – исследуемая скважина и ее индекс; 6 – условный номер месторождения;
7 – граница зоны распространения тогурской свиты
Интерес в отношении нефтегазоносности в настоящее время представляют меловые клиноформы, открытие залежей в которых ранее сдерживалось техническими
возможностями сейсморазведочных работ и отсутствием методик интерпретации ГИС
меловых низкоомных коллекторов.
Основным источником формирования залежей УВ в верхнеюрских и меловых
ловушках является рассеянное органическое вещество (РОВ) отложений баженовской
свиты (bg, J3tt), катагенетическая зрелость которого достигает градации МК11-МК12 [3].
Районирование мелового нефтегазносносного комплекса (НГК) по плотности ресурсов
баженовских нефтей является актуальной задачей.
46
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Методика исследований и исходные данные. Для определения положения очагов интенсивной генерации баженовских нефтей применена компьютерная технология
палеотектонических реконструкций и палеотемпературного моделирования осадочных
бассейнов [1]. Использованы замеры пластовых температур, полученные при испытании скважин, и палеотемпературы, рассчитанные по отражательной способности витринита (ОСВ). В табл. 1 приведены, в качестве примера, «измеренные» температуры по
2-м скважинам.
Решением обратной задачи геотермии для разрезов 39-ти глубоких скважин,
определена плотность теплового потока из «основания» (рис.2.)
Таблица 1
Пластовые температуры, полученные при испытаниях глубоких скважин, и палеотемпературы, рассчитанные по ОСВ в образцах керна
Пластовые температуры
Температуры по ОСВ
№
Индекс
R0vt,
Палеотемпература,
п/п скважины Интервал, Температура, Глубина,
м
ºС
м
%
ºС
862
31
2700
0,62
96
1
Ай-1
2156
67
3150
0,76
115
2400-2406
74
2882
0,67
102
2
Во-1
2650-2660
80
2991
0,70
106
Рис.2. Схематическая карта распределения значений плотности теплового потока
из основания: 1 – значения изолиний в мВт/м2.
Остальные условные обозначения см. на рис.1
47
© ГИ УрО РАН, 2013
Рис.3. Схематическая карта распределения геотемператур и положения очагов интенсивной генерации баженовских нефтей, современный разрез: 1 – изотермы, °С; 2 – контур очага; 3 – месторождения УВ с залежами в меловом и верхнеюрском НГК. Остальные условные обозначения см. на рис.1
Рис.4. Схематическая карта распределения геотемператур и положения очагов интенсивной генерации баженовских нефтей, 37,6 млн. лет назад (время максимального прогрева осадочного разреза). Остальные условные обозначения см. на рис.1
48
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Далее, решением прямых задач геотермии восстанавливается термическая история баженовских отложений на 10 ключевых моментов геологического времени. Пороговая температура, определяющая границу очага интенсивной генерации нефти РОВ
баженовской свиты, принята 85оС.
В современном разрезе максимальные значения температур в очагах генерации
баженовских нефтей достигают 105°С и локализуются в южной части Кулан-Игайской
впадины и в зоне сочленения северного борта Нюрольской мегавпадины и Черемшанской мезоседловины (рис.3.). В западной, северо-восточной и юго-восточной частях
территории исследования очаги отсутствуют. 37,6 млн. лет назад (время максимального
прогрева осадочной толщи) температуры очагов варьировались в пределах от 90°С до
115°С, интенсивная генерация баженовских нефтей происходила на всей исследуемой
территории (рис.4.)
Для районирования территории по степени перспективности мелового НГК по
величине первично-аккумулированных баженовских нефтей рассчитан условный интегральный показатель по формуле [2]: УИП = Σ(Ti×ti×10-2), где Ti – температура очага
генерации нефти на i-ый ключевой момент геологического времени, оС; ti – время действия очага, млн. лет; i=1,9.
Результаты. На рис.5 приведена схематическая карта распределения относительной плотности первично-аккумулированных баженовских нефтей. В табл. 2 приводится результат районирования.
Рис.5. Схематическая карта распределения относительной плотности первичноаккумулированных баженовских нефтей в меловом и верхнеюрском НГК Нюрольской
мегавпадины (значения изолиний в величине условного интегрального показателя
УИП). Остальные условные обозначения см. на рис.1
49
© ГИ УрО РАН, 2013
Таблица 2
Районирование мелового НГК по относительной плотности прогнозных ресурсов баженовских нефтей (*ранжирование по степени перспективности)
Индекс скважины,
УИП, Площадь,
Район* Тектоническая приуроченность расположенной в райо. ед.
тыс. км2
оне
Центральная часть НюрольГл-2, На-3, Фе-255,СФской мегавпадины и юго1.
1, ЮФ-1п, Т-1п, Ши80–100
5, 20
западная часть Среднева296, ЗЛ-187, Г-1п
сюганского мегавала
Сочленение северной части
Нюрольской мегавпадины с
2.
ЮП-263, За-50, Глу-1
80–90
0,65
западным бортом Средневасюганского мегавала
Южная часть Нюрольской ме3.
Т-1, СА-1
70–80
1,22
гавпадины
Сочленение южной части
Нюрольской мегавпадины с
восточным бортом Каймысов- ЮЧ-337, Чв-1
4.1
4,67
ского свода и западным бортом
Средневасюганского мегавала
60–70
Сочленение центральной части
Нюрольской мегавпадины с
4.2
Та-1, Ча-1, Ел-2
2,87
Северо-Межовской мегамоноклиналью
Каймысовский свод
ЛЯ-63, Ша-1, ЗК-223,
5.1
6,65
Фед-4, Дв-15, ЗМ-31
Средневасюганский мегавал
Пу-86, Ко-262п, Мы5.2
40–60
6,00
62, Са-1п, Ре-280
Южная часть Нюрольской ме5.3
Иг-2, Ай-1
1,95
гавпадины
Сочленение юго-востока
Нюрольской мегавпадины с
6.1
П-1п, СЮ-2
3,90
Северо-Межовской мегамоно30–60
клиналью
Северо-Межовская мегамоноНю-1, Во-1, Там-1, Ар6.2
3,88
клиналь
40, Ку-141
1.
2.
3.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Исаев В.И. Интерпретация данных гравиметрии и геотермии при прогнозировании
и поисках нефти и газа / В.И. Исаев. – Томск: Изд-во ТПУ, 2010. – 172 с.
Лобова Г.А. Очаги генерации и первично-аккумулированные ресурсы тогурских
нефтей Усть-Тымской мегавпадины / Г.А. Лобова // Вестник Пермского университета. Геология. – 2011. – № 3. – C. 70–77.
Фомин А.Н. Катагенез органического вещества и нефтегазоносность мезозойских и
палеозойских отложений Западно-Сибирского мегабассейна / А.Н. Фомин. – Новосибирск: ИНГГ СО РАН, 2011. – 331 с.
50
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
П. В. Воропаев
Камчатский филиал Геофизической службы РАН, г. Петропавловск-Камчатский
ПРОГРАММНАЯ РЕАЛИЗАЦИЯ ОЦЕНКИ УРОВНЯ СЕЙСМИЧНОСТИ
ПО МЕТОДИКЕ СОУС'09
Введение. В настоящее время информация о состоянии сейсмичности различных регионов России является широко востребованной. В этих сведениях могут быть
заинтересованы как научные исследователи, так и специалисты различных государственных служб (МЧС, региональная администрация и т. д.). Информация о состоянии
сейсмичности должна быть оперативно доступна и иметь наглядное, интуитивно понятное представление. В связи с этим возникает необходимость в создании средств
оперативной обработки сейсмологических данных, определяющих текущий уровень
сейсмичности.
С целью решения данной задачи была создана система вычисления уровня сейсмичности в виде программы для ПК, выполняемой в семействе ОС Windows. В основе
работы программы лежит методика статистической оценки уровня сейсмичности
СОУС'09 [2, 3], предложенная сотрудником КФ ГС РАН к. ф.-м. н. Салтыковым В.А.
Методика СОУС'09 рекомендована Ученым советом Геофизической службы РАН для
использования в ее подразделениях, поэтому создание соответствующей программы
позволит ускорить ее внедрение.
Описание методики. В основе шкалы методики СОУС'09 лежит статистическая
функция распределения логарифма выделившейся сейсмической энергии в качестве
параметра, характеризующего уровень сейсмичности заданного пространственного
объекта в определенный временной интервал. Такая шкала позволяет формализовать
такие понятия, как "сейсмический фон" и "аномалии", определяя их в границах величины базового параметра (квантилей функции распределения) логарифма выделившейся
сейсмической энергии lgE для заданного временного окна ΔT.
Интервалы между квантилями функции распределения выделившейся сейсмической энергии формируют шкалу, включающую 5 уровней сейсмичности:
- экстремально высокий
- F(0,995) < lgE,
- высокий
- F(0,975) < lgE < F(0,995),
- фоновый
- F(0,025) < lgE < F(0,975),
- низкий
- F(0,005) < lgE < F(0,025),
- экстремально низкий
- lgE < F(0,005).
Исходя из такого разделения, 95% времени сейсмичность пребывает на фоновом
уровне. Для повышения детальности фоновый уровень разбивается на три подуровня:
- фоновый повышенный
- F(0,85) < lgE < F(0,975);
- фоновый средний
- F(0,15) < lgE < F(0,85);
- фоновый пониженный
- F(0,025) < lgE < F(0,15).
Для определения уровня сейсмичности заданного района необходимо вычислить
значения квантилей, соответствующих пороговым значениям функции распределения F
для различных временных интервалов. Для этого совершаются действия в следующем
порядке. Из однородного каталога осуществляется выборка событий по определенной
пространственной области и интервалу времени. Для выборки вычисляется набор
функций распределения F для различных временных окон ΔT. Из данного набора
функций строятся зависимости значений опорных квантилей (K=0,995, 0,975, 0,85, 0,15,
0,025, 0,005) шкалы СОУС'09 от величины временного окна ΔT. Полученные значения
квантилей аппроксимируются монотонной кривой. Набор аппроксимированных линий
образует номограмму (рис.1), с помощью которой можно дать качественную оценку
51
© ГИ УрО РАН, 2013
уровня сейсмичности произвольного интервала времени ΔT на основе вычисления количественного параметра сейсмической энергии ΔE, выделившейся в заданном временном интервале.
Рис.1. Пример номограммы СОУС '09. Цифрами обозначены области с соответствующими уровнями сейсмичности: 1 – экстремально высокий,
2 – высокий, 3 – фоновый повышенный, 4 – фоновый средний, 5 – фоновый пониженный, 6 – низкий, 7 – экстремально низкий.
Программная реализация методики. Предложенная методика требует проведения большого количества вычислений, что вызывает необходимость применения
ЭВМ. Реализация алгоритма методики была выполнена в виде компьютерной программы, названной "Программа статистической оценки уровня сейсмичности по шкале
СОУС'09". (Свидетельство о государственной регистрации программы №2012615123)
Данная программа создана для IBM – PC совместимого компьютера, с наличием операционной системы Windows XP/Vista/7. При разработке программы учитывались следующие требования: простота использования, оптимизация быстродействия, возможность
дальнейшего расширения функциональных возможностей. Программа написана на
языке программирования C++, и имеет графический интерфейс пользователя (рис.2).
В программе предусмотрена возможность хранения файлов сейсмических каталогов. Имеется возможность пространственной фильтрации записей землетрясений из
каталога. Программа вычисляет номограмму СОУС'09 для сформированной пользователем выборки, выводит ее на экран, а также сохраняет результаты вычислений в текстовый файл, который может быть использован для обработки в других программах.
При вычислении номограммы существует возможность вывода в файлы и на экран результатов промежуточных вычислений, таких как функции распределения выделившейся сейсмической энергии для заданного временного интервала и таблица эмпирических опорных квантилей распределения. Пользователь может построить график временного хода уровня сейсмичности на основании заданной им выборки. При этом может быть использован как набор временных окон по умолчанию, так и произвольное
окно, заданное пользователем. В результате вычислений, на экран выводится часть
52
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
графика временного хода уровня сейсмичности, которая соответствует последним
восьмидесяти неделям сейсмического каталога. Полный ряд значений зависимости
уровня сейсмичности от даты сохраняется в текстовые файлы.
Рис.2. Многооконный интерфейс пользователя. Главное и дочерние окна.
Алгоритм вычисления номограммы. Процесс вычисления номограммы разбит
на несколько этапов. Основываясь на данных сейсмического каталога, координат многоугольника, интервала глубин и порогового значения энергетического класса, производится выборка записей землетрясений из каталога.
Создается набор временных окон ΔT, по которому будет производиться дальнейшее вычисление. Для каждого окна ΔT из данного набора строится эмпирическая
функция распределения F=P(lgE) для выделившейся сейсмической энергии E во временном окне ΔT.
Основываясь на вычисленной функции распределения, определяются значения
логарифма энергии, соответствующие опорным значениям квантилей, методики
СОУС'09 (K=0.005, 0.025, 0.15, 0.85, 0.975, 0.995), а также минимальное и максимальное значение, которые записываются в соответствующий массив.
Цикл вычисления повторяется для всех значений временных окон ΔT. По окончании цикла получается таблица, содержащая значения номограммы. Столбцы данной
таблицы соответствуют значениям опорных квантилей K, строки – величине временного окна ΔT. Значения выводятся на экран в виде соответствующего графика.
Алгоритм построения графика временного хода уровня сейсмичности. Производится выборка записей землетрясений из каталога в соответствии с заданными
критериями (географические координаты, глубина, энергетический класс).
Для каждого окна ΔT (возможны варианты в 7, 15, 30, 90, 180, 365 суток) строится эмпирическая функция распределения F=P(lgE) для выделившейся сейсмической
энергии E во временном окне ΔT. Данная функция вычисляется так же, как при построении номограммы.
53
© ГИ УрО РАН, 2013
С конца полученной выборки в цикле производится вычисление логарифма выделившейся сейсмической энергии за период каждого временного окна ΔT. Шаг смещения одинаков для всех окон, и равен 7 суткам. Цикл завершается по достижении окном начала выборки. Определяется величина уровня сейсмичности за период временного окна ΔT, путем сопоставления величины логарифма выделившейся сейсмической
энергии в интервале ΔT с аргументом ранее вычисленной функции распределения.
Для каждого временного окна составляется таблица из двух столбцов. В первый
вносится значение даты конца временного окна, во второй записывается значение
функции распределения. Таблица заполняется в процессе циклического вычисления до
момента окончания выборки.
На основании вычисленных данных, строится график уровня сейсмичности
(рис.3). Представление на графике всех уровней сейсмичности производится с помощью неравномерной шкалы ординат, которая позволяет визуализировать каждый уровень сейсмичности в собственном масштабе.
Пример использования программы. В качестве примера для использования
программы выбран сейсмический каталог Северного Кавказа с 1962 по 2008 гг. Областью, внутри которой осуществляется выборка событий, является прямоугольник 4047ºс.ш., 36-50ºв.д.
Пороговым значением выбран энергетический класс K=8.0. Вычисление производилось для временных окон размером 7, 30, 365 суток. В результате программой построен график временного хода уровня сейсмичности (рис.3).
Рис.3. График временного хода уровня сейсмичности для территории Кавказа,
ограниченного прямоугольной областью 40-47ºс.ш., 36-50ºв.д.
Примечательной особенностью этого графика является выход сейсмичности на
экстремально высокий уровень во временном окне 7 суток в октябре 2008 г., который
был вызван землетрясением 11.10.2008, K=14.5. Эпицентр данного события находился
в Шелковском районе Чеченской республики. Сила толчков в эпицентре достигала 7-8
баллов. Произошли многочисленные разрушения [1]. Данному событию предшествовало длительное плавное понижение уровня сейсмичности в годовом временном окне.
Заключение. В настоящее время программа способна вычислить текущий уровень сейсмичности для заданного сейсмического каталога. Имеется возможность по54
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
строения номограмм и графиков временного хода уровня сейсмичности. При этом численные значения результатов вычислений сохраняются в файлы, которые могут быть
использованы для дальнейшей обработки.
Ведется работа по расширению возможностей системы. В новую версию программы, которая находится на стадии тестирования, включен модуль графического
отображения сейсмических каталогов и выборок из них, а также добавлена возможность делать выборки в виде эллиптических пространственных областей.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.
2.
3.
Землетрясения России в 2008 году / Под ред. Маловичко А.А. – Обнинск: ГС РАН,
2010. – 224 с.
Салтыков В.А. Методика вероятностной оценки регионального уровня сейсмичности / В.А. Салтыков / Проблемы комплексного геофизического мониторинга Дальнего Востока России. Труды второй региональной научно-технической конференции, 11-17 октября 2009 года. – Петропавловск-Камчатский: КФ ГС РАН, 2009. – С.
82-85.
Салтыков В.А. Статистическая оценка уровня сейсмичности: методика и результаты применения на примере Камчатки / В.А. Салтыков // Вулканология и сейсмология. – 2011. – №2. – С. 53-59.
А.А. Глотов, Л.Д. Плешков
Пермский государственный научный исследовательский университет, г. Пермь
ВОЗМОЖНОСТИ ПРИМЕНЕНИЯ ДВУХ МАГНИТОМЕТРОВ GSM-19 ДЛЯ
РЕШЕНИЯ ТЕХНОГЕННЫХ ЗАДАЧ
Классическая теория магниторазведки разработана для изучения геологических
условий, свободных от влияния различных внешних мешающих помех, кроме вариационного геомагнитного воздействия. Сегодня, когда появилась высокоточная магниторазведочная аппаратура, значительно расширился круг задач магниторазведки. Сейчас
уверенно выявляются магнитные поля, обусловленные техногенными причинами. Особый интерес представляет изучение магнитных полей, обусловленных действием различных техногенных факторов: сетями инженерно-технического обеспечения, транспортом, металлическими предметами, находящимися на поверхности земли, и металлическими объектами различных сооружений, в условиях города.
Однако, индустриализация народного хозяйства создала мешающие условия для
широкого развития магнитных методов разведки. Появилось множество факторов понижающих качество полевого материала.
Большое значение при рассмотрении магнитных аномалий от техногенных факторов в городской черте имеют промышленные магнитные поля сверхнизкого диапазона частот (30-300 Гц). К ним относится переменное поле частотой 50 Гц (в России,
60 Гц в странах американского континента), вызванное в первую очередь линиями
электропередач, подстанциями, производственными и бытовыми электрическими приборами.
Дальность распространения магнитного поля линии электропередач зависит от
величины протекающего тока или от нагрузки линии и достигает десятков метров. Поскольку нагрузка линии электропередач может неоднократно изменяться как в течение
суток, так и с изменением сезонов года, размеры зоны повышенного уровня магнитного
поля также меняются.
55
© ГИ УрО РАН, 2013
Для решения задач в городских условиях может быть рекомендован магнитометр GSM-19 канадской компании GEM Systems.
Этот прибор можно использовать как в передвижном режиме, так и в режиме
вариационной станции в областях разведки полезных ископаемых и экологии. Он применим для выявления трубопроводов, обнаружения неразорвавшихся боеприпасов, археологии, наблюдения за магнитным полем земли, решении сейсмологических задач.
Основными преимуществами магнитометра GSM-19 при исследованиях в условиях города является возможность автоматической фильтрации промышленных помех частоты
50 и 60 Гц. Прибор обладает высокой относительной чувствительностью 0,022 нТл и
имеет диапазон измерений от 10 000 до 120 000 нТл. Магнитометр GSM-19 можно использовать в качестве магнитно-вариационной станции, в нем предусмотрена функция
точной настройки, позволяющая восстановить работу прибора и точность последующих измерений после приближения помех (проезжающего мимо транспорта).
Тетрюмовым А. [3] выполнено полевое моделирование магнитного поля над искусственным источником на территории УНБ «Предуралье» в условиях помех от линий
электропередач и железной дороги. В качестве искусственного источника была выбрана металлическая труба, закопанная на глубине 0,3 м. Участок исследования разбит сетью с шагом 1 м (между профилями) и 1,5 м (между пикетами), наблюдения проводились протонным магнитометром по методикам Лаутербаха и однократных измерений с
учетом вариаций. Результаты представлены на рисунке в виде карты изодинам ΔT. В
ходе моделирования было установлено, что центры положительной и отрицательной
аномалий соответствуют концам данной трубы (рис.1).
Рис.1. Карта изодинам ΔТ, полученная в результате наблюдений с ММП – 203Д
по методике повторений с учётом вариаций прибором ММП – 203К на высоте 1 м
(по Тетрюмову А.)
Авторами выполнены опытные полевые исследовательские измерения на территории Пермского государственного национального исследовательского университета
(ПГНИУ) в обстановке, осложненной промышленными помехами от учебных корпусов, электрической подстанции, сетей инженерно-технического обеспечения, транспорта. Измерения проводились на полигоне, разбитом квадратной сетью и по трем отдельным профилям, для измерений использовался магнитометр GSM-19 на высоте 1,86 м
(рис.2).
56
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Рис.2. План полигона
В ходе исследований была поставлена задача разработки методики наблюдений
магнитного поля в техногенной обстановке, в условиях мегаполиса.
Полигон имел размеры 30×10 м, располагался на площадке за корпусом №8
(рис.3). Расстояние между профилями составляло 2 м, расстояние между пикетами −
также 2 м.
В целях эксперимента на исследовательском полигоне были проведены измерения по различным методикам: методика однократных измерений с вариационной станцией; наблюдения на различных высотах с магнитной вариационной станцией (МВС);
измерение градиентов dT/dx и dT/dy по последовательной методике; измерение градиента dT/dx по синхронной методике.
Рис.3. Полигон на плане инженерно-технических коммуникаций ПГНИУ
В северо-восточной части полигона располагался металлический предмет −
швеллер − одним концом уходящий на небольшую глубину в южном направлении
(рис.4).
Рис.4. Швеллер
57
© ГИ УрО РАН, 2013
В результате проведения исследований различными методиками построена карта, на которой обнаружено несколько участков с повышенными значениями ΔT (от 800
до 2100 нТл) (рис.5).
Рис.5. Карта изодинам ΔT по методике однократных измерений с МВС
Большая положительная аномалия (пк 8/26 и 8/28) соответствует выходу швеллера на поверхность. У пикетов 2/26 и 0/26 наблюдается отрицательная аномалия,
меньшая по амплитуде, которая соответствует части швеллера, находящейся под землей. Также положительная и отрицательная аномалии равных амплитуд наблюдаются у
пикетов 8/20 и 4/16 соответственно, что может свидетельствовать о еще одном металлическом объекте, находящемся на небольшой глубине.
Вытянутая положительна аномалия в центральной части полигона согласно плану подземных и надземных коммуникаций не соответствует каким-либо техногенным
объектам, но предположительно относится к старому водопроводу, не отмеченному на
плане.
Детальные измерения проводились по двум профилям, обозначенным на плане
I-I и II-II. Вдоль профилей были размечены пикеты с шагом 0,5 м (рис.6, 7).
Рис.6. План профиля I-I
Рис.7. План профиля II-II
Профиль I-I имеет длину 26,5 м, на нем выставлено 53 пикета, он расположен
вблизи корпуса №6. Профиль пересекает несколько различных инженерно-технических
коммуникаций: водопровод (пк 2), линию электропередач (пк 14), канализацию (пк 26,
58
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
27) и водопровод (пк 47, 48). Измерения проводились по методике однократных
измерений с МВС, на каждом пикете было снято по 3 показания.
Большая часть профиля находится под влиянием сильных электромагнитных
полей. Для изучения отображения в магнитных полях подземных коммуникаций нами
рассматривается только участок профиля с 30 по 53 пикет. Наблюденный график ΔT на
этом участке представлен на рисунке 8. Анализируя его изменение, отмечаем, что на
пикетах 47 и 48 наблюдается повышение амплитуды магнитного поля, где расположены две водопроводные трубы, магнитное поле представлено в виде положительной
аномалии, отвечающей модельному полю от двух параллельно расположенных труб.
Аномальный эффект, выявленный по двойным и тройным отсчетам на пикетах, подтверждает имеющуюся ситуацию, аномальный график варьируется по амплитуде, но не
по форме.
Рис.8. График ΔT вдоль профиля I-I
Профиль II-II имеет длину 24,5 м, состоит из 49 пикетов, расположен за
корпусом №2. Профиль пересекает канализационную трубу (пк 24). Измерения
проводились по методике однократных измерений с МВС в прямом и обратном ходах,
снято по 2 отсчета на каждом пикете.
Результаты измерений с протонным магнитометром GSM-19 представлены на
рисунке 9. Стоит отметить наличие на всем графике переменной составляющей, связанной с наводками переменного тока. На графике с 19 по 29 пикет четко выявляется
отрицательная аномалия амплитудой порядка 2000 нТл, вызванная чугунной канализационной трубой диаметром 0,1 м и глубиной залегания 2 м.
Также, объектом исследования стала подземная линия электропередач. На
участке находилось 2 кабеля в одной траншее. Известные параметры кабелей: диаметр
5 см, напряжение 380 V. Так как прокладка линии осуществлялась в ноябре 2012 г., на
плане коммуникаций ПГНИУ они еще не нанесены, установить точное их положение
нельзя.
Рис.9. График ΔT вдоль профиля II-II
Измерения проводились вкрест простирания линии. Длина профиля составила
13 м, шаг между пикетами 0,5 м, число пикетов 26. График результатов был сокращен
до 16 пикета в сзязи с неинформативностью дальнейших данных (рис.10).
59
© ГИ УрО РАН, 2013
Рис.10. График ΔT над линией электропередач
На графике можно выделить две положительные локальные аномалии (с 7 по 13
пк) с амплитудами порядка 80 нТл. Наличие двух локальных положительных аномалий
может свидетельствовать о присутствии в геологическом разрезе двух источников,
разнесенных между собой. Каждая из аномалий, возможно, является отображением
линий электропередач.
В ходе исследований были проведены измерения магнитного поля на территории, осложненной промышленными помехами. Измерения выполнялись с помощью
двух магнитометров GSM-19. Анализ построенных карт и графиков позволяет сделать
вывод о том, что использованные в исследовании методики измерений применимы в
техногенных условиях и позволяют получать данные, пригодные для дальнейшей интерпретации. Однако для получения как можно более качественных данных необходимо продолжать исследования с использованием высокоточной магниторазведочной аппаратуры по различным методикам.
Авторы выражают благодарность своему научному руководителю − профессору Л.А. Гершанок.
1.
2.
3.
4.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Гершанок Л.А. Магниторазведка: учеб. пособие / Н.В. Петрова, Л.А. Алексеева,
Л.А. Гершанок. – Пермь: изд-во ПГНИУ, 2006. – 364 с.
Инструкция по магниторазведке (наземная магнитная съемка, аэромагнитная съемка, гидромагнитная съемка) / З.С. Смелянова, [и др.]. – Л.: Недра, 1981. – 263 с.
Тетрюмов А.В. Магнитное поле над искусственными источниками: дипломная работа специалиста / А.В. Тетрюмов. – Пермь: ПГНИУ, 2009.
GSM-19 [Руководство по эксплуатации]. − GEM Systems, Inc., 2007.
П.П. Горских, А.Ю. Котов
Воронежский государственный университет, г. Воронеж
ОСОБЕННОСТИ КОРРЕЛЯЦИИ ПЕТРОФИЗИЧЕСКИХ ПАРАМЕТРОВ
В КАЧЕСТВЕ ПРОГНОЗНЫХ ПРИЗНАКОВ НА ОРУДЕНЕНИЕ СКАРНОВОМАГНЕТИТОВОГО ТИПА В УСЛОВИЯХ СЕВЕРНОГО УРАЛА
Основной задачей данного исследования является изучение петрофизических
свойств пород для их дальнейшего использования в интерпретации геофизических данных, выявления особенностей распределения петрофизических свойств в различных
типах пород, установления связи между различными петрофизическими свойствами
пород и их возможных особенностях корреляции, а также получение наиболее достоверных геофизических моделей, которые наиболее полно отвечают реальной геологической обстановке [2].
60
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Для проведения исследований петрофизических свойств горных пород были
отобраны ориентированные в пространстве образцы. Местом отбора образцов послужили участки геофизических работ, которые выполнялись в рамках проекта «Урал Полярный – Урал Промышленный» - Северный-2 и Верблюд [3]. Обзорная схема района
работ приведена на рис.1. Участки отбора образцов отмечены соответственно цифрами
1 и 2.
Участок Северный-2 расположен на правом берегу р. Лозьвы у ручья НерпинСос на площади известного рудного поля скарново-магнетитового месторождения
«Второй Северный Рудник». По геологической обстановке «Второй Северный Рудник»
является типичным экзоконтактовым, контактово-метосамотическим месторождением
железных руд. Вмещающая месторождение, вулканогенно-осадочная толща в пределах
рудного поля сложена порфиритами андезитового и андезитобазальтового состава, а
также их туфами с подчиненными редкими прослоями известняков. Образцы были отобраны из вмещающей толщи андезито-базальтов на западном фланге месторождения
при проходке канав.
Участок Верблюд расположен в 20 км южнее участка Северный-2. Образцы горных пород здесь также были отобраны при проходке канав, заложенных для заверки
магнитных аномалий. Вмещающей толщей здесь служат габброиды. Главным рудным
минералом всех типов пород является магнетит.
Рис.1. Обзорная карта района отбора образцов:
1- участок Северный-2; 2 – участок Верблюд.
Измерения проводились в петрофизической лаборатории ВГУ. Из отобранных
пород выпиливались изометричные образцы с сохранением ориентировки граней относительно элементов залегания пород в местах отбора образцов. Для измерений использовался астатический магнитометр МА-21 (заводской №229). Прибор предназначен для
определения магнитной восприимчивости, величины и направления вектора остаточной намагниченности образцов горных пород и руд в условиях полевых и стационарных лабораторий. Принцип действия прибора основан на взаимодействии магнитного
момента измеряемого образца с постоянными магнитами астатической системы. По измеряемой напряженности поля и расстоянию от центра образца до системы, зная объем
образца, можно определить его магнитные характеристики. Минимальная цена деления
астатического магнитометра (максимальная чувствительность) от 4 до 7•105
А·м−1/деление. Перед началом измерений была проведена градуировка прибора в соответствии с техническим описанием и инструкцией по эксплуатации магнитометра
МА-21 и определены цены делений прибора для каждой из 9 позиций, на которых возможно расположение образца относительно астатической системы. По окончании были
61
© ГИ УрО РАН, 2013
проведены контрольные измерения в объёме 25% от общего числа образцов. Погрешность измерений составила 3,5%.
Измерения проводились в равноудалённом положении, т.е. центр массы образцов удален на равное расстояние от постоянных магнитов астатической системы. В
равноудаленном положении на систему действуют поля, создаваемые вертикально
направленными компонентами векторов Ji и Jn. Для измерений составляющих намагниченности по оси Х контейнер с образцом устанавливался осью Х вертикально. Производился отчет П1. Затем контейнер с образцом разворачивался на 180° вокруг вертикальной оси и брался отсчет П2. Затем контейнер с образцом разворачивался вокруг
горизонтальной оси на 180° и брался отсчет П3. Затем образец ещё раз разворачивался
вокруг вертикальной оси на 180° и брался отсчет П4. По результатам измерений были
определены составляющие магнитных моментов:
П1 + П 2 + П 3 + П 4
Mix=
(1)
Еm
4
( П1 + П 2) − ( П 3 + П 4)
(2)
Mnx=
Еm ,
4
где Еm - цена деления прибора в единицах намагниченности в равноудаленном положении для позиции m . Аналогично определялись и Miy, Miz, Mny, Mnz. Зная объем образца V, составляющие вектора остаточной намагниченности можно определить из выражений:
Mnx
Jnx=
;
(3)
V
Mny
Jny=
;
(4)
V
Mnz
Jnz=
.
(5)
V
Зная составляющие вектора Jn, можно определить его модуль:
Jn= Jnx 2 + Jny 2 + Jnz 2
(6)
Для определения направления вектора Jn можно рассчитать два параметра:
Jnx
склонение А=arctg
(7)
Jnz
Jnz
и наклонение i=arctg
(8)
Jnx 2 + Jny 2
Для определения магнитной восприимчивости необходимо знать величину вертикальной составляющей Hz магнитного поля Земли в районе проведения измерений,
равной в нашем случае 48000 нТл. Составляющие индуктивной намагниченности Ji
определяются аналогично составляющим остаточной намагниченности. Затем можно
определить величины магнитной восприимчивости по осям [5]:
Jix
κx=
;
(9)
Hz
Jiy
κy=
;
(10)
Hz
Jiz
κz= .
(11)
Hz
Полная величина κср можно определить из выражения:
62
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Mix + Miy + Miz
.
(12)
3VHz
Также для данных образцов методом гидростатического взвешивания были
определены плотность и объем. Образец, плотность которого требуется определить,
взвешивается сначала на воздухе, а затем его погружают в воду и взвешивают в воде.
Если полученные веса равны соответственно W и W`, то разность (W—W`) составит,
очевидно, вес воды, вытесненной образцом и имеющей, таким образом, такой же объем, как и образец; плотность образца, следовательно, равна W/(W—W`). Взвешивание
производилось весами Highland, оснащенными круглым уровнем и нижним подвесом, с
помощью которого осуществлялось взвешивание в воде. Весы устанавливались на хорошо закрепленной поверхности массивного стола. Под весами, через отверстие в столе, к весам за нижний подвес прикреплялась платформа для образцов, погруженная в
емкость с водой. Точность определения массы для этого типа весов лежит в пределах
0,05 г.
Результаты измерений представлены в табл.1. В целом, все образцы можно разделить на четыре основные группы как по геологическим, так и по петрофизическим
критериям: андезито-базальты, габбро окварцованное, габбро с убогой и редкой вкрапленностью магнетита, габбро с густой вкрапленностью магнетита [4].
Таблица 1
Результаты измерений остаточной и индуктивной намагниченности,
магнитной восприимчивости и плотности образцов.
№ об|Ji|,
σ·103,
-4
Название породы
|Jn|, А·м−1
k·10
разца
А·м−1
кг/м3
κср=
1-1
1-2
1-3
1-4
1-4
1-6
1-7
1-8
1-9
2-1
2-2
2-3
2-4
2-5
2-6
2-7
2-8
2-9
2-10
2-11
2-12
2-13
андезито-базальты
андезито-базальты
андезито-базальты
андезито-базальты
андезито-базальты
андезито-базальты
андезито-базальты
андезито-базальты
андезито-базальты
габбро
габбро окварцованное
габбро окварцованное
габбро окварцованное
габбро окварцованное
габбро окварцованное
Габбро окварцованное, лимонитизированное
габбро с редкой
вкрапленностью магнетита
габбро с убогой
вкрапленностью
габбро с густой
вкрапленностью магнетита
габбро с густой
вкрапленностью магнетита
габбро с густой
вкрапленностью магнетита
габбро с густой
вкрапленностью магнетита
0,0479
0,0029
0,0077
0,0076
0,0028
0,0004
0,0018
1,1178
2,5650
0,0119
0,0021
0,0015
0,0017
0,0098
0,0042
0,0259
0,0793
0,0412
0,0550
0,0424
0,0287
0,0024
0,0188
1,1378
1,3136
0,0589
0,0072
0,0279
0,0245
0,0200
0,0228
0,0584
0,75
0,50
0,65
0,50
0,34
0,03
0,23
13,55
15,44
0,69
0,08
0,33
0,29
0,24
0,25
0,70
2,71
2,77
2,67
2,77
2,74
2,77
2,61
3,36
3,38
2,92
2,88
2,93
2,93
2,97
2,91
2,90
0,0045
0,0400
0,47
2,93
0,0166
0,1244
1,49
2,87
4,9624
1,0473
12,49
3,26
25,9936
1,5964
19,01
3,79
12,7023
2,6387
19,03
3,75
0,3848
0,7878
9,37
3,23
Для наглядного представления распределения петрофизических параметров и
выявления корреляционных связей между ними построены диаграммы зависимости
63
© ГИ УрО РАН, 2013
индуктивной намагниченности от плотности и индуктивной намагниченности от магнитной восприимчивости (рис.2).
Рис.2. Диаграммы зависимости индуктивной намагниченности от плотности и
индуктивной намагниченности от магнитной восприимчивости
Как видно из диаграммы на рисунке 2, корреляция этих параметров довольно
очевидна. Андезитобазальты с низкой намагниченностью (порядка 0,02-0,05 А·м−1)
имеют довольно узкий диапазон плотностей от 2,61·103-2,71·103 кг/м3. При увеличении
плотности (до 3,38·103 кг/м3) резко увеличивается и индуктивная намагниченность – до
2,56 А·м−1. Это вполне логично объясняется увеличением содержания в породах магнетита – главного рудообразующего минерала для данного типа пород [1]. Также здесь
можно видеть, что окварцованное габбро и габбро с редкой и убогой вкрапленностью
практически неотличимы по плотности и намагниченности и попадают примерно в
одинаковые диапазоны значений данных параметров. Здесь имеет место низкая намагниченность (до 0,05 А·м−1). А вот габбро с густой вкрапленностью магнетита довольно
резко дифференцированы по плотности и намагниченности. При возрастании намагниченности габбро до 0,8-1 А·м−1 плотность возрастает с 2,9·103 до 3,36·103 кг/м3, а при
намагниченности более 1,5 А·м−1 возрастает до 3,75·103 кг/м3 и выше.
На диаграмме зависимости индуктивной намагниченности от магнитной восприимчивости (рис.2) мы можем видеть, что андезитобазальты и габброиды, которые
как описано выше, были различимы по плотности, практически не могут быть дифференцированы по магнитной восприимчивости и имеют довольно низкие значения данного параметра (до 1,5·10-4), что характерно для диамагнетиков. Более плотные образцы (от 3·103 кг/м3) имеют и существенно большую магнитную восприимчивость – от
0,1·10-2 до 0,2·10-2.
Все перечисленные особенности корреляции петрофизических параметров могут
быть использованы в качестве прогнозных признаков на оруденение скарновомагнетитового типа для данного района.
Как мы можем видеть из табл.1, практически все образцы пород имеют остаточную намагниченность, варьирующую в довольно широких пределах, причем у некоторых образцов остаточная намагниченность много выше индуктивной. Это особенно характерно для пород с высоким содержанием магнетита. У пород с низким содержанием
магнетита остаточная намагниченность меньше индуктивной в несколько раз и не превышает 0,05 А·м−1
В итоге проведенного исследования удалось установить возможность классификации пород по петрофизическим характеристикам, установить корреляционные связи
между ними, что и составляет основную задачу геологического изучения перспектив на
оруденение скарново-магнетитового типа. Детальное изучение связи остаточной и ин64
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
дуктивной составляющих намагниченности пород, пространственная ориентировка
вектора остаточной намагниченности, а также зависимость намагниченности и плотности горных пород от процентного содержания магнетита будут рассмотрены в отдельной работе.
Коллектив авторов выражает особую благодарность за помощь в организации,
проведении и научном руководстве над данным исследованием заведующему кафедрой
геофизики ВГУ, профессору, доктору физико-математических наук Глазневу Виктору
Николаевичу, а также доценту кафедры геофизики ВГУ, кандидату геологоминералогических наук Жаворонкину Валерию Ивановичу.
1.
2.
3.
4.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Тафеев Г.П. Геологическая интерпретация магнитных аномалий / Г.П. Тафеев,
К.П. Соколов. – Л.: Недра, 1981. – 327 с.
Глазнев В.Н. Применение геофизических методов при детальном изучении скарновых железорудных месторождений Северного Урала / В.Н. Глазнев [и др.] // Вестник ВГУ, серия: Геология. Изд. Воронежского госуниверситета. – 2010, №2, июльдекабрь. – С. 238-248.
Основные черты геологического строения и минерально-сырьевой потенциал Северного, Приполярного и Полярного Урала / Под ред. Морозова А.Ф., Петрова О.В., Мельгунова А.Н. – Спб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2010. – 274 с.
Петрофизика [справочник, в 3 кн.] Книга первая. Горные породы и полезные ископаемые // под ред. Дортман Н.Б. – М.: Недра, 1992. – 391 с.
В.Ю. Горшков
Институт геофизики УрО РАН, г. Екатеринбург
МАТЕМАТИЧЕСКОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ ЭЛЕКТРОМАГНИТНЫХ
АНОМАЛИЙ В ПОЛЕ ВЕРТИКАЛЬНОГО МАГНИТНОГО ДИПОЛЯ НАД
ПРОВОДЯЩИМ ПОЛУПРОСТРАНСТВОМ С ЛОКАЛЬНОЙ
НЕОДНОРОДНОСТЬЮ
Применение индуктивных методов наземной электроразведки для решения задач геоэлектрического картирования базируется, в большинстве случаев, на модели
плоскослоистого полупространства, для определения параметров которой разработаны
различные методики при частотных и индукционных зондированиях [1].
Известно, что наличие локальных неоднородностей, отличающихся по электропроводности от зондируемой области геосреды, может оказать значительное помехообразующее влияние на результаты одномерной интерпретации в рамках плоско-слоистой
модели из-за искажений, вносимых в измеряемые составляющие электромагнитного
поля.
Поскольку для модели горизонтально-слоистой среды, возбуждаемой вертикальным магнитным диполем (ВМД), азимутальная компонента H ϕ нормального магнитного поля равна нулю, то любое отклонение от такой модели, вызванное горизонтальными неоднородностями среды (либо локальным объектом, контрастным по электропроводности с вмещающей средой), неизбежно проявится в аномальном эффекте H ϕ .
В качестве количественной характеристики влияния горизонтальных неоднородностей
среды,
в
работе
[2]
предложено
использовать
параметр
δ =| Hϕ | / | H r | *100% , учёт которого необходим, по мнению авторов, при картировании
65
© ГИ УрО РАН, 2013
зон аномальной электропроводности, а также для оценки применимости модели горизонтально-слоистой среды при решении обратной задачи зондирования. Однако, как
показали расчёты, для случая малых размеров аномалиеобразующего объекта эта величина имеет максимум на некотором удалении от его проекции на поверхность земли.
Изучение основных особенностей проявления аномального эффекта (в различных составляющих поля) от локальных неоднородностей среды, возбуждаемых ВМД,
является важным как для проработки методических вопросов проведения наблюдений
при экспериментальных работах, так и для оценки характерных размеров и ориентировочной глубины залегания самого аномалиеобразующего объекта.
Во многих случаях для изучения характера аномального эффекта от локальных
неоднородностей, достаточно бывает ограничиться первым приближением для рассеянного поля [3], когда внутреннее ЭМ-поле объекта аппроксимируется нормальным
полем источника. При расчётах элементов электромагнитного поля была использована
методика, описанная в [4], а в качестве модели было рассмотрено проводящее полупространство с локальной неоднородностью (контрастной по электропроводности) в форме
куба и размерами, соизмеримыми с глубиной залегания.
Результаты проведённого математического моделирования показали, что аномальный эффект, обусловленный локальным проводящим объектом, возбуждаемым
вертикальным магнитным диполем, наиболее сильно выражен в мнимых составляющих
горизонтальных компонент магнитного поля. Изучение особенностей морфологии поля
проводилось по площадному распределению его составляющих на том же уровне высоты, что и источник. Ниже представлены графики распределения компонент суммарного
магнитного поля, нормированных на максимальное значение модуля горизонтальной
составляющей, при различном удалении объекта от фиксированного источника, расположенного в начале координат.
На рис.1-4 представлено распределение модульных значений радиальной ( H r ) и
азимутальной ( H ϕ ) компонент суммарного магнитного поля в горизонтальной плоскости, расположенной на одной высоте с источником (ВМД). На рис.1-2 центр аномалиеобразующего объекта расположен в точке [2,0,-2].
Рис.1. H r , центр объекта расположен в точке [2,0,-2].
66
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Рис.2. H ϕ , центр объекта расположен в точке [2,0,-2].
На рис.3-4 центр аномалиеобразующего объекта расположен в точке [6,0,-2].
Рис.3. H r , центр объекта расположен в точке [6,0,-2].
Рис.4. H ϕ , центр объекта расположен в точке [6,0,-2].
67
© ГИ УрО РАН, 2013
Как и следовало ожидать, аномальный эффект наиболее характерно выражен в
азимутальной составляющей поля. Величина аномального эффекта в радиальной составляющей заметно выше, однако он накладывается на значения нормального поля,
что может затруднить его распознавание при практических измерениях. Интересно, что
аномальное и нормальное поля противоположно направлены и в силу этого можно
наблюдать переход суммарного поля через ноль. По этой причине предложенная в [2]
δ =| Hϕ | / | H r | *100%
величина
будет иметь максимум именно в тех координатах, где
H r минимально, при любых ненулевых значениях ( H ϕ ).
На рис.5-6 представлено распределение модульных значений радиальной ( H r ) и
азимутальной ( H ϕ ) составляющих суммарного магнитного поля для случая профилирующей установки с плечом 2 м, точка записи − приёмник, центр аномалиеобразующего объекта расположен в точке [5,5,-2].
Рис.5. H r , центр объекта расположен в точке [5,5,-2]
Рис.6. H ϕ , центр объекта расположен в точке [5,5,-2]
68
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Как видно из рисунков, максимальный аномальный эффект в радиальной компоненте магнитного поля ( H r ) проявляется непосредственно над объектом, при отдалении профилирующей установки от объекта эффект снижается. Начиная с некоторого
удаления от объекта, нормальное поле оказывается сравнимым с аномальными значениями поля от самого объекта (рис. 6).
Во всех случаях приняты следующие характеристики объекта, вмещающей среды и источника электромагнитного поля:
− частота переменного поля источника 500 Гц;
− высота источника и приёмника над землёй 0,5 м;
− удельная электропроводность воздуха 0 см/м;
− удельная электропроводность нижнего полупространства 10-2 см/м;
− удельная электропроводность объекта 50 с/м.
Магнитная проницаемость и диэлектрическая проницаемость воздуха, среды и
объекта были приняты равными соответствующим характеристикам вакуума.
В дальнейшей работе планируется изучение морфологии аномального поля для
более сложных моделей, определение оптимального размера профилирующей установки для различных глубин исследования, а также анализ информативности аномального
эффекта для оценки глубины залегания и геометрических размеров объекта.
1.
2.
3.
4.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Электроразведка: Справочник геофизика. В двух книгах / Под ред.
В.К. Хмелевского, В.М. Бондаренко. Книга первая. 2-е изд., перераб. и доп. − М.:
Недра, 1989. − 438 с.
Хачай О.А. Об усовершенствовании методики площадных индукционных исследований на россыпных месторождениях / О.А. Хачай, В.П. Бакаев // Горный журнал.
– №1. − 1994. − Екатеринбург: Известия вузов. − С.8-13.
Бердичевский М.Н. Интерпретация аномалий переменного электромагнитного поля
Земли / М.Н. Бердичевский, М.С. Жданов. – М.: Недра, 1981. – 327 с.
Горшков В.Ю. Математическое моделирование вторичного магнитного поля локального проводящего объекта, возбуждаемого вертикальным магнитным диполем
в однородной среде / В.Ю. Горшков // XIII Уральская молодежная научная школа
по геофизике. Сборник докладов. − Екатеринбург: ИГф УрО РАН, 2012. − С. 43-45.
Д.В. Григорьев, А.С. Ведерников
ИГД УрО РАН, г. Екатеринбург
ПОЛЕВЫЕ МЕТОДЫ ПРИ РЕШЕНИИ ЗАДАЧ СЕЙСМИЧЕСКОГО
МИКРОРАЙОНИРОВАНИЯ В РАЙОНЕ Г. КИРОВО-ЧЕПЕЦКА
В первой половине 2012 г Институтом горного дела УрО РАН была выполнена
большая и интересная работа по сейсмическому микрорайонированию территории Кирово-Чепецкого отделения филиала «Приволжский территориальный округ» ФГУП
«РосРАО», в которой авторы данной статьи принимали участие. Частью данной работы
являлась задача по установлению сейсмичности площадок строительства и территории
размещения объектов РАО. В этой статье будет рассказано о методе сейсмических
жесткостей и анализе микросейсм по методике Накамуры [5], использованной в работе.
Метод сейсмических жесткостей. Для получения сведений о свойствах пород
верхней части разреза (скорости продольных и поперечных волн, мощность рыхлых
отложений) на исследуемой территории было проведено сейсмическое профилирова69
© ГИ УрО РАН, 2013
ние методом преломленных волн (МПВ) с использованием маломощного импульсного
источника возбуждения (кувалда массой 6 кг с металлической подложкой в основании).
Использовалась система прямых, встречных и нагоняющих годографов. Регистрировались продольные (P) и поперечные (SV) волны. Работы проводились согласно РСН 6687. Пример расположения профилей в плане показан на рис.1. Запись сейсмических колебаний осуществлялась с помощью цифровой сейсмической станции «Лакколит ХМ3», производства ООО "ЛОГИС". Применялись вертикальные геофоны GS-20DX.
Рис.1. Схема расположения сейсмических профилей и точек регистрации микросейсм
Обработка сейсморазведочных данных выполнена с помощью программного
комплекса «RadExPro Plus 3.95». По результатам обработки были определены мощности геосейсмических слоев и интервальные скорости продольных и поперечных волн в
них. По этим данным построены геосейсмические разрезы.
Геологическая интерпретация данных сейсморазведки выполнена по данным бурения скважин, выполненного в 2010, 2011, 2012 гг. специалистами из Озерска и
ФГУГП «Гидроспецгеология». В результате количественной интерпретации данных
сейсморазведки на исследуемых участках выделено три геосейсмических слоя, отличающихся по скорости распространения упругих волн. Первый слой представлен
насыпными глинистыми грунтами, суглинками и глинами, а также мелкими песками,
насыпными техногенными грунтами с добавлением строительного мусора. Второй слой
представлен серыми мелкозернистыми и среднезернистыми песками средней плотности, слабо глинистыми, с присутствием полевошпатного кварца, с укрупнением фракции с глубиной. Третий слой представлен пермской глиной красно-коричневой, плотной, твердой.
Определение скоростей необходимо для вычисления приращений сейсмической
интенсивности ΔI, которые, согласно РСН 65-87 рассчитываются по следующей формуле:
,
(1)
70
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
где ΔIс – приращение сейсмической интенсивности за счет различия сейсмической жесткости грунтов на изучаемом и эталонном участке; ΔIв - приращение сейсмической интенсивности за счет ухудшения сейсмических свойств грунтов на изучаемом
участке при обводнении (водонасыщении); ΔIрез - приращение сейсмической интенсивности за счет возможного возникновения резонансных явлений при резком различии
сейсмических жесткостей в покрывающей и подстилающей толще пород изучаемого
разреза.
Раскрывая слагаемые формулы 1, получим:
2
V ρ 
∆I = 1.67 log 0 0  + Ke −0.04 h + ∆I рез ,
(2)
 Vi ρ i 
где Vo, ρo, Vi и ρi – средневзвешенные значения скоростей упругих волн и плотностей
расчетных толщ для эталонных и исследуемых грунтов соответственно; K – коэффициент, зависящий от литологического состава грунтов; h – расчетное положение уровня
грунтовых вод в рассматриваемой толще.
Приращение сейсмической интенсивности за счет резонансных явлений ΔIрез
рассчитывается при наличии в разрезе однородного слоя песчаных, глинистых или
крупнообломочных грунтов с содержанием песчано-глинистого заполнителя более
30%, подстилаемых скальными породами, характеризующимися значительно большими по сравнению с покрывающими отложениями значениями сейсмических жесткостей. На исследуемой площади эти условия не выполняются, и вероятность возникновения эффекта резонанса крайне мала.
Для расчетов приращений сейсмической интенсивности методом сейсмических
жесткостей необходимо определить эталонный грунт. При выборе параметров эталонных грунтов рекомендуется выбирать средние грунты, к которым относится величина
исходного балла по карте сейсмического районирования территории РФ ОСР -97*. К
таким грунтам чаще всего относят наиболее характерные для верхней части геологического разреза крупно- и среднезернистые песчаные грунты средней плотности, либо
близкие по составу грунты, относящиеся ко II категории по сейсмическим свойствам,
согласно СНиП II-7-81* (СП 14.13330.2011).
По результатам геофизических работ оценены средневзвешенные значения скоростей поперечных волн в верхней тридцатиметровой толще. По результатам инженерно-геологических работ оценены средневзвешенные значения плотности пород. В качестве параметров эталонного грунта выбраны наиболее представленные значения:
Vs=235 м/с, ρ=1,93 г/см3. По сейсмическим свойствам эти грунты относятся скорее к
III категории, а по физико-механическим свойствам (плотность, модуль деформации)
эти грунты можно отнести ко II категории. Однако, учитывая сильную обводненность
рассматриваемых грунтов, их стоит отнести к III категории, что, согласно СНиП II-781*, приводит к увеличению интенсивности на 1 балл.
Для сопоставления результатов расчетов приращений сейсмической интенсивности различными методами, расчеты производились на пикетах сейсмических профилей, наиболее близко расположенных к пунктам записи микросейсмических колебаний.
Приращение сейсмической интенсивности за счет ухудшения сейсмических
свойств грунтов на изучаемом участке при обводнении (водонасыщении) не оценивалось в связи с тем, что эта поправка нужна только при расчетах с использованием продольных волн, в то время как водонасыщение не оказывает влияния на скорость прохождения поперечных волн [3].
Результаты расчетов приращений сейсмической интенсивности методом сейсмических жесткостей приведены в табл.1.
71
© ГИ УрО РАН, 2013
Точка
расчета
Пк1
Пк2
Пк3
Пк4
Пк5
Пк6
Пк7
Пк8
Пк9
Пк10
Пк11
Пк12
Пк13
Выбор итогового приращения сейсмической интенсивности
ΔIсж,
ΔIмс,
ΔIсж,
ΔIмс,
Итоговое Точка
балл
балл
балл
балл
ΔI, балл расчета
0,0
0,3
0,1
0,1
0,3
Пк14
0,0
0,4
0,4
0,1
-0,2
Пк15
0,0
0,5
0,1
-0,1
0,5
Пк16
0,0
0,3
0,0
0,0
0,3
Пк17
-0,1
0,2
0,0
0,1
0,2
Пк18
-0,1
0,2
0,0
0,1
0,2
Пк19
0,0
0,1
0,0
0,0
0,1
Пк20
0,0
0,2
0,1
0,0
0,2
Пк21
0,0
0,1
0,2
0,0
0,1
Пк22
0,1
0,1
-0,1
0,0
0,1
Пк23
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
Пк24
0,1
0,1
0,1
-0,3
0,1
Пк25
0,0
0,1
0,1
Таблица 1
Итоговое
ΔI, балл
0,1
0,1
0,1
0,0
0,1
0,1
0,0
0,1
0,2
0,0
0,0
0,1
Как видно из таблицы, приращения сейсмической интенсивности, рассчитанные
по методу сейсмических жесткостей, лежат в диапазоне от -0,1 до 0,2 балла шкалы
MSK-64. Такой относительно узкий диапазон скорее всего обусловлен однородностью
залегания массива осадочных пород на исследуемой площади и, как следствие, однородностью их свойств.
Метод регистрации микросейсм. При выполнении сейсмологических исследований были произведены записи микросейсмического фона с длительностью от 4 до
12 часов. Точки наблюдений микросейсм старались располагать недалеко от центров
расстановок МПВ, пример расположения пунктов показан на рисунке 1. В качестве
приемника использовались сейсмометры «Seis-Monitor» производства OYO
GEOSPACE Technologies, в качестве регистратора применялся комплекс, состоящий из
АЦП L-CARD и ноутбука.
При рассмотрении записей микросейсм применялся метод Ютаки Накамуры, в
основе которого лежит анализ отношений спектров горизонтальных компонент сигнала
к спектрам вертикальных компонент и получении спектральной характеристики H/V,
являющейся основной в данном методе [6]. Метод позволяет компенсировать спектральные компоненты колебаний, являющиеся техногенным шумом, и получать более
надежные результаты при выполнении микросейсмического районирования в условиях
высокого уровня техногенных шумов.
Сейсмические записи, полученные с регистраторов, обрабатывались в программном комплексе «Geopsy 2.8», в котором были рассчитаны спектры для каждой
компоненты сигнала по интервалам записи, равным 10 мин. Также проводился визуальный анализ данных для определения качества полевого материала и выбора участков записей без видимого влияния помех. Учитывая АЧХ регистратора и сейсмоприемников, эффективный диапазон частот равен 1-15 Гц.
По записям микросейсм производился расчет спектральных характеристик сигналов, в том числе значение H/V. Для расчета значения H/V используется следующая
формула:
,
(3)
72
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
где H(f) – горизонтальные компоненты сигнала, V(f) – вертикальная компонента сигнала.
Приращения сейсмической интенсивности рассчитываются по формуле [7]:
(4)
где k – эмпирический коэффициент, которым учитывается особенности геологического
строения; (H/V)i и (H/V)0 – максимальные значения характеристики для исследуемого и
эталонного грунта.
За опорный взят пикет, параметры грунта на котором близки к параметрам эталонного грунта, рассмотренного при описании предыдущего метода.
Результаты расчетов приращений сейсмической интенсивности по данным регистрации микросейсм приведены в таблице 1. Как видно из таблицы, значения рассчитанных приращений лежат в диапазоне от -0,3 до 0,5 балла шкалы MSK-64.
Исходя из консервативного подхода, за результирующие значения приращений
сейсмической интенсивности в точках расчета принято наихудшее из значений. Итоговая сейсмичность территории определяется путем сложения исходной (нормативной
Iисх) сейсмичности с приращением сейсмической интенсивности(ΔI) по формуле:
I=Iисх+ΔI,
(5)
Исходная сейсмичность территории определяется в соответствии со СНиП-II-781* на основе комплекта карт ОСР-97*. В рамках данной статьи не будем подробно
останавливаться на том, как была определена величина исходной сейсмичности равная
6,2 балла по шкале MSK-64, поскольку это отдельный вопрос.
По итоговым приращениям сейсмической интенсивности были построены карты
сейсмического микрорайонирования (рис.2). На рисунке 2 видно относительно небольшое изменение сейсмической интенсивности с ростом значений от северозападного угла к центру.
Рис.2. Карта сейсмического микрорайонирования на участке КЧХК
Исследования выполнены при поддержке министерства образования и науки
Российской Федерации, соглашение № 8348 и интеграционного проекта Президиума
УрО РАН № 12-И-5-2050.
1.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Технический отчет. Инженерно-геологические изыскания «Кирово-Чепецкое отделение
филиала «Приволжский территориальный округ» ФГУП «РосРАО». «Приведение в безопасное состояние объектов федерального унитарного предприятия «Предприятие по обращению с радиоактивными отходами «РосРАО», находящихся на промышленной пло-
73
© ГИ УрО РАН, 2013
2.
3.
4.
5.
6.
7.
8.
щадке открытого акционерного общества «Кирово-Чепецкий химический комбинат им.
Б.П. Константинова» (г. Кирово-Чепецк Кировской области), подвергшихся радиационному воздействию в результате прошлой деятельности». Здание № 1В, 1 Г, 1Д, 1Е». Уральский проектно-изыскательский институт «ВНИПИЭТ». Озерск. 2011 г.
СНиП II-7-81*. (СП 14.13330.2011). Строительство в сейсмических районах. – М.: Госстрой России, 2011.
Горяинов Н.Н. Сейсмические методы в инженерной геологии / Н.Н. Горяинов,
Ф.М. Ляховицкий. – М.: Недра, 1979.
Вестник Краунц. Науки о Земле. – 2010, №1. – Вып. №15. – С. 223-231.
Дягилев Р.А. Микросейсмическое районирование: учеб.-метод. пособие / Р.А. Дягилев,
Д.А. Маловичко / Перм. гос. ун-т. – Пермь, 2007. – 90 с.
Nakamura Y.A. Method for dynamic characteristics estimation of subsurface using microtremor on the ground / Y.A. Nakamura // QR RTRI. – 1989. – Vol. 30. – P. 25-33.
Еманов А.Ф. Резонансные свойства верхней части разреза / А.Ф. Еманов [и др.] //
Физическая мезомеханика – 2008. – Т.11, № 1. – С. 26-36.
Технический отчет. Сейсмическое микрорайонирование территории КировоЧепецкого отделения филиала «Приволжский территориальный округ» ФГУП «РосРАО». ИГД УрО РАН. – Екатеринбург, 2012.
1
Ю.А. Давыденко1,2
Научно-исследовательский Иркутский государственный технический университет,
г. Иркутск
2
Институт Земной Коры СО РАН, г. Иркутск
ПЕРСПЕКТИВЫ ИСПОЛЬЗОВАНИЯ ИНДУКЦИОННОЙ СОСТАВЛЯЮЩЕЙ
ПЕРЕХОДНОГО ПРОЦЕССА В ТРАДИЦИОННЫХ МЕТОДАХ ПОСТОЯННОГО ТОКА
В современных измерительных системах регистрации, применяемых в методах
постоянного тока (ВЭЗ, ВЭЗ-ВП, ДЭП, электротомография и т.д.), для возбуждения
разреза используется последовательность разнополярных импульсов. Как правило, для
измерения вызванной поляризации (ВП) используют последовательность с токовой паузой, а для кажущегося удельного электрического сопротивления (ρк) используют режим без паузы. На приемных электродах регистрируется вся последовательность импульсов, однако используется минимальное количество информации, соответствующие
стационарному приближению − усредняется амплитуда перед выключением токового
импульса и, спустя несколько десятков или сотен миллисекунд, берется несколько отсчетов во временных окнах для вычисления кажущейся поляризуемости (ηк). Высокочастотная составляющая сигнала после выключения (или включения) тока попросту
вырезается из данных, поскольку в ней доминируют индукционные процессы, которые
не подлежат интерпретации в классической методике. Однако именно в этих первых
миллисекундах становления поля содержится ценнейшая информация о геоэлектрическом строении разреза, распределении УЭС и поляризационных параметров. Регистрация полной формы переходного процесса позволяет перейти от использования кажущихся параметров (ρк, и ηк) к полноценному решению задач одномерной или трехмерной инверсии, с учетом частотной дисперсии электропроводности для становления поля горизонтального электрического диполя. Данный подход существенно повышает
информативность традиционных методов постоянного тока и дает возможность более
детально изучать литологическое строение разреза. Кроме того, для индукционных токов прозрачны высокоомные экраны: мерзлота, базальты, траппы и т.д., которые существенно ограничивают область применения методов постоянного тока на значительной
территории России. Мы пришли к выводу, что следует разработать и внедрить новую
74
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
технологию электромагнитных зондирований и вызванной поляризации (ЭМЗВП), которая позволит решать широкий круг задач рудной геофизики, в том числе, задачу прямого поиска перекрытых траппами кимберлитовых тел.
В методе ЭМЗВП учитывается опыт, полученный при разработке и внедрении
технологии дифференциально-нормированного метода электроразведки (ДНМЭ). Метод ДНМЭ реализован в сухопутной и морской модификациях и используется для обнаружения месторождений углеводородов. За последние 13 лет в самых разнообразных
геологических условиях современной цифровой аппаратурой было записано несколько
десятков тысяч километров профилей [1, 6]. Вероятность удачного прогноза, сделанного в результате комплексной интерпретации материалов ДНМЭ, каротажа и сейсморазведки, и основанного на выделении аномалий вызванной поляризации в верхней части
разреза, которые возникают за счет эпигенетических изменений над залежами углеводородов, составляет более 85% на суше и более 90% на море. На сегодняшний день
опыт, накопленный в нефтяной электроразведке, реализуется разработчиками при решении задач рудной геофизики.
Идея ЭМЗВП заключается в максимально полном использовании информации
от переходных процессов, возбуждаемых прямоугольными разнополярными импульсами, которые применяются в традиционных методах постоянного тока. Для этого разрабатывается новый способ измерения и обработки данных переходных процессов, полученных от заземленного источника тока многоэлектродной заземленной приемной линией с целью одновременного определения кажущегося удельного сопротивления среды, индукционной составляющей и эффектов вызванной поляризации геоэлектрического разреза с использованием робастного регрессионного анализа в сочетании с инверсией в рамках модели поляризующейся среды. Вместо того, чтобы подавлять индукционный эффект, являющийся помехой для традиционных методов ВП, применение в
ЭМЗВП современной системы регистрации и обработки позволяет записать его с минимальными искажениями. Регистрация переходных процессов накладывает новые
условия на систему сбора данных. Для корректной записи требуется применять АЦП с
высокой частотой дискретизации и соответствующим образом обрабатывать данные.
Разрабатывается аппаратура, основанная на прецизионных аналого-цифровых
преобразователях (АЦП), с высокой частотой дискретизации (не менее 100 кГц) и разрядностью (не менее 24 бит) в сочетании с GPS-синхронизацией между источником тока и приемниками. Таким образом, регистрируется достаточное количество информации для проведения инверсии в рамках одномерных, 2,5 и 3-мерных моделей с учетом
частотной дисперсии электропроводности. В различных модификациях метода ВП измерительные установки и временные диапазоны подбираются таким образом, чтобы
минимизировать вклад индукционных процессов, которые традиционно рассматриваются как мешающий фактор. В методе ЭМЗВП эти процессы используются для извлечения ценной информации о строении геоэлектрического разреза. Так, при наличии в
геологическом разрезе контрастных по проводимости объектов в процессе интерпретации не будут вноситься ошибки, поскольку вариации проводимости не будут ошибочно
приниматься за изменения поляризационных свойств объектов поиска.
С точки зрения проведения полевых работ предлагаемая методика отличается
высокой гибкостью и технологичностью. Вся аппаратура может транспортироваться
вручную, наиболее тяжелая силовая аппаратура представлена модифицированным по
нашей просьбе генератором ВП-1000 (разработки ООО НПК «Элгео») массой не более
10 кг, и электрогенератором на 2–3 кВт. Приемную аппаратуру для ЭМЗВП изготавливает ООО НПК «СибГеоСистемы», зарекомендовавшая себя многолетним сотрудничеством с ведущими электроразведочными компаниями в области разработки и внедрения приборов для импульсной электроразведки.
75
© ГИ УрО РАН, 2013
Помехозащищенность технологии обеспечивается углубленной обработкой полевого материала с применением следующих оригинальных робастных алгоритмов: подавление тренда в исходных данных, возникающего под влиянием теллурических токов
и поляризации электродов; точечного удаления «атмосфериков» (выбросов в записи,
возникших под влиянием грозовой активности), низкочастотной робастной фильтрации
в двумерном скользящем окне, и т.д.
Разрабатываемая методика отличается простотой и надежностью, свойственными для методов постоянного тока. На первом этапе предполагается использовать метод
срединного градиента, позволяющего быстро, в течение недели, произвести площадную съемку участка с примерными размерами 2x2 км по сетке 50x50 м одновременно
несколькими приемными комплектами от одной заземленной линии длиной около 3 км.
Производится запись около 1000 точек, на которых помимо традиционного кажущегося
удельного сопротивления рассчитываются переходные процессы на нескольких десятках временных задержек. После выделения перспективных участков по результатам
первого этапа возможно проведение второго этапа работ различными модификациями
дипольного профилирования и зондирования с использованием той же аппаратуры для
уточнения геоэлектрических характеристик выделенных объектов.
Концепция технологии ЭМЗВП была сформирована при переобработке съемки,
сделанной по технологии фазовых измерений вызванной поляризации (ИНФАЗ ВП) и
выполненной ОАО «Алмазы Анабара» аппаратурой ИМВП производства ООО «Северо-Запад» на эталонном участке «Марс» Анабарского щита с целью поиска трубок
взрыва [2, 3, 4].
С целью обнаружения кимберлитовых трубок взрыва на Анабарском щите компания ОАО «Алмазы Анабара» проводит комплексные геофизические исследования.
Электроразведочные работы проводились по методике ИНФАЗ-ВП, разработанной в
компании «Северо-Запад». Использовалось 2 прибора ИМВП производства той же
компании. В них предусмотрена возможность сохранения исходных данных в wavформате. Измерения проводились установкой срединного градиента: одновременно четырьмя каналами регистрировались временные ряды разностей потенциалов приемных
электродов MN в пределах генераторного диполя AB. Разрез возбуждался последовательностью разнополярных импульсов без токовой паузы. Сила тока составляла 0,5 А,
частота источника − 4,88 Гц, что при шаге дискретизации измерительного модуля в
0,4 мс во время прямоугольного импульса длительностью 0,1024 с позволяет записывать кривую становления в 256 отчетов аналого-цифрового преобразователя (АЦП).
Шаг по профилю в 40 м соответствовал длине MN; расстояние между профилями –
50 м. Всего на данном участке записано около тысячи точек наблюдений. В результате,
для каждой MN в штатно поставляемой программе “Octopus Pro” рассчитаны кажущееся удельное сопротивление ρk и кажущаяся поляризуемость ηk (%) с использованием
относительного фазового параметра Δφκ0 по формуле ηk=-2,5·Δφκ0. Данные параметры,
в особенности ηk, сохраняют зависимость от положения источник-приемник, поскольку
коэффициент установки, рассчитанный для однородного полупространства, полностью
эту зависимость не компенсирует, а при расчете ηk и этот коэффициент не используются. Проведение инверсии данных электромагнитных зондирований позволяет перейти
от кажущихся характеристик к геоэлектрическому разрезу, свободному от упомянутой
выше зависимости, однако для устойчивого решения обратной задачи недостаточно
входных данных. В связи с этим было принято решение переобработать полевой материал в специально для этого адаптированном программно-измерительном комплексе
дифференциально-нормированного метода электроразведки (ДНМЭ). Из первичных
данных, содержащих для каждой точки записи непрерывную запись последовательности разнополярных импульсов, с использованием методов робастной статистики были
76
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
рассчитаны усредненные переходные процессы и их временные производные на 16 задержках, нормированные на установившиеся значения DU0, полученные при усреднении 1/8 интервала токового импульса, взятого перед его выключением. При переобработке использовался оригинальный алгоритм подавления тренда, позволяющий с высокой точностью получать отсчеты на временных задержках в условиях высокой теллурической активности и дрейфа нуля на приемных электродах при наличии выбросов и
сбоев. Этот подход в сочетании с широким применением методов робастной статистики позволил существенно повысить стабильность результатов обработки [2]. Невязка
уточненных значений DU0 со значениями, полученными из программы “Octopus Pro”,
достигает 1,5%, что объясняется более корректным подавлением тренда. Нормированные переходные процессы обозначим DU, а и их временные производные − DtDU, в
фоновой области и над трубкой взрыва эти кривые существенно различаются (рис.1).
Точность расчетов достаточно высокая, коэффициент вариации и отношение стандартного отклонения к амплитуде сигнала практически для всего временного интервала
редко превышает 0,1%. Существенное отличие кривых вызвано, прежде всего, изменением проводимости, что привело к росту индукционной составляющей, имеющей обратный знак с эффектом ВП.
б)
a)
Рис.1. Нормированные переходные процессы DU и их временные производные DtDU в
фоновой области (а), и над трубкой взрыва (б)
Несколько угловатый вид кривых на ранней стадии объясняется низкой частотой
дискретизации (2,5 кГц). Это означает, что в полосу пропускания попадают частоты
немногим более 1 кГц (согласно теореме Найквиста). Кроме того, отсутствие привязки
(аппаратной синхронизации) к фронту выключения, существенно затрудняет вычисление переходных характеристик.
Посредством применения быстрого преобразования Фурье (БПФ) к обработанной кривой были рассчитаны относительные фазовые характеристики для 1 и 3 гармоник, 3 и 5 гармоник, которые имели высокую корреляцию с расчетами штатной программы “Octopus Pro”. Анализ этих данных показал, что относительная фазовая характеристика – это некая обобщенная трансформанта, характеризующая форму кривой, и
ее информативность сопоставима с временной производной на поздних временных задержках. Использование относительных фазовых характеристик не позволяет делать
уверенные выводы о вкладах индукционных процессов и процессов вызванной поляризации (ВП) в наблюденном поле. По этим характеристикам, нельзя делать выводы о
глубине залегания объектов с использованием скин-эффекта. В то же время такие
оценки вполне возможно производить, анализируя переходные процессы и их временные характеристики.
77
© ГИ УрО РАН, 2013
С целью качественного анализа полевого материала необходимо минимизировать зависимость нормированных кривых DU и DtDU от положения измерительной линии и питающего диполя. Решение этой задачи аналогично приему, который применяется в гравиметрии для снятия региональной составляющей гравиметрического поля и
выделения локальных аномалий. При обработке полевых кривых зондирований использовался оригинальный алгоритм робастной инверсии [1, 7]. За счет итеративного подхода в этом алгоритме, в исходных данных минимизируется влияние факторов, называемых регрессорами. В нашем случае в качестве регрессоров использовались аналитические функции зависимости регрессоров от положения питающего диполя AB и приемных электродов MN и результаты расчета прямой задачи на каждой точке зондирования от фонового многослойного разреза. Робастность позволяет избежать появления
смещенных оценок, возникающих под влиянием аномальных значений наблюденного
поля, надежно увязывая тренд в исходных данных с зависимостями, описываемыми регрессорами.
В результате применения алгоритма робастной регрессии на каждой временной
задержке построены карты и псевдоразрезы, в которых снято влияние геометрического
фактора источник-приемник. На псевдоразрезах можно уверенно отделить аномальное
поле протяженного на глубину объекта от локальных возмущений близповерхностных
неоднородностей (рис.3, 4). Свойства же этих объектов определяются посредством инверсии в рамках модели среды с частотной дисперсией электропроводности.
Рис.2. Схема распределения временной производной переходного процесса DtDU
на поздней временной задержке в 70 мс после снятия влияния геометрии системы измерений посредством применения робастного регрессионного метода с контурами объектов, выделенных в магнитном поле после исключения интенсивных магнитных аномалий и эффекта рельефа в программе GelioSMI на участке электроразведочных работ.
Треугольниками показаны скважины, подтвердившие существование
трубок взрыва – объектов 1 и 2
На основании анализа наблюденных кривых с применением робастного регрессионного анализа, а также по результатам инверсии в рамках одномерной модели было
выделено 2 объекта. Эти объекты заверены бурением; при этом о наличии 2-го объекта
нам не было известно до тех пор, пока по результатам переобработки не был сделан
уверенный прогноз о наличии трубки взрыва. Особенно хорошо эти объекты выделя78
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
ются на поздних временных задержках. Наиболее яркий результат получен на поздней
временной задержке в 70 мс (рис.2). Объекты хорошо совпадают с контурами аномалий, выделенных в магнитном поле после исключения интенсивных аномалий и эффекта рельефа в программе GelioSMI [1]. Следует отметить, что небольшая трубка взрыва
(объект 2), перекрытая обледенелыми терригенными отложениями, не выделялась по
карте кажущегося удельного сопротивления из-за наличия высокоомного экрана.
Рис.3. Псевдоразрезы переходных процессов DU (a) и их временных производных
DtDU (б) по линии (I-I) после минимизации влияния эталонной модели и зависимости
от геометрии установки с помощью робастной регрессии. Сопоставление с геологическим разрезом, построенным по результатам бурения (в),
(г) − геометрия трубки в плане с линией профиля (I-I).
Рис.4. Трехмерная визуализация переходных процессов, рассчитанных по методике
ЭМЗВП от первичных данных ИНФАЗВП (срединный градиент) до (a), и после (b) после минимизации геометрического положения источник-приемник процедурой робастного регрессионного анализа. Рядом с эталонным объектом, расположенным правее, –
выходящей на поверхность трубкой взрыва − четко выделяется вторая трубка, перекрытая высокоомным экраном многолетнемерзлых озерных отложений
Построенные в результате переобработки карты кажущегося удельного электрического сопротивления ρk отличаются высоким качеством по сравнению с результатами
79
© ГИ УрО РАН, 2013
расчетов в штатным программном обеспечении “Octopus Pro”, поставляемом в комплекте с аппаратурой ИМВП.
Ниже приведены результаты применения одномерной инверсии, когда для каждой точки зондирования рассчитывался сигнал от горизонтально-слоистого полупространства, а параметры слоев задавались с учетом частотной дисперсии электропроводности по формуле Cole-Cole. Таким образом, выполнено математическое моделирование полевых кривых DU и DtDU с целью получения слоистого геоэлектрического
разреза по профилям. В результате модельных расчетов с учетом частотной дисперсии
электропроводности были определены численные значения параметров поляризуемости разреза для каждого из слоев по всем точкам наблюдений. Всего было выделено 5
слоев до глубины 1200 м. Для обработки и интерпретации полевых данных использовался программный комплекс, включающий в себя прямую и обратную задачу геоэлектрики для заземленной линии. Динамическая библиотека с прямой задачей любезно
предоставлена д.ф.-м.н. А.А. Петровым. Временной диапазон, используемый при моделировании, определялся достоверностью входных данных, т.е. точностью измерений
каждого из параметров в каждой точке измерения. В качестве функции невязки, значение которой минимизируется в результате инверсии, использовалось среднеквадратическое отклонение. Результатом являются карты и разрезы распределения удельного
электрического сопротивления и поляризуемости.
При подборе в рамках одномерной модели раскреплялась поляризуемость только 1 и 3 слоев. Коэффициент множественной корреляции между этими слоями достаточно низкий − 0,3. В районе трубок взрыва (объекты 1 и 2) поляризуемость увеличивается до 2-6%.
Поляризуемость эталонной трубки (объект 1) распределена неравномерно –
наблюдается значительный рост в северо-восточной части в 1-ом слое (рис.5) и кольцевой эффект с аномалиями посередине в 3-ем слое.
Рис.5. Карта поляризуемости первого слоя (0-100 м) геоэлектрической модели. Номерами отмечены пробуренные скважины. Прямоугольниками закрыты области с недостоверными данными полевой съемки
Наиболее достоверные данные по проводимости получены для второго геоэлектрического слоя мощностью 350 м с подошвой на глубине 450 м, т.к. аппаратные по80
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
грешности для соответствующих ему времен переходного процесса на результате инверсии сказываются слабо. Удельное электрическое сопротивление (УЭС) второго слоя
ρ2, соответствует по своей величине УЭС от известняков (доломитов) карбонатной
толщи. Зональность распределения УЭС, ориентированная вдоль силового кабеля, выражена во втором слое значительно слабее, чем в первом. Через объекты 1 и 2 проходит
подковообразная зона пониженного сопротивления, связанная, видимо, с повышенной
трещиноватостью в ослабленных разломных зонах, к которым приурочены трубки
взрыва (рис.6). Возможно, здесь существуют две разломные зоны, юго-западного и северо-восточного направления, которые пересекаются под углом 30°-35° в центре площади.
Рис.6. Карта распределения значений натурального логарифма УЭС
в пределах второго геоэлектрического слоя
Наши расчеты, проведенные для переработанных данных ИНФАЗ-ВП на участке
«Марс» ОАО «Алмазов Анабара», заверены независимой экспертизой, проведенной
д.т.н., профессором НГТУ М.Г. Персовой. Ею выполнено трехмерное моделирование в
программном комплексе GeoEM, которое показало высокую чувствительность кривых
становления для данной установки срединного градиента к геоэлектрическим параметрам среды и возможность локализации трехмерных объектов [5]. Для того чтобы получить реалистичное распределение расчетных кривых на площади съемки, потребовалось использовать модель поляризующегося относительно проводящего объекта, расположенного в верхней части разреза. Иное положение объекта не давало удовлетворительной сходимости теоретических и наблюденных кривых.
Комплексный анализ позволяет делать надежные геологические прогнозы, поскольку включает в себя сопоставление локальных аномалий, выявленных после снятия
влияния геометрии системы измерений посредством применения робастной регрессии,
с результатами инверсии электромагнитных зондирований, проведенной с учетом частной дисперсии электропроводности и данными детальной съемки магнитного поля.
Высокая плотность данных электромагнитных зондирований в методе срединного гра-
81
© ГИ УрО РАН, 2013
диента позволяет выполнять их 3-мерную инверсию, для этого необходимо усовершенствовать методику проведения полевых работ и обработку данных.
Интерес представляет комплексирование данных МПП, записанных на том же
участке, с результатами ЭМЗВП путем одновременной минимизации суммарной функции невязки от кривых для обоих методов с целью побора в рамках единой модели.
Выводы, сделанные для объектов типа «трубка взрыва», распространяются и на
другие объекты поиска в рудной геофизике. Как правило, частотная дисперсия электропроводности в районе рудных тел существенно отличается от вмещающих пород,
что позволяет их обнаруживать предлагаемой технологией ЭМЗВП. За счет использования заземленных источника и приемника метод обладает высокой чувствительностью
к выявлению неоднородностей в геоэлектрическом разрезе по сравнению с индукционными источниками возбуждения и приема. Высокая частота дискретизации разрабатываемой аппаратуры обеспечивает полосу прозрачности более 40 кГц, что делает возможным изучение процессов становления поля для пород верхней части разреза, начиная с первого десятка метров. Применение технологии ЭМЗВП для инженерногеологических изысканий существенно повысит информативность традиционно применимых в малоглубинной геофизике методов постоянного тока, и позволит делать выводы о вещественном составе отложений. Многолетнемерзлые породы, широко распространенные в северных регионах России, экранируют проникновение постоянного тока,
и накладывают существенные ограничения на глубинность исследований. Использование информации об индукционной составляющей электромагнитного поля делает эти
высокоомные экраны прозрачными для методики ЭМЗВП, что говорит о перспективности ее применения в комплексе геофизических методов для инженерно-геофизических
изысканий в условиях Сибири и Дальнего Востока.
Автор выражает свою искреннюю благодарность следующим участникам проекта, без активного участия которых было бы невозможно достижение описанных
выше результатов: профессору А.Ю. Давыденко − за разработку алгоритмов робастной регрессии для анализа данных переходных процессов; д.т.н., профессору
М.Г. Персовой − за выполненное с ее помощью трехмерное моделирование и верификацию материалов, д.ф.-м.н. А.А. Петрову − за любезно предоставленные динамические
библиотеки с прямой задачей становления поля, С.В. Яковлеву − за неоценимый вклад в
обработку первичных данных; И.Ю. Пестереву − за разработку программы одномерной инверсии и проявленную настойчивость в достижении геологически непротиворечивых результатов моделирования; начальнику отдела геофизических исследований
ОАО «Алмазы Анабара» П.А. Попкову − за активную позицию по внедрению технологии ЭМЗВП, ведущим геофизикам ОАО «Алмазы Анабара» И.С. Куприянову и
С.В Слепцову − за предоставление полноценных первичных данных и ответственный
подход к проведению полевых работ; С.А. Давыденко и А.В. Новопашиной − за кропотливую работу над графическими приложениями.
1.
2.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Грайвер А.В. Статистический подход к обработке и анализу высококоррелированных данных морской электроразведки / А.В. Грайвер [и др.] // Материалы 37-й сессии международного семинара им. Д.Г. Успенского «Вопросы теории и практики
геологической интерпретации геофизических полей». − Москва: ИФЗ РАН, 2010. −
С. 111-115.
Давыденко Ю.А. Эффект интеграции робастного регрессионного анализа с инверсией для переходных процессов в методе срединного градиента при изучении трубок взрыва на Анабарском щите / Ю.А. Давыденко [и др.] // Материалы 38-й сессии
82
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
3.
4.
5.
6.
7.
международного научного семинара им. Д.Г. Успенского «Вопросы теории и практики геологической интерпретации геофизических полей». − Воронеж: ВГУ, 2012.
− С. 104-108.
Давыденко Ю.А. Интеграция статистического подхода и трехмерного моделирования при обработке и интерпретации данных электромагнитных зондирований (метод электромагнитных зондирований и вызванной поляризации (ЭМЗВП), аэроэлектроразведка) / Ю.А. Давыденко [и др.] // Тезисы доклада на 2-ой международной научно-практической конференции "Геобайкал 2012", 20-24 августа 2012 г,
Иркутск. – M2, С. 1-5. – [Электронный ресурс]. – Режим доступа:
http://www.earthdoc.org.
Давыденко Ю.А. Перспективы применения метода электромагнитных зондирований и вызванной поляризации (ЭМЗВП) при решении задач рудной геофизики /
Ю.А. Давыденко // Минерагения Северо-Восточной Азии. Третья Всероссийская
научно-проктическая конференция, посвященная 20-летию кафедры геологии Бурятского госуниверситета, Улан-Удэ, 13-17 ноября 2012 г. – С. 47-51.
Персова М.Г. Компьютерное моделирование геоэлектромагнитных полей в трехмерных средах методом конечных элементов / М.Г. Персова, Ю.Г. Соловейчик,
Г.М. Тригубович // Физика Земли. – 2011. – Т.47, №2. – С. 3-14.
Veeken P.C.H. Benefits of the induced polarization geoelectric method to hydrocarbon
exploration / P.C.H. Veeken [et al.] // Geophysics. – 2009. – Vol.74, No.2. – P. 47-58.
Hubert M. High-Breakdown Robust Multivariate Methods / M. Hubert, P.J. Rousseeuw,
S. Van Aelst //Statistical Science. – 2008. – Vol.23, No.1. – P. 92–119.
А.В. Данилов
Институт экологических проблем Севера УрО РАН, г. Архангельск
МИКРОСЕЙСМИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ АРХИПЕЛАГА
ЗЕМЛЯ ФРАНЦА-ИОСИФА
Первые сейсмические станции в Арктике, в частности на островах арх. Земля
Франца-Иосифа (ЗФИ), были начаты с установки сейсмической станции на о. Хейса в
1957 г. В дальнейшем, в 1967-1970 гг. сейсмические исследования на арх. ЗФИ проводились в рамках экспедиционных сейсмологических наблюдений сотрудниками
“Севморгеологии”, г. Санкт-Петербург [1, 2], целью которых было получение дополнительной информации, необходимой для составления схемы сейсмического районирования архипелага и сейсмического микрорайонирования его самого западного острова –
Земля Александры [1]. В результате этих исследований 28 июля 1968 года был организован первый сейсмологический пункт на о. Земля Александры – сейсмостанция «Арктическая», который проработал до 1970 г. В 1992 г. была закрыта сейсмическая станция
на о. Хейса, проработавшая с 1970 г.
В сентябре 2011 г. силами сотрудников лаборатории сейсмологии Института
экологических проблем Севера в ходе проведения Арктической сейсмологической экспедиции на о. Земля Александры был вновь открыт самый северный сейсмологический
пункт России – «Земля Франца-Иосифа» (с/с ZFI), состоящий на сегодня из трех комплектов современной аппаратуры (два комплекта широкополосных велосиметров и
один короткопериодный).
83
© ГИ УрО РАН, 2013
Рис.1. Амплитудный спектр записи Z канала с/с ZFI
На рисунке 1 представлен пример характерного амплитудного спектра с/с ZFI.
Как видно из рисунка, спектр имеет размытый максимум в диапазоне частот 0,2-1 Гц,
что обусловлено океаническим влиянием. В диапазоне выше 1 Гц сильных возмущений
поля микросейсм не наблюдается, что говорит о низком уровне техногенных шумов в
пункте установки станции. Этот факт отличает вновь созданную с/с ZFI от других
платформенных станций Архангельской сети [3]. Диапазоны частот 2-8 Гц и 6-10 Гц
были выделены как наиболее подходящие для более четкого выделения фаз событий
регионального и локального характера.
В ходе Арктической сейсмологической экспедиции 2012 года были выполнены
замеры микросейсмического фона на ряде островов арх. ЗФИ. Данные исследования
проводились как для получения общих сведений по микросейсмическому фону архипелага в его различных точках, так и для поиска мест по размещению возможных сейсмологических пунктов наблюдений, для которых одним из важнейших критериев является
минимальный уровень шумов, вызываемых природными факторами и техногенной деятельностью, и геологические особенности района установки сейсмической станции.
Рис.2. Спектр мощности микросейсмического фона на островах
арх. Земля Франца-Иосифа в пунктах измерений
1 – ледник Лунный о. Земля Александры; 2 – бухта Северная (1) о. Земля Александры;
3 – бухта Северная (2) о. Земля Александры; 4 – о. Нансена; 5 – о. Джексона;
6 – о. Рудольфа; 7 – о. Ева-Лив; 8 – о. Земля Александры (ZFI-1);
9 – о. Земля Александры (ZFI-3); 10 – о. Земля Георга
На рисунке 2 построены спектры мощностей скоростей смещений для всех
пунктов наблюдений. Анализ показывает, что ситуация во всех пунктах практически
одинакова, отмечаются отличия в уровне микросейсмического шума – максимальное
отличие в 10 раз; для пункта измерений № 8 выделяется пик на частоте 12,5 Гц – работа
дизельной электростанции. В диапазоне частот 0,1-2,0 Гц, в котором выделяются теле84
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
сейсмические события, наименьший уровень шумов приходится на о. Ева-Лив,
наибольший – на о. Земля Александры и о. Земля Георга. Для регистрации региональных (диапазон частот 2-8 Гц) и локальных (диапазон частот 6-10 Гц) событий наилучшим образом подходят пункты на о. Земля Александры. Можно предположить, что это
связано с местом установки сейсмической аппаратуры при проведении наблюдений
(близость к морю, способ установки сейсмометра в грунт, метеофакторы и пр. условия).
На о. Земля Александры сейсмометры располагаются в 2 км от берега моря (пункты 8 и
9).
На рисунке 3 приведено сравнение вариации различных параметров. Четко прослеживаются сезонные вариации уровня микросейсмического фона и количества ледниковых событий, которые связаны с температурными вариациями. Возможно, данный
факт можно объяснить следующим образом: с повышением температуры в период
«арктического лета» идет достаточно активный процесс таяния ледников и поверхностных грунтов, вследствие чего, увеличивается число ледниковых крипов («льдотрясений») и локальных событий. Кроме того, на значение уровня микросейсмического
фона влияет активная антропогенная деятельность, увеличивающаяся в период с середины июля до начала ноября (рис.3, г).
Рис.3. Сравнение вариаций различных параметров
а – ледниковые крипы, б – температура воздуха, в – количество региональных землетрясений, микросейсмический фон в диапазонах 2-8 Гц (г) и 0,2-1 Гц (д)
Для сравнительного анализа приведены вариации уровня микросейсмического
фона в диапазоне частот 0,2-1,0 Гц (рис.3, д), а также количество региональных землетрясений, зарегистрированных с/с ZFI (рис.3, в). Сравнение различных параметров показывает, что триггером ледниковой активности являются температурные вариации и
региональная сейсмичность, последняя находится во взаимообратной зависимости.
Определение природы регистрируемых местных событий. На записях с/с ZFI
регистрируется достаточно большое количество локальных событий, эпицентры которых ложатся в район ледниковых куполов о. Земля Александры [4]. К ним относятся
как обычные трески, возникающие в ходе протекающих во льду динамических процес85
© ГИ УрО РАН, 2013
сов, так и отколы массивных блоков льда с их последующим ударом о морское дно. В
некоторые дни таких проявлений «жизни» ледников – «льдотрясений» – насчитывается
до 100 шт. (рис.3, б).
Для подтверждения природы регистрируемых микрособытий нами был проведен
эксперимент. Вблизи ледника купол Лунный, мыс Нимрод, был установлен широкополосный велосиметр. Анализировались данные переносной и стационарной станций,
расстояние между которыми порядка 20 км, длительность регистрации 3 ч. На записях
переносного велосиметра было найдено несколько ледниковых событий, часть из которых в ходе проведения эксперимента было слышно, что позволило зафиксировать время случившегося (рис.4). Далее каждое событие было выявлено на стационарной станции. На рисунке 4 точкой отмечен эпицентр события, найденный по пересечению эпицентральных областей от двух станций.
Рис.4. Пример записи ледникового события, зарегистрированного 05.08.2012,
t0=11:47:06
Таким образом, для Архангельской сети, основной задачей которой является
мониторинг региональной сейсмичности, наиболее подходящим местом для установки
сейсмических станций является о. Земля Александры арх. ЗФИ. Следует отметить, что
в настоящее время только данный остров является наиболее обитаемым и технически
оснащенным, что позволяет передавать данные в г. Архангельск ежемесячно. Проведенные исследования позволили расширить представления об особенностях распределения уровня микросейсмического фона на архипелаге. С открытием самого северного
сейсмологического пункта РФ повысилась чувствительность Архангельской сейсмической сети, что позволило точнее определять эпицентры землетрясений из Арктического
бассейна.
Работа выполнена при частичной поддержке проекта в рамках ФЦП соглашение 8331, гранта РФФИ 11-05-98800-р_север_а, гранта президента РФ МК6178.2012.5.
86
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
1.
2.
3.
4.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Аветисов Г.П. Сейсмоактивные зоны Арктики / Г.П. Аветисов. – Спб., 1996. – 186
с.
Аветисов Г.П. Вклад сейсмологических исследований в изучение геологии и промышленное освоение Арктики / Г.П. Аветисов // Теория и практика морских геолого-геофизических исследований. – Геленджик: ГП НИПИ Океангеофизика, 1999. –
С. 118-120.
Юдахин Ф.Н. Мониторинг Арктического региона: возможности Архангельской
сейсмической сети / Ф.Н. Юдахин, А.Н. Морозов, Я.В. Конечная // Геофизические
исследования. – Т.13, № 3. – 2012. – С. 74-84.
Данилов А.В. Возможности заполярных станций Архангельской сети в сейсмических исследованиях Западно-Арктического сектора России / А.В. Данилов,
Я.В. Конечная // XIII Уральская молодежная научная школа по геофизике: сборник
докладов. – Екатеринбург: Институт геофизики УрО РАН, 2012. – C. 55-57.
1
А.Ю. Доманин1, Е.П. Хорохордин1, С.В. Добросоцкий2
Воронежский государственный университет, г. Воронеж
2
ИМГРЭ, г. Москва
ПЛОТНОСТНЫЕ И МАГНИТНЫЕ СВОЙСТВА ХРОМИТОВЫХ РУД
И ВМЕЩАЮЩИХ ПОРОД ОЛЫСЯ-МУСЮРСКОГО МАССИВА
(ПРИПОЛЯРНЫЙ УРАЛ)
Исследования выполнены в рамках детальных поисковых работ на хромитовые
руды, проводимых по целевой программе «Урал промышленный – Урал Полярный».
Основными задачами исследований являлось определение плотностных и магнитных характеристик хромитовых руд и вмещающих пород, а также оценка возможностей петрофизических исследований при проведении поисково-оценочных геологоразведочных работ.
Определения петрофизических характеристик выполнены на образцах хромитовых руд и вмещающих пород из геохимической коллекции собранной геологами
ИМГРЭ (г. Москва) и УНПЦ "Поисковая геохимия" (Воронежский госуниверситет) в
северной части Олыся-Мусюрского массива.
Олыся-Мусюрский
базит-гипербазитовый
массив
прослеживается
от
руч. Кырнышъель на 45 км в северо-восточном направлении, постепенно изменяя простирание от СВ 45º на юге до СВ 25º на севере. Ширина массива варьирует в пределах
2,5-6,0 км. Падение первичной полосчатости и контактов – на юго-восток под углом 4560º. Массив представляет собой расслоенную пластину, периферические части которой
сложены серпентинитами и клинопироксенитами, а центральная – гарцбургитами с
крупными телами дунитов. Последние вмещают проявления хромитов, характеристика
которых соответствует хромитам Войкаро-Сыньинского и Рай-Изского массивов.
В геологическом строении массива принимают участие две ассоциации гипербазитов: дунит-верлит-клинопироксенитовая, в составе которой выделяются собственно
клинопироксениты, оливиновые клинопироксениты – верлиты и контрастные им серпентинизированные дуниты, и дунит-гарцбургитовая, сложенная апогарцбургитовыми
и аподунитовыми серпентинитами, которые вмещают хромовое оруденение.
В истории метаморфизма гипербазитов дунит-гарцбургитовой ассоциации выделяются две крупные стадии: ранняя, проявившаяся в условиях мантии и океанической
коры, и поздняя, протекавшая в континентальной коре. Наиболее чутким индикатором
разделения двух стадий служит поведение магнетита: в метаморфических парагенези87
© ГИ УрО РАН, 2013
сах ранней стадии магнетит отсутствует, в метаморфитах поздней стадии количество
пылевидного магнетита резко увеличивается.
Ранний метаморфизм, носивший чисто регрессивный характер, был проявлен во
всем объеме гипербазитов. Данный этап отражает приспособление высокотемпиратурных минеральных парагенезисов к охлаждению гипербазитов при их подъеме в мантии.
Большое количество просачивающейся морской воды приводит к повсеместной петельчатой серпентинизации в океанической коре.
Метаморфизм поздней стадии отражает длительную историю выдвижения массива на дневную поверхность. По характеру проявления метаморфизм этой стадии является прогрессивным, что выразилось в образовании β-лизардита и антигорита. Второй этап проявлен в локальных зонах и характеризуется маловодным режимом, в пределах тектонически ослабленных зон. Именно поэтому интенсивная антигоритизация
проявлена в зонах развития дунитов.
Петроплотностные и петромагнитные измерения выполнены по 413 образцам,
отобранным как в пределах Нядокотинского рудного поля (центральная часть массива),
так и на прилегающих площадях, охватывающих северную часть Олыся-Мусюрского
интрузива. Образцы взяты из элювиально-делювиальных и коренных отложений.
Средний вес образца составил порядка 250 г.
Плотность измерялась гидростатическим методом. Использовались весы марки
«HIGHLAND» высокого класса точности, с пределом допустимой погрешности 0,05 г.
Качество измерений определено по 20% контрольных образцов. Погрешность составила менее 1%. Магнитная восприимчивость определялась по тем же образцам, с помощью каппометра ПИМВ-М. Результаты наблюдений подвергнуты стандартной обработке, их результаты приведены на рис.1 и 2 в виде гистограмм и вариационных кривых.
Рис.1. Плотностная характеристика хромовых руд и вмещающих пород:
а – гистограмма распределения параметра для всех типов пород;
б – гистограммы и вариационные кривые для хромитовых руд; в – гистограмма распределения показателей плотности для клинопироксенитов; г – гистограмма распределения плотности для аподунитовых и апогарцбургитовых серпентинитов;
д – вариационные кривые для серпентинитов (1 – аподунитовые серпентиниты лизардитового состава, 2 – аподунитовые серпентиниты)
88
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Рис.2. Магнитная восприимчивость руд и вмещающих пород: а – гистограмма распределения параметра для всех типов пород; б – гистограммы и вариационные кривые для
хромитовых руд (1 – сплошные и массивные руды, 2 – средне-густовкрапленные руды,
3 – редковкрапленные руды); в – гистограмма распределения магнитной восприимчивости для аподунитовых серпентинитов; г - гистограммы и вариационные кривые для
апогарцбургитовых серпентинитов (1- серпентиниты с содержанием бастита >25%, 2 –
апогарцбургитовые серпентиниты на контакте с дунитовыми телами, 3 – апогарцбургитовые серпентиниты среди аподунитовых дунитов)
На рисунке 1а приведена гистограмма распределения плотности для всех имеющихся образцов. На ней видно, что породы дифференцируются на три крупные петроплотностные группы. Одна из них соответствует серпентинитам, вторая – клинопероксенитам, третья – хромитовым рудам. Плотностные особенности каждой из этих
групп рассмотрены более детально на рис.1б-1г. Из приведенных гистограмм следует,
что характер распределения параметра для каждого типа пород различен. Если для
клинопироксенитов распределение близко к нормальному, то для хромитовых руд и
серпентинитов гистограммы имеют сложный характер. В частности, на гистограмме
для хромитовых руд помимо четко выраженного максимума со средним значением
3,89 г/см3, который соответствует сплошным и массивным рудам, выделяются две
группы пород, имеющих более низкую среднюю плотность. Они представляют собой
редко-средневкрапленные руды с содержанием Cr2O3 5-25%, а вторая группа представлена средне-густовкрапленными рудами с содержанием Cr2O3 > 25%. Об этом свидетельствует корреляция их плотностных особенностей с показателями магнитной восприимчивости (рис.2б). При этом с увеличением вмещающей массы серпентинита возрастает их магнитная восприимчивость. Наиболее высокие значения ее характерны
редковкрапленным рудам, а минимальные соответствуют сплошным и массивным типам руд.
Не менее сложный характер имеет распределение плотности для серпентинитов.
Характер гистограммы говорит о том, что в эту группу включены серпентиниты различного типа. На рисунке 1д приведены вариационные кривые для каждого из установленных типов серпентинитов. В соответствии с ними выделяются 4 типа серпентинитов, имеющих различную среднюю плотность – 2,27, 2,51, 2,56, 2,72 г/см3.
Аномально низкая плотность соответствует трещиноватым лизардитовым аподунитовым серпентинитам. Постепенное увеличение плотности и магнитной восприимчивости в аподунитовых серпентинитах пропорционально количеству антигорита в
составе серпентинитов. Наиболее плотные и магнитные – это антигоритовые серпенти-
89
© ГИ УрО РАН, 2013
ниты. Большая плотность и намагниченность антигоритовых серпентинитов связана с
повышенным содержанием в них магнетита.
Апогарцбургитовые серпентиниты отличаются от аподунитовых повышенной
плотностью и более низкими значениями магнитной восприимчивости. Минимальные
значения намагниченности и максимальные плотностные показатели характерны для
апогарцбургитовых серпентинитов, которые пространственно расположены на удалении от дунитовых тел и в составе которых пироксена более 25%. Относительно повышенные показатели магнитной восприимчивости и пониженные значения плотности
соответствуют апогарцбургитовым серпентинитам, залегающим среди аподунитовых.
Основные результаты исследования сводятся к следующему:
1.
Определены плотностные характеристики хромитовых руд и вмещающих
пород северной части Олыся-Мусюрского массива.
2.
Показано, что руды, вмещающие породы и различные типы серпентинитов дифференцированы по плотности и магнитной восприимчивости.
3.
Петроплотностные и петромагнитные исследования позволяют оперативно выявлять, картировать и оценивать зоны хромитовой минерализации, а также идентифицировать области развития пород различных петрофизических групп.
М.М. Ёжикова
ОАО «Самаранефтегеофизика», г. Самара
ОСОБЕННОСТИ ЛОВУШЕК УГЛЕВОДОРОДОВ,
СФОРМИРОВАННЫХ ГЕОСОЛИТОННЫМИ ПРОЦЕССАМИ
Наиболее важной геологической проблемой, которой посвящены многочисленные исследования в геологии, считается проблема первопричины всех геологических
явлений и процессов. Для разрешения этой проблемы геологии, принята идея дегазации
Земли, выдвинутая в 1912 г. В.И. Вернадским. Позднее А.П. Виноградов показал ведущую роль процессов дегазации Земли при формировании не только атмосферы и гидросферы, но и геологических объектов внутри планеты Земля.
Рис.1 Модель геосолитонного механизма формирования системы залежей углеводородов [3]
90
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
В последствии, рядом ученых была показана четкая взаимосвязь водородной дегазации Земли с образованием пород разного типа, выяснилась активная роль различного рода флюидов (газов, жидкостей, расплавов) в процессах дегазации Земли как в петрологических, так и в тектонических процессах при образовании рудных и нефтегазовых месторождений.
Аномальное обогащение осадков органическим веществом при седиментогенезе
происходит в основном за счет усвоения глубинных восстановительных флюидов: водорода, метана, сероводорода и т.д. Поступления метана и водорода в верхние слои земной коры способствует восстановлению источников углеводородов.
В наши дни Р. Бембель, М. Бембель, В. Мегеря разрабатывают геосолитонную
модель формирования залежей углеводородов [1].
Геосолитоны – это солитоны и солитоноподобные образования геодинамического
поля Земли, зарождающиеся в ядре, выходящие из глубинных сфер планеты, пересекающие литосферу, гидросферу, атмосферу и уходящие в космос. Солитон в свою очередь
– это уединенная волна в средах различной физической природы, сохраняющая неизменной свою форму (гиперболический секанс) и скорость при распространении. К сожалению, механизм формирования этих волн до сих пор не известен [2]. Геосолитон –
это материальная, локализованная во времени и пространстве частица, которая содержит в себе как энергию физического поля, так и весомую массу вещества, сконцентрированного во времени и пространстве. Как правило, это локализованные вихревые процессы, выносящие вещество и энергию в открытое космическое пространство (рис.1).
Принимая во внимание выше сказанное, следует сделать вывод: механизмы и темпы распространения геосолитонов создают залежи углеводородов и допускают возможность их восполнения в процессе разработки, что подтверждается возобновлением запасов после прекращения эксплуатации месторождений вследствие их истощения.
Геодинамическая активность в том или ином геологическом районе проявляет себя через активизацию геосолитонного тектонического излучения по системам разломов и
отдельным субвертикальным зонам деструкции горных пород.
При анализе сейсмических данных, полученных в Западной Сибири и на территории Урало-Поволжья, отмечается заметное отличие волновых полей, зарегистрированных
в пределах возможных геосолитонов.
Интересно рассмотреть морфологические особенности залежей углеводородов,
связанных с возможными геосолитонами.
Особенность залежей углеводородов на большинстве месторождений Западной
Сибири заключается в чрезвычайно высокой степени локальности высокодебитных участков и мозаичном характере их пространственного распределения.
Поперечные размеры таких локальных участков высокодебитных скважин не превышают нескольких сотен метров, и эти участки отделены друг от друга непроницаемыми
породами, сохранившими первичное строение глинистых осадков.
На сейсмических материалах Западной Сибири просматриваются субвертикальные
столбообразные аномалии (зоны), характеризующиеся практическим отсутствием регулярных отражений в подстилающем осадочном комплексе и наличием положительных
структур в осадочном чехле, рассеченных указанными зонами, происхождение которых
можно объяснить следующими причинами:
− Разрез сложен терригенными породами, обладающими невысокими прочностными качествами;
− При значительных дислокациях разреза вследствие тектонических процессов
или гравитационных сил покрышки разрушаются, возникают субвертикальные
зоны дробления (СЗД) разреза, являющиеся путями миграции газов. (рис.2)
91
© ГИ УрО РАН, 2013
Рис.2 Сейсмический разрез по региональному профилю 108
с элементами СЗД (Зап. Сибирь) [3]
На сейсмических временных разрезах, типичных для Урало-Поволжья, в толще
кристаллического фундамента наблюдаются хаотическая сейсмическая запись. Над положительными формами кристаллического фундамента, в толще осадочного чехла, сложенного в основном карбонатами, уверенно наблюдаются серии листрических (веерообразных) разломов.
Рис.3. Результат интерпретации временного разреза
по профилю030108 (Самарская область)
Это явление обусловлено:
−
Высокими прочностными характеристиками карбонатных пород;
92
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
−
Незначительной дислоцированностью карбонатных толщ вследствие
особых условий их накопления. Как правило, карбонаты отлагаются на относительно
выровненную поверхность ранее отложившихся терригенных пород (рис.3). По этой
причине развитие в карбонатном разрезе субвертикальных зон деструкций, подобных
западносибирским, вызывает сомнение.
При сопоставлении временных разрезов, представленных на рисунках 2 и 3,
отмечается их принципиальное сходство, заключающееся в наличии зон деструкции,
осложняющих практически всю толщу разреза. Представленная на временном разрезе
локальная структура (рис.3) может быть отнесена к объектам, контролируемым геосолитонной дегазацией Земли.
С другой стороны, для доказательства сходства механизмов формирования геосолитонов и их морфологии в карбонатном разрезе (Урало-Поволжье) с геосолитонами, возникшими в терригенных отложениях (Западная Сибирь) необходимо, используя материалы Волго-Уральского бассейна, сравнить дебиты скважин, расположенных
в своде структур, с дебитами скважин, пробуренных на крыльях складок.
Выявление повышенных дебитов отбора флюидов из сводовых скважин будет
свидетельствовать в пользу формирования залежей благодаря геосолитонному излучению.
Как правило, ловушки углеводородов, обусловленные геосолитонной дегазацией, малоразмерны и обладают сложной тектоникой. В связи с этим, для их поиска и
изучения тектонического строения необходимы новые технологии при выполнении
сейсморазведочных работ: методики полевых наблюдений, обработки и интерпретации [3].
Полевые работы следует выполнять по методике 3Д с сокращенным шагом
наблюдений, исключив группирование источников колебаний и сейсмоприемников,
при возбуждении сейсмических сигналов в диапазоне 15-20 Гц – 200-250 Гц; регистрировать отраженные сигналы в диапазоне 25-30 Гц – 200-250 Гц с «шагом» дискретизации 0,001 с, 0,0005 с, 0,00025 с в зависимости от сейсмических условий изучаемого разреза.
Обработка материалов должна включать современные способы определения
статических поправок (статические поправки – основа надежных структурных построений) и нацелена на существенное повышение вертикальной разрешенности сигналов
для получения результативных сейсмических материалов высокого качества. На завершающем этапе обработки необходимо выполнять глубинную миграцию по полевым сейсмограммам до накапливания по ОГТ.
Интерпретация полученных материалов может быть достаточно обоснованной
при свободной ориентировке интерпретатора в существующих концепциях образования нефти и газа.
В результате выполненного анализа можно утверждать, что ловушки, сформировавшиеся в результате воздействия геосолитонов, более продуктивны по содержанию углеводородов, вследствие прохождения геосолитонов сквозь толщу осадочного
комплекса и насыщения коллекторов углеводородами, чем ловушки, сформировавшиеся в процессе осадконакопления.
Как известно, ловушки, сформировавшиеся в процессе осадконакопления, в основании осадочного чехла должны иметь нефтематеринскую свиту, из которой углеводороды мигрируют в вышележащий коллектор и накапливаются в нем, благодаря
наличию в кровле коллектора флюидоупоров, то есть глин. Считается, что при достаточно надежном (большая толщина) флюидоупоре углеводороды проникнуть вверх не
могут. И, таким образом, углеводороды в вышележащих коллекторах будут отсутствовать.
93
© ГИ УрО РАН, 2013
1.
2.
3.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Бембель Р.М. Геосолитонная модель формирования залежей углеводородов на севере Западной Сибири / Р.М. Бембель, М.Р. Бембель, В.М. Мегеря // Геофизика. –
2010. – №6. – С. 6-17.
Кузмичев В.Е. Законы и формулы физики / В.И. Кузмичев. – Киев, 1989.
Мегеря В.М. Поиск и разведка месторождений УВ, контролируемых геосолитонной дегазацией Земли, на базе сейсмовидения / В.М. Мегеря // Геофизика. – 2011. –
№1.
1
О.С. Ефименко.1, Е.Н. Диханов.2 , С.А. Ефименко.2
НТУ «Харьковский политехнический университет, г. Харьков, Украина
2
ТОО «Корпорация Казахмыс», г. Жезказган, Казахстан
РЕНТГЕНОФЛУОРЕСЦЕНТНЫЙ АНАЛИЗ РУД НА РЕНИЙ И ГЕРМАНИЙ
Для горных предприятий ТОО «Корпорации Казахмыс» в настоящее время
важно перейти, в рамках реализации мероприятий по комплексному использованию
минерального сырья, на планирование добычи не только основных, но и сопутствующих рудных компонентов и, тем самым, достичь максимальной экономической
эффективности от разработки месторождений.
В Жезкагане (ПО «Жезказганцветмет» – филиал ТОО «Корпорации Казахмыс») рений является одним из основных сопутствующих компонентов. Для эффективного планирования его добычи нужна мощная, оперативно обновляемая база
данных о его валовых содержаниях в рудах различных участков месторождения.
Традиционными приемами такую базу не создать: анализ на рений – это трудоемкая,
малопроизводительная и весьма дорогостоящая процедура. Нужны экспрессные методы анализа, из которых нам представляется весьма перспективным рентгенофлуоресцентный метод (РФА) прямого анализа проб руд на рений. Данный метод ранее в
Жезказгане не применялся из-за ряда неблагоприятных обстоятельств.
Коэффициенты корреляции содержаний рения и ведущих (Cu, Pb, Zn) металлов
для различных минеральных типов вкрапленных сульфидных руд определены равными
[4]:
- 0,29 – для существенно халькозиновых руд;
- 0,41 – для существенно халькопиритовых;
- 0,71 – для существенно борнитовых;
- 0,75 – для смешанных медных руд;
- 0,65 – для полиметаллических руд.
Таким образом, тесной корреляции рения c Cu, Pb, Zn нет, поэтому определять
рений через основные промышленные металлы (Cu, Pb, Zn) в процессе РФА нельзя.
Содержание рения [3] в рудах месторождения Жезказган находится в пределах
0,5÷5,0 ppm, что ставит под сомнение возможность прямого определения рения методом РФА.
Решение задачи усугубляется тем, что: во-первых, необходимо работать только с линиями L-серии рения; во-вторых, в рудах присутствуют элементы, аналитические линии которых:
a) накладываются на линии L-серии рения;
b) кларковые содержания этих элементов многократно превышают кларк рения
в жезказганских рудах.
В специальной литературе отсутствует информация о проведении прямого (без
химического обогащения пробы и концентрирования элементов твердым органическим
94
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
экстрагентом ТВЭКС) РФА на рений с использованием лабораторных EDXRFспектрометров.
Предварительное изучение вопроса показало, что на линию ReLa1 (8,651 кэВ)
накладывается линия ZnKa1 (8,637 кэВ); на линию ReLβ1 (10,008 кэВ) накладываются
линии WLβ2 (9,961 кэВ), HgLa1 (9,989 кэВ), PbLs (9,667 кэВ) и GeKa (9,886 кэВ); на
линию ReLγ1 (11,683 кэВ) накладываются линии AsKβ1 (11,724 кэВ), SeKα1
(11,376 кэВ), HgLβ1 (11,821 кэВ) и HgLβ4 (11,651 кэВ). Таким образом, количественное
определение рения методом РФА вылилось в чрезвычайно сложную, комплексную
(научную, методическую, аппаратурную, математическую) аналитическую задачу.
Вторичный гамма-спектр реального жезказганского медного концентрата (государственный стандартный образец ГСО-2891) приведен на рисунке (рис.1). Видно, что:
a) линия ReLa1 находится в «подошве» мощных пиков ZnKa1, AsKa1, PbLa1 и
PbLs;
b) на неё накладывается линия GeKa;
c) на линию ReLγ1 накладывается линия AsKβ1.
AsKα
ZnKα
PbLα+AsKα
PbLs
ReLβ1
GeKα
ReLβ2
WLβ
AsKβ
ReLγ
Рис.1. РЛП-21Т. Спектр ГСО-2891 (Сre=28,2 ppm)
Поскольку концентрации цинка, свинца и мышьяка в рудах месторождения
Жезказган на 2-3 порядка превышают концентрации рения, то было принято решение выполнять РФА на рений по линии ReLβ1. В этом случае пришлось специально
учитывать влияние линии GeKa (хотя линия GeKa непосредственно на линию ReLβ1
не накладывается, но она накладывается на линию ReLa1 и тем самым нарушает
табличное соотношение между линиями ReLa1 и ReLa1, используемое при расчетах). Из литературных источников известно [1], что «сфалериты месторождений Восточного Казахстана обогащены германием», но никаких исследований по определению германиеносности сфалеритов Жезказгана ранее не проводилось. В связи с этим
пришлось перестраховаться и параллельно с рением определять германий.
Для исследований нами был использован EDXRF-спектрометр со специальными возможностями РЛП-21Т (ТОО «Физик», г. Алма-Ата, Казахстан). Четвертая
модификация спектрометра РЛП-21Т представляет собой дрейфовый полупроводниковый детектор (SDD) площадью около 25 мм2 и толщиной 300-500 микрон (охлаждение – термохолодильник Пельтье); рентгеновскую трубку VF-50J Rh (50 Вт)
фирмы Varian Medical Systems (США) с экспозицией измерений 150 с; облучение
кюветы с пробой – сверху; турель на 9 кювет. Детектор обеспечивает разрешение
150 эВ по линии 5,9 кэВ при загрузке 100 кГц. Мишень из теллура. Время формирования импульса 1,6 мкс. Сигнал полностью оцифровывается. Важной отличительной
95
© ГИ УрО РАН, 2013
особенностью спектрометра является режим поддержания на постоянном и высоком
(90000 имп/с) уровне загрузки спектрометрического тракта. Оптимальная конструкция зондовой части датчика спектрометра обеспечивает минимальное ослабление
рентгеновских флуоресценций Al, Si, S, P в воздухе и позволяет проводить РФА на
эти элементы без применения вакуумного насоса или инертного газа. Мощный математический аппарат обеспечивает:
a) высокоэффективную реализацию варианта метода фундаментальных параметров – метода фундаментальных коэффициентов, когда поправки вводятся
на все определяемые в процессе РФА элементы;
b) учет «пиков вылета», «пиков двойных наложений», пиков линий основных и
дополнительных мишеней, а также ряда других факторов.
В обычном режиме РЛП-21Т обеспечивает проведение РФА на 34 элемента:
Cu, Pb, Zn, Ag, Cd, Mo, Fe, Se, As, Ba, W, Bi, Ti, Cr, Mn, V, Ni, Al, Si, S, P, Ca, Ga, Br,
Sr, Zr, Rb, Y, Nb, Pd, Ar, Sc, U, Th за одно измерение. Диапазон энергий от 1,49 кэВ
(AlKα) до 23,0 кэВ (CdKα). В РЛП-21Т заложена новая идеология РФА: месторождения разные – базовая градуировка одна.
Один из спектрометров РЛП-21Т был оснащен дополнительной опцией «РФА
на Rе». Данная опция позволяет определять 19 элементов: Re, Cu, Zn, Pb, K, Ca, Ti,
Cr, V, Mn, Fe, Co, Ni, Ge, As, Se, Ba (оценка), S (оценка), W. Экспозиция измерений –
500 с.
В данной модификации РЛП-21Т применены следующие новые решения:
1. Созданы оптимальные условия для возбуждения линий L-серии рения:
a. применена мощная рентгеновская трубка;
b. применена промежуточная мишень из рубидия.
2. РФА базируется на использовании линии ReLβ1, так как на линию ReLa1
точно накладывается линия ZnKa1, а на линию ReLγ1 накладывается пик
линии AsKβ.
3. Программное обеспечение РЛП-21Т обеспечивает уверенное выделение пика линии ReLβ1 на фоне мешающих излучений линий WLβ2, HgLa1, PbLs и
GeKa. При этом в обработку спектров включены все 19 линий L-серий Pb,
W, Ta, U, Th, а также 5 линий К-серий элементов с Z=29÷35 (в программное
обеспечение спектрометра располагает математическим инструментом, который с точностью до 97-98% описывает эти линии).
4. Введен режим поддержания на постоянном и высоком (90000 имп/с) уровне
загрузки спектрометрического тракта РЛП-21Т.
В процессе исследований использовались государственные стандартные образцы (ГСО) руд и концентратов с разных месторождений Казахстана.
Результаты исследований по направлению «РФА на рений» (20 циклов измерений):
1. Средние содержания рения в ГСО составили (ppm):
- 2888 (песчаник медистый) – 1,84 (аттестованное значение 1,65),
- 2889 (полиметаллическая руда) – 5,02 (4,70),
- 2891 (концентрат медный) – 29,03 (28,2) при третьей категории точности анализа по ОСТ 41-08-205-04.
2. ГСО 2887 (песчаник медистый, аттестованное содержание 0,61 ppm) оказался вне нижнего предела обнаружения рения на спектрометре РЛП-21Т.
3. Точность РФА на ГСО 2888, 2889 и 2891 – третья категория по ОСТ 42-08205-04, на ГСО 2887 − пятая.
Результаты исследований по направлению «РФА на германий» (15 циклов
измерений):
96
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
1.
Средние содержания германия в ГСО составили (ppm):
- 1712 (руда вольфрамовая) – 3,81 (аттестованное значение 3,9),
- 1713 (руда вольфрамовая) – 3,05 (2,9),
- 1715 (руда вольфрамовая) – 3,00 (3,1),
- 5405 (руда окисленная марганцевая) – 3,51 (3,4),
- 5405 (руда гематитовая) – 4,90 (5,1),
- 5406 (руда окисленная марганцевая) – 5,84 (4,9),
- 5407 (руда железо-марганцевая) – 22,2 (21,9),
- 5408 (руда окисленная марганцевая) – 5,44 (5,6),
- 6588 (руда полиметаллическая) – 4,52 (4,4),
- 4322 ДВГ (дальневосточные магматические породы) – 6,82 (7,0).
2. Во всех ГСО точность РФА – третья категория по ОСТ 42-08-205-04.
Попутно было доказано, что РЛП-21Т обеспечивает РФА ГСО на селен по
третьей категории, начиная с концентраций 4,2 ppm (ГСО-3032).
В программу исследований был включен вопрос о германиеносности сфалеритов Жезказгана. С этой целью на спектрометре РЛП-21Т был выполнен РФА трёх
проб руды с шахты «Анненская», содержания цинка в которых составили ряд: 2,25;
9,86 и 10,18%. Содержания германия в пробах составили ряд 1,5; 2,6 и 2,5 ppm. Следовательно, сфалериты Жезказгана германием не обогащены.
Выводы:
1. В результате совокупности научных, методических, математических и аппаратурных исследований разработана методика прямого определения содержания рения, германия, полиметаллов и легких элементов, реализованная на
самом современном казахстанском лабораторном EDXRF-спектрометре
РЛП-21Т.
2. Установлено, что чувствительность прямого РФА на рений ограничена и
при t=500 с составляет 1,12 ppm (критерий 3σ). Для определения более низких концентраций РФА должна предварять, например, методика предварительного концентрирования рения на активированном угле марки БАУ из
раствора, полученного после химического разложения пробы [2].
3. Создана аналитическая база, позволяющая определять содержания в рудах
месторождения Жезказган не только содержания всех основных (Cu, Pb, Zn),
но я всех сопутствующих (Ag, Re, Cd, S) балансовых компонентов, а также
ряда элементов, представляющих интерес для экологов.
4. Установлено, что сфалериты месторождения Жезказган не обогащены германием.
5. С появлением методики РФА на германий реальной стала возможность проведения масштабных исследований по уточнению валовых содержаний германия в рудах месторождений, разрабатываемых ТОО «Корпорации Казахмыс», углях и отвалах Угольного департамента «Борлы», а также в золоотвалах районных котельных и ТЭЦ.
6. Поставленная задача решена в рамках республиканской программы по импортозамещению.
1.
2.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Быховер Н.А. Экономика минерального сырья / Н.А. Быховер // Минеральные ресурсы мира. – Т. 1-3. – М., 1997.
Колпакова Н.А. Определение рения в минеральном сырье методом инверсионной
вольтапмерометриии / Н.А. Колпакова, Л.Г. Гольц // Журнал аналитической химии.
– 2007. – Т. 62, №4. – С. 418-422.
97
© ГИ УрО РАН, 2013
3.
4.
Младенцев Г.Д. Закономерности распределения свинца и цинка на Жезказганском
месторождении / Г.Д. Младенцев // Геология рудных месторождений. – 1976. – №1.
– С. 57-63.
Сейфуллин С.Ш. Размещение свинцово – цинковой минерализации в залежах Жезказганского месторождения / С.Ш. Сейфуллин, Л.В. Копяткевич, М.А. Асанов //
Изв. АН КазССР, сер. геол. – №5. – Алма-Ата, 1976. – С. 27-31.
Е.Ю. Ефремов, О.Д. Желтышева
Институт горного дела УрО РАН, г. Екатеринбург
ПРИМЕНЕНИЕ МЕТОДА ЧАСТИЧНОЙ РАЗГРУЗКИ ДЛЯ ОПРЕДЕЛЕНИЯ
НАПРЯЖЕННО-ДЕФОРМИРОВАННОГО СОСТОЯНИЯ
НА БОЛЬШИХ БАЗАХ МАССИВА ГОРНЫХ ПОРОД
Аннотация. Представлен метод определения тектонических напряжений на
протяженных участках массива горных пород на основе смещений пунктов наблюдательной сети. Смещения пунктов определяются с применением глобальных навигационных спутниковых систем.
Определение напряженно-деформированного состояния (НДС) массива горных
пород является одной из фундаментальных задач геомеханики. В практике горного дела существует множество способов определения напряжений, которые условно можно
разделить на несколько групп:
1. Методы, основанные на оценке технологических параметров, связанных с
разрушением горных пород, зависящих от НДС массива;
2. Деформационные способы;
3. Компенсационные способы;
4. Геофизические способы.
Реальный массив горных пород имеет весьма сложное строение, он состоит из
множества структурных элементов, имеющих неоднородный вещественный состав, а
также разное пространственное протяжение и расположение. В силу сложности массива, идеальной методики определения напряжения пока не существует. У каждой из этих
групп есть свои достоинства и недостатки. В геомеханике получили распространение
последние три группы методов. Одной из самых распространенных являются деформационные методы, которые заключаются в исключении части сил, воздействующих на
образец породы, в результате чего происходит релаксация участка, находящегося в
НДС. После чего измеряют ”расслабленный” образец, а затем, используя упругие постоянные породы, пересчитывают измеренные деформации в напряжения.
Конкретные методы различаются в зависимости от размера исследуемого участка, способа разгрузки пород и способа измерения деформаций. Так, например, в полном
отделении исследуемого образца от массива заключается метод полной разгрузки. При
способе частичной разгрузки создается полость, в результате появления которой происходит изменение напряженного состояния, и породы, окружающие полость, деформируются. По деформированию пород судят о напряженном состоянии. Наиболее широкое распространение в отечественной практике второй половины XX века получили
методы частичной разгрузки (торцевых сечений, соосных скважин), метод с использованием фотоупругих датчиков и др. Общая черта данных методов – небольшой размер
исследуемого участка массива, сравнимый с образцом породы, иными словами, малая
база измерений.
В 60-70х гг. сотрудниками ИГД УрО РАН был опубликован ряд статей [2,3], содержащих эксперименты, результаты которых свидетельствовали о том, что значения
98
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
напряжений, полученные на малых базах измерений (несколько сантиметров), сильно
различаются даже в пределах одного структурного блока, и не постоянны во времени.
Такая разница обусловлена внутренними напряжениями. Причина возникновения внутренних напряжений, как отмечено авторами, заключается в том, что даже однородный с
виду участок массива состоит из множества кристаллических зерен разного состава и
размера, с неодинаковыми тепловыми и упруго-пластичными свойствами. Иными словами любой исследуемый образец горных пород содержит элемент неоднородности.
Еще большую неоднородность в свойства массива вносят системы трещин, контакты пород различного состава и генезиса, а также множество других факторов. Трещины разбивают монолитный скальный массив на отдельные блоки неправильной
формы. В свою очередь, эти блоки разделены более мелкими трещинами на блоки
меньшего порядка. Образуется система, в которой отдельные элементы являются частями более крупных блоков, в свою очередь, составляющих более крупные элементы
организации. Массив горных пород, организованный таким образом, представляет собой систему блоков разных масштабных порядков, вложенных друг в друга или иными
словами иерархически блочную среду.
Массив горных пород, представляющий собой иерархически блочную структуру
(ИБС) также можно рассматривать как единую неоднородную среду, притом неоднородность пород на разных масштабах рассмотрения проявляется по-разному. На рис.2
представлена диаграмма неоднородности горных пород (М.В. Рац). Автор классифицирует неоднородность горных пород по масштабам ее проявления. Следует отметить,
что в приведенной схеме неоднородность I-го порядка – неоднородность массива горных пород в пределах одной формации, или геологическое строение массива, II-го порядка – неоднородность пород в пределах одного массива, макротрещиноватость и др.
Неоднородность III-го порядка – неоднородность состава структуры горной породы
(микротрещиноватость и др.). Неоднородность IV-го порядка – установленная в физике
твердого тела неоднородность кристаллов (дефекты кристаллической решетки) [5]. Согласно этой классификации, неоднородность II-го порядка подразумевает под собой
блочность массива.
Рис.1. Диаграмма структурной неоднородности горных пород в массиве
Из рисунка 1 видно, что в зависимости от выбранной базы измерений, один и
тот же участок может оказаться неоднородным или квазиоднородным. Так, при определении напряжений на малых базах, неоднородности III и IV порядков оказывают существенное влияние на получаемые значения. Однако, при исследованиях с использованием длинных баз измерения, большое количество случайных влияний неоднородно-
99
© ГИ УрО РАН, 2013
стей высоких порядков нивелируют друг друга. И рассматриваемый реальный участок
массива можно представить средой с квазиоднородными характеристиками.
В зависимости от решаемой задачи, нас может интересовать напряженнодеформированное состояние как отдельных участков массива, прилегающих к горным
выработкам, так и больших массивов горных пород. Получаемые из исследования образцов, точечные значения напряжений изменчивы в пространственном расположении
и малопригодны для работы в больших масштабах. Это связано, в первую очередь, с
малыми базами измерений в условиях массива горных пород, имеющего иерархическиблочную структуру. В предлагаемом методе измерения производятся на больших базах
массива. В этом случае, сущность деформационных методов не меняется, в роли полости или отверстия выступают горные выработки, пройденные с целью выемки ископаемых на поверхности, при открытых горных работах, или в толще массива горных пород, при подземной добыче. При использовании деформационных способов определения напряжений, регистрация деформаций подразумевает измерение размеров исследуемого тела под нагрузкой и без нее, то есть наблюдения сводятся к пространственным
измерениям. Деформации массива на больших базах, вызванные изменением напряженного состояния массива, определяются с помощью методов геодезии. Основные
упрощения, вводимые при решении задачи:
− Реальная горная выработка аппроксимируется цилиндрической полостью,
− Реальный массив горных пород замещается квазиоднородной и квазизотропной средой,
− Рассматривается плоское напряженное состояние.
В качестве полости разгрузки выступает выработанное пространство карьера.
Основанием цилиндра, заменяющего полость, может служить круг или эллипс. На рисунке 2 представлен простейший пример, для случая цилиндра с круглым основанием.
Деформации массива при этом определяются из взаимного относительного смещения
фиксированных точек массива – реперов. В простейшем случае, при использовании
трех реперов, суть задачи не отличается от других методов определения напряжений
методами частичной разгрузки [6]. Имея данные об изменении длин между пунктами, и
используя при решении аппарат механики сплошной среды, определяем значения главных осей напряжения σ1 и σ2, а также их направления.
Смещения точек, в области влияния пространства разгрузки определяются по
формуле Н.И. Мусхелишвили [1].
(1)
где
,
– модуль сдвига массива, σ1, σ2 – главные оси напряжений,
–
упругая постоянная для плоского напряженного состояния, r , Θ – полярные координаты точек, начало координат совпадает с осью цилиндра, Θ отсчитывается от σ1, μ – коэффициент Пуассона, R – радиус полости, Vr, VΘ – радиальная и тангенциальная составляющие смещения точек в области влияния полости.
100
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Рис.2. Смещение точек в области зоны разгрузки
При выполнении наблюдений в натурных условиях, имея дело с реальным массивом пород, трех реперов, как правило, недостаточно. Преследуя две цели, во-первых,
учесть иерархически блочную структуру массива, и, во-вторых, набрать статистический материал, повысить достоверность получаемых данных, следует использовать
наблюдательную станцию, представляющую собой сеть пунктов, связанных между собой.
Рис.3. Схема расположения пунктов наблюдательной сети
Сеть создается таким образом, чтобы охватить всю зону сдвижения вокруг возмущающей полости. Пункты сети должны располагаться по возможности равномерно и
симметрично вокруг выработанного пространства (рис.3), а также учитывать геологическое строение горных пород, рельеф местности и т.д. При определении напряжений
на больших базах, расстояния между пунктами сети измеряются с помощью геодезических средств измерения.
101
© ГИ УрО РАН, 2013
За вторую половину XX в предлагаемый геодезией арсенал средств измерения
расстояний расширился от стальных рулеток до электронных дальномеров, а ближе к
рубежу веков пополнился и космическими методами, в частности глобальными навигационными спутниковыми системами. Современный уровень точности этих систем и
относительно низкая трудоемкость проведения натурных измерений свидетельствуют о
том, что их целесообразно применять и в целях определения напряжений в массиве
горных пород. Существует несколько технологий выполнения GPS-съемок. Они отличаются друг от друга точностью, методом выполнения. Соответственно каждая из них
наиболее удобна для выполнения определенных видов работ. Удобная классификация
методов GPS-съемок приведена А.А. Панжиным [4].
Таблица 1
Основные технологии GPS съемок
Название технологии,
Точность,
Область применения
время измерения
м
Поиск точки по заранее известным координаНавигационный режим, не10-15
там поиск потерянных объектов по известпрерывное слежение
ным координатам, рекогносцировка местности
Локальные топографические съемки и разбивочные работы с небольшими препятствиями
Кинематика "real-time",
0,1-0,3 прохождения спутникового радиосигнала. Ко20-30 с на точку
ординаты вычисляются прямо в поле. Необходимо наличие радиомодема
Локальные топографические съемки линейных
Кинематика "continuous", не0,05-0,2 и площадных объектов в условиях очень хоропрерывное слежение
шего приема спутникового радиосигнала
Локальные топографические съемки с небольКинематика "stop-and-go",
шими препятствиями прохождения спутнико0,01-0,03
20-30 с на точку
вого радиосигнала, создание съемочного обоснования
Высокоточные геодезические работы, создание
Быстрая статика,
опорного обоснования, наблюдения за дефор(1 - 3).10-3
20-30 мин. на точку
мациями земной поверхности, с длинами векторов до 10 км.
Высокоточные геодезические работы, создание
Статика, 40-60 мин.
. -3 опорного обоснования, наблюдения за дефор(1 - 3) 10
на точку и более
мациями земной поверхности, с длинами векторов до 2000 км.
Из таблицы видно, что исходя из точности определения положения точки,
наиболее удобной методикой измерения деформаций является статика и быстрая статика. Она позволяет измерять местоположения определяемых точек с миллиметровой
точностью. Это на сегодняшний день является одним из лучших решений.
Таким образом, можно сказать что:
− Скальный массив горных пород представляет собой совокупность отдельных блоков, имеющих индивидуальные размеры и строение, и разделенных
между собой системами трещин. Будучи организованными между собой,
различные блоки представляют собой иерархически-блочную среду.
− Наиболее распространенными способами определения напряжений в геомеханике являются деформационные способы. Эти способы используют в ка102
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
−
−
−
честве основного измеряемого параметра изменение размеров массива под
нагрузкой и без нее.
Для определения напряжений на больших масштабах, предлагается, вместо
массового использования большого числа точеных измерений использовать
длинные базы массива.
Смещения массива отождествляются со смещениями пунктов наблюдательной станции, представляющей из себя сеть связанных реперов, заложенных
в зоне влияния выработанного пространства.
Наиболее эффективным средством определения положения точек на больших базах являются методы с применением глобальных навигационных
спутниковых систем.
«Исследование выполнено при поддержке Министерства образования и науки
Российской Федерации, соглашение № 8348, интеграционного проекта Президиума
УрО РАН № 12-И-5-2050» и при частичной поддержке гранта УрО РАН, молодежный
проект № 13-5-НП-632
1.
2.
3.
4.
5.
6.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Мусхелишвили Н.И. Некоторые основные задачи математической теории упругости. Основные уравнения. Плоская теория упругости. Кручение и изгиб. /
Н.И. Мусхелишвили. – М.: Наука, 1966. – 707 с.
Влох Н.П. Исследование остаточных напряжений в крепких горных породах / Н.
П. Влох, Я.И. Липин, А.Д. Сашурин // Современные проблемы механики горных
пород: материалы 4 Всесоюз. конф. по механике горных пород. – Л.: Наука, 1972. –
С. 186-189.
Влох Н.П. Определение напряженного состояния горных пород / Н. П. Влох [и др.]
// Устойчивость бортов карьеров и управление горным давлением. Труды. МЧМ
СССР. – № 37– Свердловск, 1972. – С. 105-122.
Панжин А.А. Применение Спутниковых систем в маркшейдерском деле /
А.А. Панжин, Б.П. Голубко //Изв. УГГГА. Сер. Горное дело. – 2000. – Вып. 11. – С.
183-195.
Рац М.В. Неоднородность горных пород и их физических свойств / М.В. Рац. – М.:
Наука, 1968. – 110 с.
Сашурин А.Д. Исследования по совершенствованию методов измерения напряжения в крепких горных породах: дис. канд. техн. наук / А.Д. Сашурин; ИГД МЧМ
СССР. – Свердловск, 1969. – 175 с.
А.С. Заклюковская, М.А. Ефременко, Р.С. Пивоваров
Геофизическая служба РАН ЛСМ ВКМ, г. Воронеж
ВЛИЯНИЕ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ УСЛОВИЙ В РАЙОНЕ УСТАНОВКИ
СЕЙСМИЧЕСКИХ СТАНЦИЙ НА ЗАПИСЬ
ТЕЛЕСЕЙСМИЧЕСКИХ СОБЫТИЙ
Характер записи телесейсмических землетрясений, в основном, определяется
механизмом очага, геологическим строением земной коры и верхней мантии на пути
распространения сейсмических волн от источника к приемнику и особенностями геологического разреза в месте установки сейсмических станций. В работе [1] показано, что
геологическая среда обладает частотно-избирательными и резонансными свойствами.
Это находит отражение в записях телесейсмических землетрясений на станциях, распо103
© ГИ УрО РАН, 2013
ложенных на территории с различным строением кристаллической коры и осадочного
чехла. Неясным остается вопрос, какие именно горизонты геологической среды и какой
глубинности существенно влияют на волновые формы телесейсмических землетрясений.
В настоящей работе изложены результаты анализа записей телесейсмических
событий, зарегистрированных Воронежской локальной сетью сейсмических станций,
расположенных на расстоянии не более 10 км друг от друга. Для изучения были взяты
записи станций: «Сторожевое» (VSR), «Каменно-Верховка» (AUB1) и «Осинки»
(AUB2). Строение земной коры, эрозионного среза и нижней части осадочного чехла в
месте расположения сейсмических станций одинаково. Однако различия наблюдаются
в верхней части геологического разреза (рис.1).
Рис.1. Схема установки (а) и геологический разрез в районе размещения
сейсмических станций локальной сети (б)
Сейсмостанция «Сторожевое» расположена в пределах Среднерусской возвышенности на правом берегу р. Дон. Правобережье Дона характеризуется как возвышенная и среднерасчлененная эрозионно-денудационная равнина [2]. Абсолютная отметка
залегания кристаллического фундамента составляет +25 м, отметка дневного рельефа
+180 м. Осадочный чехол мощностью 150-160 м сложен отложениями девона, мела и
четвертичной системы. Большую часть разреза занимают отложения девона и мела,
мощностью около 100 м. По инженерным исследованиям верхней части разреза (ВЧР)
породы представлены песчаниками, аргиллитами, мергелями, мелом и известняковыми
массивными структурами [3, 4].
Территория размещения сейсмостанции «Осинки» относится к Окско-Донской
впадине, расположенной на левом берегу р. Дон, и представляет собой пониженную и
слаборасчлененную поверхность. Породы осадочного чехла представлены водноледниковыми пластичными и спрессованными глинами и суглинками [3, 4].
Сейсмостанция «Каменно-Верховка» расположена на территории, приуроченной
к Кривоборскому прогибу, являющемуся частью Окско-Донской впадины. Данная зона
занимает пограничное положение между двумя современными неотектоническими
структурами: Среднерусской возвышенностью и Окско-Донской впадиной. Структуры
находятся в постоянном движении: Среднерусская возвышенность имеет тенденцию к
поднятию, а Окско-Донская впадина − к погружению [2]. Кривоборский прогиб пред104
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
ставляет собой цепочку локальных впадин, вытянутых по простиранию прогиба. Он
характеризуется повышенной мощностью новейших отложений. Инженерные данные о
ВЧР свидетельствуют, что породы представлены покровными суглинками на водоразделах. Из трех станций локальной сети геологический разрез территории местоположения сейсмостанции «Каменно-Верховка» имеет наименьшую мощность осадочного
чехла, а породы − наименьшие значения деформационно-прочностных свойств. Также
невысокие значения имеет коэффициент величины сцепления рыхлых пород [3, 4].
При изучении влияния геологических условий территории размещения сейсмических станций на записи телесейсмических землетрясений был выполнен анализ волнового поля группы P-волн. Для этого использовались записи телесейсмических землетрясений с эпицентрами в районе Японских островов (Δ≥65°), с глубинами гипоцентров 10 км и магнитудами от 6,0 до 7,5. В результате было установлено, что записи на
станциях локальной сети отличны друг от друга (рис.2).
Рис.2. Запись группы Р-волн телесейсмических землетрясений на открытом канале и в
различных диапазонах частот на сейсмических станциях локальной сети.
а – волновые формы; б – спектры землетрясения (1) и микросейсмического фона (2)
Для детального анализа была применена процедура фильтрации в диапазонах
частот 0,4-0,8 Гц, 0,6-1,9 Гц. На фильтрованных записях всех станций в указанных диапазонах частот выделяется группа колебаний, содержащая одинаковое количество импульсов с близким значением по амплитуде.
Сейсмостанция «Сторожевое» была выбрана базовой, поскольку является частью федеральной сети ГС РАН, и ее записи имеют минимальный уровень микросейсмического шума [5]. Был изучен спектральный состав удаленных землетрясений для
записей всех сейсмостанций и отношения амплитудных спектров относительно базовой
станции (рис.3). В результате исследования было получено, что спектральные амплитуды записей до частоты 2,0 Гц близки по интенсивности. В высокочастотной области,
начиная с 6,0 Гц, спектральные амплитуды записей станции «Каменно-Верховка» значительно выше, чем на базовой станции. На сейсмостанции «Осинки» в данной области
частот значения отношения спектральных амплитуд к базовой станции минимальны. В
частотном диапазоне 2,0-6,0 Гц спектральные амплитуды на записях рассматриваемых
станций относительно станции «Сторожевое» завышены.
105
© ГИ УрО РАН, 2013
а
б
Рис.3. Амплитудные спектры Р-волны телесейсмических землетрясений (а) и отношения спектральных амплитуд на станциях локальной сети относительно базовой станции
(б). 1 – «Сторожевое»; 2 – «Каменно-Верховка»; 3 – «Осинки»
Очевидно, указанные особенности в частотных диапазонах анализируемых волновых полей отражают влияние геологического строения местоположения сейсмических станций. Минимальные различия записей волновых полей в частотном составе
ниже 2,0 Гц могут быть объяснены сходным строением фундамента и нижней части
осадочного чехла территории расположения сейсмических станций локальной сети.
Верхняя часть осадочного чехла, в отличие от нижней, имеет значительные геологические различия в точках размещения сейсмостанций. Эти различия вызваны тем, что
территории расположения станций относятся к разным неотектоническим структурам:
«Сторожевое» − к Среднерусской возвышенности, «Осинки» − к Окско-Донской впадине, а «Каменно-Верховка» − к зоне их сочленения [5]. Значительное превышение
спектральных амплитуд на станции «Каменно-Верховка», начиная с частоты 6,0 Гц,
может быть обусловлено ее расположением на аллювиальных отложениях р. Дон, которые представлены рыхлыми породами с большой степенью обводнения. Верхняя
часть разреза в районе станции «Сторожевое» представлена более плотными породами
(суглинки, глины).
Таким образом, полученные результаты по изучению влияния геологических
условий размещения сейсмических станций локальной сети на запись волнового поля
106
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
телесейсмических землетрясений показывают, что существенные различия наблюдаются в спектральном составе, начиная с частоты 2,0 Гц. Это может быть связано с геологическими и гидрогеологическими особенностями верхней части осадочного чехла в
данном районе. Изучение высокочастотной составляющей спектрального состава землетрясений может быть использовано при изучении стабильности геологического строения и грунтовых условий территорий расположения станций.
Авторы выражают благодарность за консультации и полезные советы в написании статьи Надежка Л.И. и Пивоварову С.П.
1.
2.
3.
4.
5.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Надежка Л.И. Особенности записи телесейсмических событий региональной воронежской сетью / Л.И. Надежка, М.А. Ефременко, И.Н. Сафронич // Матер. Пятой
Межд. сейсмологической школы. – Обнинск: ГС РАН, 2010. – С. 120-124.
Трегуб А.И. Неотектоника территории Воронежского кристаллического массива /
А.И. Трегуб // Труды научно-исследовательского института геологии Воронежского государственного университета. – Вып. 9. – Воронеж: Изд-во ВГУ, 2002. – 220 с.
Тарков А.П. Тектонические аспекты интерпретации разрезов ОГТ на примере Воронежской антеклизы / А.П. Тарков, К.Ю. Силкин // Вестник ВГУ: Сер. Геология. –
Вып. 5(10). – С. 165-177.
Тарков А.П. Результаты микросейсмокаротажных работ в ближней зоне НВ АЭС /
А.П. Тарков, К.Ю. Силкин // Вестник ВГУ: Сер. Геология, 2000. – Вып. 9. – С. 197205.
Пивоваров Р.С. Особенность характера записи сейсмических событий в зависимости от района размещения сейсмической станции / Р.С. Пивоваров,
М.А. Ефременко, А.Е. Семенов // XI Уральская молодежная научная школа по геофизике: сб. докл. – Екатеринбург, 2010. – С. 179-181.
А.Л. Замятин
Институт горного дела УрО РАН, г. Екатеринбург
ИССЛЕДОВАНИЕ ГЕОМЕХАНИЧЕСКИХ УСЛОВИЙ
СЕВЕРО-ЗАПАДНОГО ОТВАЛА КАРЬЕРА МАЛЫЙ КУЙБАС
Развитие технического прогресса и ускоренное потребление ресурсов приводит
к увеличению размеров отработки месторождений полезных ископаемых. К настоящему времени большинство карьеров и шахт отработали свои верхние горизонты, и неизбежно встает вопрос об их углублении. При углубке карьеров разносятся борта, и возникает необходимость складирования вскрыши и пустой породы карьера. Нередко
складирование происходит в рамках действующего земельного отвода, что приводит к
повышенной нагрузке на основание отвала горных пород.
На карьере Малый Куйбас такое складирование привело к деформации земной
поверхности и образовании оползня на северо-западном участке карьера. Для изучения
сложившейся ситуации были поставлены следующие цели:
− оценка геомеханических условий на площадках, планируемых под складирование отвалов пород вскрыши карьера Малый Куйбас;
− уточнение геомеханических условий на площадках геофизическими методами;
− анализ ранее проведенных исследований по устойчивости отвалов и фактической их реализации;
107
© ГИ УрО РАН, 2013
Для решения поставленных задач в процессе реализации проекта проведены
следующие работы:
− анализ и обобщение определенных физико-механических свойств пород основания отвалов и отвальных массивов по имеющимся источникам;
− инженерно-геофизические полевые работы для уточнения структурнотектонического строения площадок отвалообразования;
− анализ материалов ранее произведенных исследований по расчету устойчивости бортов отвалов на руднике Малый Куйбас;
− анализ современного напряженного состояния отвального массива;
− оценка устойчивости отвалов;
− разработка противооползневых мероприятий.
Исходя из основной задачи, поставленной перед работой, – исследование геомеханических условий и разработка противооползневых мероприятий при складировании
пород вскрыши на рыхлое основание с обоснованием устойчивости северо-западного
отвала карьера Малый Куйбас – была составлена программа полевых и камеральных
геофизических исследований.
Основной задачей геофизических исследований является изучение распределения грунтов в основании будущего отвала. Для оценки геомеханических условий площадок разработки противооползневых мероприятий и обоснования устойчивости отвала необходимо определить распространение рыхлой части грунтов основания по площади и по глубине на исследуемых площадках.
Для получения наиболее полной информации об исследуемом массиве проведены полевые инженерно-геофизические работы по уточнению структурнотектонического строения массива горных пород на площадках планируемого отвалообразования до глубины 73 м методами электроразведки в вариантах метода срединного
градиента (МСГ) и вертикального электрического зондирования (ВЭЗ), а также методом спектрального сейсмопрофилирования (ССП) до глубины 120 м.
Каждый исследовательский метод по-своему уникален, поскольку позволяет получать информацию, которую нельзя получить с помощью других методов.
Электроразведочные методы позволяют определять электропроводность горных
пород, чего нельзя выявить никакими другими геофизическими методами.
Метод ССП заключается в том, что с его помощью можно выявлять зоны с повышенным уровнем нарушенности пород. Эта информация позволяет оценить и спрогнозировать несущую способность грунта, и, следовательно, спрогнозировать разного
рода аварии и разрушения инженерных сооружений.
Комплексирование методов позволяет повысить достоверность полученных результатов путем их сравнения. В данной работе в качестве основного метода выступает
метод МСГ, т.к. он дает более точную картину распределения пород по площади исследуемых площадок, метод спектрального сейсмопрофилирования в данном случае используется для определения мощности рыхлых отложений, ориентировочной глубины
выхода скальных пород и структурного строения исследуемых площадок.
По результатам геофизических исследований, проведенных в рамках данной работы, установлено, что породы основания отвала делятся на две группы: скальное основание с небольшой мощностью коры выветривания, имеющее высокие прочностные
характеристики, и рыхлое основание, представленное глинами и суглинками, имеющее
слабые прочностные характеристики. Основание северо-западной площадки (участок
№1) сложено крепкими скальными породами, основание северной (участок №2) и северо-восточной (участок №3) площадок полностью слабыми рыхлыми отложениями на
разведанную глубину до 50-70 м (рис.1).
108
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Рис.1. Геомеханическая модель участка
Результаты расчета устойчивости отвала в северо-западной части показывают,
что насыпаемый на жесткое основание отвал является устойчивым при любых параметрах отвала. Кроме того, отвал должен находиться в устойчивом состоянии при любой высоте уступа, до 140 м включительно. Для приведения отвала в конечное положение при его отсыпке уступами, предохранительные бермы можно не оставлять, т.к. по
результатам расчетов поверхность скольжения не образуется.
Результаты же расчета устойчивости отвала в северной и северо-восточной частях показывают, что отвал на слабом основании неустойчив, даже при высоте одиночного уступа 10 м, образуется вал выпирания пород основания отвала.
На основании проделанной работы для предотвращения оползневых явлений в
отвале и образования вала выпирания в основании отвала можно порекомендовать производить организацию отвала только на северо-западной площадке. Организация отвала на северной и северо-восточной площадках, при высоте одиночного уступа менее
10 м, не имеет особого смысла, а при высоте 10 и более метров, отвал будет находится
в неустойчивом состоянии.
По результатам визуальных наблюдений установлено, что несмотря на соблюдение рекомендаций, организацию предотвала, отсыпку отвала в несколько ярусов, на
всем протяжении подошвы отвала в северной и северо-восточной частях образовался
вал выпирания рыхлых пород основания, высотой до 5 м, и шириной от 75 до 120 м. По
результатам геофизических исследований, проведенных в рамках данной работы, установлено, что основание отвала в северо-западной его части сложено скальными породами различной трещиноватости, с небольшой по площади и мощности корой выветривания, мощность коры выветривания в центральной части исследуемой площадки около 0,5-3,0 м. Основания северной и северо-восточной площадок, по данным геофизических исследований, полностью представлены рыхлыми отложениями, прослеженная
глубина при настоящих изысканиях составляет более 50-70 м. В северной и северовосточной части основанием отвала являются слабые рыхлые грунты, в данных услови109
© ГИ УрО РАН, 2013
ях поверхность скольжения заглубляется в основание и выходит за нижнюю кромку
отвала на некоторое расстояние.
Исследования выполнены при поддержке министерства образования и науки
Российской Федерации, соглашение № 8348 и интеграционного проекта Президиума
УрО РАН № 12-И-5-2050.
1.
2.
3.
4.
5.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Сашурин А.Д. Диагностика геодинамической активности с целью обеспечения безопасности объектов недропользования / А.Д. Сашурин // Горный информационноаналитический бюллетень (научно-технический журнал). – 2008. – №6. – С. 274278.
Мельник В.В. Исследование и создание геолого-структурной и геомеханической
модели участка недропользования / В.В. Мельник А.Л. Замятин // Горный информационно-аналитический бюллетень (научно-технический журнал). – 2005. – №4. –
С. 226-230.
Методические указания по расчету устойчивости и несущей способности отвалов.
– Л.: ВНИМИ, 1987. – 127 с.
Правила обеспечения устойчивости откосов на угольных разрезах. – СПб., 1998. –
208 с.
Фисенко Г.Л. Устойчивость бортов карьеров и отвалов / Г.Л. Фисенко. – М.: Недра,
1965. – 378 с.
А.Л. Замятин, В.В. Мельник, А.Л. Пустуев
Институт горного дела УрО РАН, г. Екатеринбург
РАЗРАБОТКА ЭФФЕКТИВНЫХ ТЕХНОЛОГИЙ ПРОГНОЗА И
СНИЖЕНИЯ РИСКА АВАРИЙ И КАТАСТРОФ ПРИ НЕДРОПОЛЬЗОВАНИИ
Выявление причин аварий и катастроф, происходящих при недропользовании,
является одной из главных задач при их своевременном прогнозе и предотвращении.
Только в России ежегодно возникает около 1000 чрезвычайных ситуаций природнотехногенного характера, от которых гибнут тысячи граждан страны, а ежегодный
ущерб составляет 10-15% ВВП. Тенденции в этой области представляют серьезную
угрозу безопасности личности, общества, окружающей среды и стабильности развития
экономики страны.
Развитие технического прогресса и ускоренное нарастание опасностей в природно-техногенной сфере деятельности существенно превышают возможности защиты
от аварий и катастроф, вызываемых этими действиями. Поэтому изучение природы
аварий, происходящих в процессе эксплуатации опасных объектов, разработка технологий прогноза, снижения риска и тяжести последствий проявления аварийных ситуаций являются важнейшими и первостепенными задачами современных фундаментальных и прикладных научных исследований.
На протяжении последних 10 лет специалистами отдела геомеханики проводятся
исследования в области обеспечения безопасности строительства и эксплуатации объектов горно-металлургического и энергетического комплексов, а также зданий и сооружений городской инфраструктуры. Особое место в снижении аварийности занимает
своевременный прогноз природно-техногенного влияния окружающей среды на основания зданий и сооружений.
110
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Взаимосвязь гидрогеологических, структурно-тектонических и геодинамических
характеристик массива горных пород имеет большое значение при прогнозировании
развития опасных геотехногенных процессов. Фильтрационные свойства горного массива полностью зависят от степени его трещиноватости и тектонической нарушенности. Современная геодинамическая активность тектонических нарушений провоцирует
активизацию развития трещиноватости и переход массива в дезинтегрированное состояние, предопределяя образование зон критических деформаций массива горных пород,
залегающего в основании инженерных сооружений, и вызывая их разрушение.
Требования к учету геодинамической активности и параметров современных
движений земной коры при проведении инженерных изысканий на промплощадках
строительства объектов I и II уровней ответственности сформулированы в СНиП и сводах правил по инженерным изысканиям для строительства. Сложность, многогранность
проявления и недостаточная изученность геодинамической активности порождают
многозначность критериев и требований, которые не всегда отражают сущность процессов воздействия современных геодинамических движений на ответственные сооружения [1]. По этим же причинам исследование геодинамических движений, несмотря
на требования нормативных документов, не стало повседневной нормой проведения
инженерных изысканий, что, безусловно, может служить одной из важных причин
нарушения устойчивости сложно конструктивных ответственных объектов.
Экспериментально установлено, что в граничных зонах самоорганизующихся
блоков уровень межблочных подвижек и вызванных ими деформаций в 3 раза превосходит средние интегральные значения [2, 3]. Во внутренних областях этих блоков внутриблочные подвижки и вызванные деформации составляют около половины от средних интегральных значений.
Диагностику участков строительства следует осуществлять путем изучения
строения массива горных пород, выделения потенциально опасных тектонических
нарушений, геодинамическая активность которых может послужить причиной возникновения катастроф, связанных с деформациями и разрушением строящихся объектов
[4].
Основными методами, используемыми для диагностики структурнотектонического строения массива горных пород, являются геофизические методы исследования. Для получения наиболее достоверной информации о структуре следует использовать комплекс геофизических методов, изучающих различные поля и свойства
горного массива. К основным геофизическим методам следует отнести в первую очередь электроразведку – площадные исследования для диагностики тектонического
строения территории, поскольку удельное электрическое сопротивление относится к
наиболее дифференцированным свойствам нарушенных пород. К основным методам
также следует отнести георадарное зондирование для диагностики состояния приповерхностной части горного массива и спектральное сейсмопрофилирование для диагностики степени его дезинтеграции, а также уточнения структурного строения на глубину. Уровень современной геодинамической активности тектонических нарушений
наиболее эффективно оценивается с использованием технологий спутниковой геодезии
GPS в сочетании с традиционными методами геодезических работ [5].
В 2010 году отделом геомеханики ИГД УрО РАН совместно со специалистами
Уральского горного университета были проведены исследования на участке недропользования с целью выявления причины разрушения девятиэтажного жилого дома по
ул. Мусоргского в г. Екатеринбурге. Дом отселен в 2002 г. и решается вопрос о его сносе. На момент производства полевых геофизических и геодезических работ имелась
информация о дополнительно проведенных инженерно-геологических изысканиях в
111
© ГИ УрО РАН, 2013
момент начала разрушения. Инженерно-геологический разрез приведен на рисунке
(рис.1).
Рис.1. Инженерно-геологический разрез основания здания
Как видно из разреза, участки максимальных деформаций расположены в местах
максимального приближения скальных пород к поверхности, хотя характер деформаций – проседание фундамента с образованием трещин на лицевой поверхности здания.
Для выявления причин деформаций были проведены исследования грунтов методами наземной геофизики в вариантах электроразведки, спектрального сейсмопрофилирования и георадарного зондирования. Геомеханическая модель участка, полученная методом спектрального сейсмопрофилирования, приведена на рисунке (рис.2).
Исследования остальными методами только подтвердили наличие тектонических
нарушений.
Рис.2. Геомеханическая модель участка разрушающегося дома
Кроме того, на площадке была оборудована геодезическая станция для наблюдений за деформациями земной поверхности и проведены две серии наблюдений методом высокоточного нивелирования. Анализ результатов показал не существенное про112
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
седание поверхности в районе скважины №4, показанной на рисунке 1, так как временной интервал был небольшой, всего три месяца. В последующем мониторинг планируется продолжить.
К сожалению, высокая плотность застройки не позволила получить качественные материалы по диагностике короткопериодной цикличной геодинамической активности участка методом GPS, погрешности измерений оказались выше уровня современных движений. Однако при планировании строительства на незастроенной территории такие исследования необходимы, т.к. они дают представление об уровне современной активности разломных зон.
Уральский регион отличается высоким уровнем тектонической нарушенности, а
приведенный пример далеко не единственный, и он только доказывает необходимость
учета структурно-тектонического строения массива горных пород, залегающего в основании инженерных сооружений. Стоит отметить, что не все выявляемые тектонические
нарушения обладают современной геодинамической активностью, и в процессе проведения исследований следует это учитывать.
Необходимость изучения структурно-тектонического строения массива горных
при разработке полезных ископаемых для выбора параметров бортов карьера на
начальном этапе и для организации мониторинга за состоянием массива в процессе
разработки не вызывает сомнений. Для этих целей хорошо подходит метод спектрального сейсмопрофилирования. Его преимущества заключаются в большой глубине исследований, возможности работы на закругленных и неровных участках, каковыми являются уступы бортов карьера, а также невосприимчивостью к различного рода помехам (электричество, высокая проводимость рудных тел и т.п.). Пример использования
метода на одном из рудных месторождений приведен на рисунке (рис.3).
Рис.3. Изучение структурно-тектонического строения бортов карьера
Основным средством получения информации о состоянии и деформировании
прибортового массива, структурных изменениях, происходящих внутри него во время
отработки карьера, являются инструментальные наблюдения: маркшейдерские и геофизические. По результатам маркшейдерских наблюдений определяется уровень деформаций массива, составляется прогноз развития деформаций и выполняется оценка степени опасности наблюдаемых сдвижений и деформаций. По результатам геофизических наблюдений устанавливается структура породного массива, и ее изменение во
времени.
113
© ГИ УрО РАН, 2013
При
проведении
мониторинга
изменения
параметров
напряженнодеформированного состояния и структурного строения прибортового массива, для
обеспечения однородности и достоверности получаемой информации необходимо проведение серий мониторинговых измерений по общим характерным точкам наблюдательной станции, по единой методике полевых измерений и камеральной обработки
результатов. Схема наблюдательной станции и методика проведения наблюдений
должна обеспечивать полноту и достоверность получения информации при минимально возможных затратах ресурсов. В результате анализа полевых работ по исследованию
структуры прибортового массива и формированию вторичного напряженнодеформированного состояния устанавливаются проблемные участки борта карьера.
При построении наблюдательной станции по исследованию характера деформирования
таким участкам необходимо уделять повышенное внимание.
Разработанная методика диагностики массива горных пород также успешно используется при определении возможности строительства объектов недропользования
на подработанных подземными горными работами территориях [6]. Совокупность методов диагностики позволяет достоверно определить состояние подработанного массива, стадию обрушения, глубину и объемы подработки, что особенно актуально для районов распространения старых горных работ. Данная методика также успешно используется при обосновании строительства в областях развития опасных геологических
процессов – карста [7].
Разработанные технологии прогнозирования опасных геотехногенных процессов
с помощью изучения структурно-тектонического строения массива горных пород и выявления современной геодинамической активности разломных зон позволяют заблаговременно выявлять наиболее проблемные участки для строительства, выбирать оптимальные параметры инженерных сооружений, что обеспечивает снижение риска аварий
и катастроф в процессе их строительства и эксплуатации.
Исследования выполнены при поддержке министерства образования и науки
Российской Федерации, соглашение № 8348 и интеграционного проекта Президиума
УрО РАН № 12-И-5-2050.
1.
2.
3.
4.
5.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Сашурин А.Д. Современная геодинамика и безопасность объектов недропользования / А.Д. Сашурин //http://elibrary.ru/issues.asp?id=8628&selid=440652 Горный информационно-аналитический бюллетень. – 2010. – №10. – С. 332-336.
Балек А.Е. Управление напряженно-деформированным состоянием скального массива путем регулируемых подвижек консолидированных геоблоков / А.Е. Балек //
Горный информационно-аналитический бюллетень. – 2005. – №6. – С. 164-170.
Сашурин А.Д. Диагностика геодинамической активности с целью обеспечения
безопасности объектов недропользования / А.Д. Сашурин // Горный информационно-аналитический бюллетень (научно-технический журнал). – 2008. – №6. – С. 274278.
Мельник В.В. Исследование и создание геолого-структурной и геомеханической
модели участка недропользования / В.В. Мельник, А.Л. Замятин // Горный информационно-аналитический бюллетень (научно-технический журнал). – 2005. – №4. –
С. 226-230.
Сашурин А.Д. Исследование геодинамических процессов с применением GPSтехнологий / А.Д. Сашурин, А.А. Панжин, Ю.П. Коновалова // Горный информационно-аналитический бюллетень (научно-технический журнал). – 2003. – №7. – С.
34-38.
114
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
6.
7.
Усанов С.В. Подработанные подземными работами территории в г. Березовский и
оценка возможности их использования / С.В. Усанов // Горный информационноаналитический бюллетень (научно-технический журнал). – 2010. – №10. – С. 349352.
Мельник В.В. Оценка опасности карстопроявлений геофизическими методами /
В.В. Мельник // Горный информационно-аналитический бюллетень (научнотехнический журнал). – 2008. – №9. – С. 143-147.
С.А. Зацепин
Воронежский государственный университет, г. Воронеж
ГЕОРАДИОЛОКАЦИОННОЕ ОБСЛЕДОВАНИЕ
ПРЕСНОВОДНЫХ АКВАТОРИЙ
Проведение геофизических исследований в пределах пресноводных акваторий
(рек, прудов, озёр и пр.) с целью решения широкого спектра задач различной направленности практикуется достаточно давно. Решаемые задачи можно разделить на следующие группы:
1. Структурно-геологические – определение литологического состава и структуры осадочного разреза, определение глубины залегания и рельефа кровли
коренных пород и т.п.;
2. Поисково-геологические – поиск россыпных месторождений полезных ископаемых и строительных материалов;
3. Гидрологические – определение глубин водоемов, мощности иловых отложений, участков развития водной растительности и пр.;
4. Технические – обнаружение в пределах акваторий различных инженерных
коммуникаций, сооружений и других объектов[1].
С относительно недавнего времени при решении перечисленных выше задач
начала широко применяться георадиолокация: В качестве примеров ее эффективного
применения на пресноводных акваториях рассмотрим приведенные ниже результаты
работ.
В весенне-зимний период с целью определения толщины льда, слоя воды и
мощности иловых отложений, а также расчленения геологического разреза на отдельные литологические разности, была выполнена георадиолокация на группе прудов
вблизи г. Воронеж. В данном случае, она проводилась с помощью георадара "Zond-12e"
с использованием экранированных антенн частотой 500 и 900 МГц и открытой дипольной антенны частотой 150 МГц. Использование 3-х различных антенн было обусловлено стремлением достичь максимальной информативности конечных результатов обследования с точки зрения его глубинности и детальности.
Интерпретация данных измерений (рис.1, 2) выполнялась с опорой на результаты бурения. По материалам исследований удалось детализировать геологическое строение разреза, в том числе и в пределах глубин, недостигнутых бурением, а также определить глубины водоемов в местах, где бурение не проводилось. Кроме того, в некоторых прудах были выявлены локальные объекты, захороненные на глубинах 1,3-2,3 м
(это могут быть стволы деревьев, крупные бытовые предметы и т.п.).
Исследования аналогичного плана, но с использованием плавсредств, были выполнены в осенний период. Георадиолокационное зондирование, проводившееся георадаром "Zond-12e" с использованием экранированной антенны 500 МГц и открытой
дипольной антенны 150 МГц, имело целью определение толщины слоя воды и мощности иловых отложений р. Дон и близлежащего озера в районе г. Лиски. В данном слу115
© ГИ УрО РАН, 2013
чае результаты работ показали большую эффективность экранированной антенны
500 МГц.
Рис.1. Результаты георадиолокации по профилю 1 (антенна 150 МГц)
Рис.2. Результаты георадиолокации по профилю 2 (антенна 500 МГц)
По данным георадиолокации удается достаточно уверенно определить глубины
залегания и морфологию поверхностей рыхлых (иловых) придонных отложений и коренных (материковых) отложений (рис.3). Глубина залегания поверхности иловых отложений в наиболее глубокой части водоёма на расстоянии 40-175 м от северного берега озера изменяется в пределах 4,3-3,6 м. Мощность иловых отложений (скорректированная из-за различия в диэлектрической проницаемости воды и ила) в наиболее глубокой части озера составляет 0,5-0,75 м. При этом, вблизи северного берега мощность
иловых отложений резко возрастает до своих максимальных значений (на удалении
около 42,5 м от берега) и плавно сходит на нет в интервале 155-197 м.
116
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Рис.3. Результаты георадиолокационного обследования озера (антенна 500 МГц)
По результатам георадиолокационного обследования дна р. Дон можно сделать
заключение об отсутствии иловых отложений в пределах исследованного участка. Глубины залегания материковых отложений в пределах наиболее заглубленной части дна
реки на интервале 18-134 м от северного берега составляют 3,2-4,3 м. При этом наблюдаются несколько локальных поднятий дна высотой до 0,5-0,6 м.
Возможности георадиолокации по выявлению трубопроводов, силовых кабелей,
кабелей связи и других линейных объектов, проложенных по дну водоемов, иллюстрируют результаты исследований, выполненных с надувной резиновой лодки с целью обнаружения находящейся на дне реки металлической трубы диаметром 55 мм. Труба
была обнаружена на глубине 2,2 м, в относительной близости от берега (рис.4). Кроме
того, на радарограмме отмечаются границы между песчаными отложениями, залегающими под дном реки.
Рис.4. Обнаружение металлического трубопровода на речном дне (антенна 500 МГц)
Приведенные материалы свидетельствуют о высокой информативности георадиолокационного зондирования при обследовании пресноводных водоемов. Причем
117
© ГИ УрО РАН, 2013
такие исследования могут осуществляться как с водной поверхности, так и с ледового
покрова.
Среди важнейших преимуществ георадиолокации следует отметить:
- компактность, мобильность и малое энергопотребление применяемой аппаратуры;
- возможность работы в движении при непрерывной, с высокой степенью детальности, записи радарограмм при скорости перемещения до 4-6 км/ч;
- бесконтактное возбуждение поля, допускающее возможность проведения
исследований с поверхности акваторий (с плавсредств), ледового покрова и
пр.;
- высокая детальность результатов исследований (в благоприятных условиях,
при применении высокочастотных антенн, вертикальное разрешение метода
может достигать первых сантиметров);
- большое разнообразие типов антенн, позволяющее оптимизировать глубинность и детальность исследований.
К недостаткам метода можно отнести то, что низкое удельное электрическое сопротивление воды приводит к значительному уменьшению глубинности исследований;
глубинность так же, как и при работах на суше, сильно зависит от наличия в разрезе
глин и суглинков[1].
1.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Старовойтов А.В. Интерпретация георадиолокационных данных: учеб. пособие /
А.В. Старовойтов. – М.: Издательство МГУ, 2000. – 192 с.
Е.С. Зрячих
ООО «ПИТЦ «Геофизика», г. Пермь
Пермский государственный национальный исследовательский университет, г. Пермь
ОПРЕДЕЛЕНИЕ НАЧАЛЬНОГО ХАРАКТЕРА НАСЫЩЕНИЯ
ПЛАСТОВ-КОЛЛЕКТОРОВ НЕФТЕГАЗОВЫХ СКВАЖИН
ПО ДАННЫМ ИМПУЛЬСНЫХ НЕЙТРОННЫХ МЕТОДОВ
Оценка текущей насыщенности пласта в условиях низкой и переменной минерализации пластовых и нагнетаемых вод по данным электрических методов ГИС является
трудной задачей при исследовании открытого ствола пробуренных скважин. Это объясняется низким содержанием в воде солей, необходимых для определения коэффициентов нефтенасыщенности (Кн) по удельному электрическому сопротивлению. Тем не
менее такая ситуация является типичной картиной для нефтяных месторождений в
Пермском Прикамье.
Применение спектрометрических модификаций радиоактивного нейтронного
каротажа повышает достоверность геолого-геофизической информации. В настоящее
время в мировой практике основным спектрометрическим методом для оценки текущей
нефтегазонасыщенности в эксплуатационных скважинах является углероднокислородный каротаж (С/О-каротаж) [1].
Импульсный нейтронный каротаж в модификации углеродно-кислородного каротажа (С/О-каротажа) основан на информации о массовой доле содержания углерода и
кислорода, однозначно связанных с содержанием нефти и воды в исследуемых коллекторах. Основными геофизическими параметрами С/О-каротажа, использующимися при
определении нефтенасыщенности пород, являются отношения скоростей счета в окнах
С и О (параметр C/O) в спектре гамма-излучения нейтронного рассеяния (ГИНР) и в
118
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
окнах Ca и Si в спектре гамма-излучения радиационного захвата (ГИРЗ) (параметр
Са/Si). Выбор этих параметров основан на различии вещественного состава углеводородов (CnHn) и воды (Н2О). Параметр С/О увеличивается с ростом массового содержания углерода (нефть, уголь, карбонаты, битум) и уменьшается с ростом массового содержания кислорода (увеличение пористости, песчанистости пластов). Метод подходит
для мониторинга процессов заводнения водами различной минерализации на поздней
стадии добычи нефти. Однако ввиду отсутствия на российском рынке высокочастотного импульсного генератора нейтронов малого диаметра, прибор С/О-каротажа не может
иметь диаметр менее 90 мм. В связи с этим в открытом стволе существует опасность
прихвата прибора с радиоактивным источником, особенно в боковых стволах скважин
с малым диаметром [4].
В 2011 году на месторождениях Пермского Прикамья была опробована аппаратура метода трехзондового импульсного нейтронного гамма-каротажа спетрометрического (3ИНГКС) - ЦСП-СИНГК-Cl-76 (цифровой скважинный прибор спектрометрического импульсного нейтронного гамма-каротажа по хлору). Прибор реализует как стандартную технологию импульсного нейтронного каротажа, так и спектрометрическую,
которая позволяет получать данные гамма-излучения радиационного захвата тепловых
нейтронов (ГИРЗ).
Несомненным достоинством аппаратуры метода 3ИНГКС является ее малый
диаметр по сравнению с аппаратурой С/О-каротажа, что позволяет рекомендовать метод к использованию в скважинах малого диаметра и боковых стволах.
Комплексная обработка данных двойной спектрометрии, включающей в себя два
метода – ИНГК и ИНГКС-Сl, позволяет получать кривую времени жизни тепловых
нейтронов и кривые массового содержания основных породообразующих элементов,
включая хлор, рассчитанные в различных энергетических областях спектра ГИРЗ. К
сожалению, генератор данного прибора не позволяет регистрировать спектр ГИНР (т.е.
регистрировать углерод и кислород) поэтому тип флюида определяется по характеру
спектров в областях ГИРЗ от элементов водорода и хлора.
В 2011-2012 гг в скважинах ряда месторождений Пермского Прикамья проводились опытные работы по применению комплекса ядерно-геофизических методов в открытых боковых стволах скважин, пробуренных на полимерных растворах методом
3ИНГКС. Работы проводились с целью оценки эффективности ядерно-геофизических
методов в условиях применения полимерных растворов и формирования комплекса методов ГИС для решения задач оценки текущей нефтенасыщенности в боковых стволах,
имеющих малый диаметр. В 2011 году исследования были проведены в восьми бурящихся скважинах Пермского Прикамья, в 2012 г. – в тринадцати. Согласно проведенному анализу результатов метода 3ИНГКС с освоением и работой скважин за два года
коэффициент соответствия по освоению равен 84%, по работе – 92%.
В 2012 году исследования данным методом при бурении проводились в разных
условиях – после обсадки и цементирования скважины (8 скв.) и в условиях открытого
ствола (4 скв.). По итогам анализа скважин в первом случае (после обсадки) имеем
Кс=89%, по результатам окончательного каротажа в тех же скважинах - 69%. Во втором случае – в открытом стволе Кс метода 3ИНГКС 68%, в тех же скважинах по результатам окончательного каротажа – 100%.
Отсюда следует, что применение метода 3ИНГКС в обсаженном стволе бурящихся скважин является более предпочтительным, чем в открытом. Вероятно, за время
обсадки и цементажа зона проникновения в какой-то мере успевает расформироваться,
что улучшает эффективность исследований метода 3ИНГКС.
В качестве ограничений для применения метода 3ИНГКС можно отметить наличие глубоких зон проникновения, превышающих глубинность метода 3ИНГКС (20119
© ГИ УрО РАН, 2013
40 см) и изменчивость минерализации пластовых и закачиваемых вод по исследуемому
разрезу [2].
Как показал анализ результатов выполненных исследований, методика оценки
нефтенасыщенности по спектральному методу 3ИНГКС в обсаженном стволе бурящейся скважины является работоспособной, полученные результаты согласуются с
данными стандартного комплекса и подтверждаются освоением скважин.
В перспективе приборы, подобные ЦСП-СИНГК-Cl-76, могут являться альтернативой комплексу методов окончательного каротажа при исследовании скважин с непроводящим буровым раствором, в скважинах, обсаженных пластиковыми трубами, изза невозможности проведения каротажа в открытом стволе (из-за сложных скважинных
условий, осложнений во время бурения, бурения в обсадной колонне и т.п.) при условии использования полимерных растворов с контролируемыми свойствами и создающими надежную непроводящую пленку на стволе скважины с целью предотвращения
проникновения бурового раствора в ближнюю зону пласта [3].
1.
2.
3.
4.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Антипина Е.С. Определение характера насыщения коллекторов в бурящихся скважинах по данным спектрометрических радиоактивных методов / Е.С. Антипина [и
др.] // Геофизика. – 2012. – №5. – C. 70-75.
Аскеров А.М. Опыт применения импульсного спектрометрического каротажа на
месторождениях Западной Сибири / А.М. Аскеров, О.Е. Рыскаль, А.Г. Коротченко
// Каротажник. – Тверь: изд-во АИС, 2010. – Вып. 5 (194). – С. 30-41.
Зрячих Е.С. Определение характера насыщения коллекторов по данным радиоактивных спектральных методов в открытом стволе / Е.С. Зрячих // Конкурс молодых
работников ООО «ЛУКОЙЛ-ПЕРМЬ» на лучшую научно-техническую разработку
2012 г: тез. докл. – Пермь, 2012 – С. 9-10.
Машкин К.А. Расширение области применения ядерно-геофизических методов в
сложных геолого-технических условиях / К.А. Машкин, О.Е. Рыскаль,
А.Г. Коротченко // Каротажник. – Тверь: изд-во АИС, 2012. – Вып. 4 (214). – С. 1928.
П.И. Зуев, А.Л. Турсуков
Институт горного дела УрО РАН, г. Екатеринбург
ГЕОДЕЗИЧЕСКОЕ ИССЛЕДОВАНИЕ ГЕОДИНАМИКИ ПЛОЩАДКИ
КИРОВО-ЧЕПЕЦКОГО ХИМИЧЕСКОГО КОМБИНАТА
Определение трендовых геодинамических движений в районе площадок размещения объектов Кирово-Чепецкого химического комбината осуществлено путем переопределения методами спутниковой геодезии GPS-координат пунктов государственной
геодезической сети, заложенных в разные годы. Для этих целей использованы пункты
триангуляции II-III классов, расположенные по периметру исследуемой территории
размещения объектов на расстоянии от 2 до 6 км.
Обеспечение высокой точности измерений достигается также за счет планирования времени спутниковых измерений с помощью фирменных программ планирования. Программы позволяют заранее учитывать количество видимых спутников, маску
их угла возвышения, расположение спутников.
Обработка полевых спутниковых наблюдений произведена программным обеспечением Trimble Business Center, позволяющим осуществлять полный цикл обработки
данных от загрузки файлов измерений до уравнивания сети с оценкой точности. Для
120
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
оценки качества выполненных измерений используются статистические показатели индивидуальных векторов, а также вычисление невязки путем суммирования векторов по
заданному периметру с помощью программного модуля вычисления невязок. Контрольной процедурой для созданной сети является свободное уравнивание, позволяющее выявить ошибочные базовые линии.
При проведении полевых экспериментальных работ по определению параметров
трендовых современных геодинамических движений проведено повторное определение
координат пунктов Государственной геодезической сети с применением дифференциальной технологии спутниковой геодезии. Повторное определение координат было
произведено на шести пунктах ГГС, в том числе на двух пунктах II класса и на четырех
пунктах III класса. Исходные координаты пунктов выписаны из каталога «Список координат и высот геодезических пунктов Кировской области», Федеральной службы земельного кадастра России, Составленного 29-м Научно-исследовательским институтом
Министерства обороны Российской Федерации, г. Москва, 2003 г.
Рис.1. Проектируемая сеть триангуляционных пунктов ГГС по району и ребра
треугольников для расчета трендовых деформаций.
Расчет деформационных параметров произведен по пяти исходным пунктам
ГГС, которые образуют 10 треугольников, полностью покрывающих все площадки исследования. Принятый принцип расположения экспериментальных триангуляционных
пунктов позволяет при камеральной обработке произвести однотипную адекватную
оценку деформационного состояния территории, обусловленного трендовыми геодинамическими движениями.
121
© ГИ УрО РАН, 2013
Обработка результатов полевых измерений, выполненных с использованием
GPS-аппаратуры разбита на два этапа:
1 обработка GPS-измерений, калибровка района работ для максимального соответствия системе координат МСК-43, в которой представлены исходные
координаты пунктов, определение современных координат пунктов ГГС в
калиброванной системе координат;
2 определение параметров деформационных процессов территории.
На первом этапе камеральной обработки с использованием специального программного обеспечения TBC, вычислены GPS-векторы между пунктами ГГС, произведена оценка точности определения векторов, произведена калибровка района работ,
получен каталог современных координат пунктов ГГС.
Результаты исследований трендовых движений по району площадок размещения
объектов химического комбината, в целом, находятся в пределах наработанной базы по
параметрам современных трендовых геодинамических движений и деформаций.
Таким образом, в районе размещения объектов Кирово-Чепецкого химического
комбината, не выявлено трендовых движений, не удовлетворяющих нормативам. На
всей территории по всем критериям, в том числе и по вертикальным движениям, измеренные параметры составляют от 0,5 до 6 % от предельных значений, регламентируемых действующими нормативами.
Определение цикличных короткопериодных современных геодинамических
движений в районе площадок размещения объектов химического комбината выполняется путем непрерывного мониторинга комплексами спутниковой геодезии.
Рис.2. Фактическая сеть триангуляционных пунктов ГГС по району и ребра
треугольников для расчета трендовых деформаций.
Спутниковые измерения производились с использованием двухчастотной навигационной спутниковой системой GPS+ГЛОНАСС-SOKKIA GRX1 и двухчастотными
122
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
приемниками Trimble 5800, позволяющими получать координаты точек с точностью от
нескольких миллиметров до 1-2 см в зависимости от базы измерений. Приемники сертифицированы в качестве измерительных приборов на территории РФ и прошли метрологический контроль [1, 2]. Измерения осуществляются в виде непрерывного мониторинга системы пунктов на исследуемой площадке в течение нескольких часов комплексами спутниковой геодезии. Измерениями фиксируются изменения пространственных
координат пунктов мониторинговой сети.
Непрерывные наблюдения при камеральной обработке дискретизируются на
нужные интервалы времени, с помощью продолжительности которых и определяются
средние значения координат. Интервал дискретизации может составлять от нескольких
секунд до нескольких десятков минут. От длительности интервала зависит предел фиксируемых частот цикличных движений. Чем меньше интервал, тем большие частоты
циклов фиксируются измерениями. Интерес представляют циклы продолжительностью
от получаса и более, имеющие максимальные амплитуды смещений (оказывают
наибольшее негативное воздействие на объекты). Для их выявления достаточно использовать 15-минутные интервалы дискретизации. Технически возможно сократить
интервалы до 1/10 с, но это резко повышает трудоемкость камеральных работ, а меньшие по продолжительности циклы полигармонического процесса геодинамических
цикличных движений имеют небольшие амплитуды, модулируемые колебаниями более
низких частот.
Непрерывный мониторинг комплексами спутниковой геодезии обеспечивает получение всех трех координат точки стояния прибора в заданный момент времени. При
одновременном использовании нескольких приборов получается пространственное
смещение точек, на которых установлены приборы, друг относительно друга с любым
заданным интервалом времени (от нескольких минут до нескольких часов). Точность
измерения смещений между точками составляет не более 5 мм. Такую точность, как и
при определении трендовых движений, обеспечивает дифференциальная технология
спутниковой геодезии GPS.
Камеральная обработка полевых наблюдений выполнялась также с применением
фирменного обеспечения TBC. Обработка осуществлялась в два этапа. На первом этапе
полученные файлы данных преобразуются в файлы с дискретными измерениями по
программам, разработанным в ИГД УрО РАН [3, 4]. Преобразованные файлы обрабатываются в модуле обработки базовых линий. В результате получается набор векторов,
вычисленных с дискретным интервалом, равным 15 мин, между точками, на которых
производились непрерывные наблюдения, и их компоненты (север-юг, запад-восток,
превышения, длина вектора).
Качество получаемых векторов оценивается вычислением невязок по замкнутому периметру. Если величины компонентов векторов в ходе наблюдений имеют изменения с течением времени, превышающие точность их определения, то могут быть
определены величины смещений и деформаций интервалов между точками в горизонтальной и вертикальной плоскостях, построены графики изменения этих величин.
Исследованиями установлено, что в горизонтальной плоскости преобладают
смещения меридионального направления, амплитуды которых достигают 39 мм в первой группе и 68 мм – во второй. У широтных смещений амплитуды имеют максимальные значения 25 мм в первой группе и 14 мм – во второй. Амплитуды вертикальных
смещений существенно выше и достигают 83 и 95 мм, соответственно. Максимальные
значения амплитуд изменения длин интервалов составляют 34 мм в первой группе и
54 мм – во второй, и наблюдаются на интервалах меридиональной направленности.
В итоге установлено, что территории пунктов пригодны для безопасного размещения объектов Кирово-Чепецкого химического комбината. По фактору максимальных
123
© ГИ УрО РАН, 2013
горизонтальных деформаций, вызванных современной геодинамической активностью,
практически равноценны, деформации составляют 21% на участках первой группы и
25% на участках второй группы.
По фактору максимальных вертикальных деформаций, вызванных современной
геодинамической активностью, максимальные всплески достигают 58% от допустимых
деформаций на участках второй группы, а на участках первой группы, все значительно
спокойней, всего 6,5% от максимально допустимых деформаций.
Исследование выполнено при поддержке Министерства образования и науки
Российской Федерации, соглашение № 8348 и интеграционного проекта Президиума
УрО РАН № 12-И-5-2050.
1.
2.
3.
4.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Сашурин А.Д. Современная геодинамика и безопасность объектов недропользования / А.Д. Сашутин //http://elibrary.ru/issues.asp?id=8628&selid=440652 Горный информационно-аналитический бюллетень. – 2010. – №10. – С. 332-336.
Сашурин А.Д. Сейсмическое микрорайонирование территории Кирово-Чепецкого
отделения филиала «Приволжский территориальный округ» ФГУП «РосРАО» /
А.Д. Сашутин // Отчет о НИР ИГД УрО РАН. – Екатеринбург, 2012.
Мельник В.В. Исследование и создание геолого-структурной и геомеханической
модели участка недропользования / В.В. Мельник, А.Л. Замятин // Горный информационно-аналитический бюллетень (научно-технический журнал). – 2005. – №4. –
С. 226-230.
Пустуев А.Л. Исследование трендовых геодинамических деформаций при выборе
площадок для строительства атомных станций / А.Л. Пустуев // Горный информационно - аналитический бюллетень (научно-технический журнал). – 2011. – № 1. –
С. 282-290.
Д.Б. Иванов
Институт геофизики УрО РАН, г. Екатеринбург
КОЛИЧЕСТВЕННАЯ ОЦЕНКА ХАРАКТЕРА НАСЫЩЕННОСТИ ПО
ДАННЫМ КАРОТАЖА СЕЙСМОАКУСТИЧЕСКОЙ ЭМИССИИ
Анализ данных каротажа сейсмоакустической эмиссии с использованием преобразования Гильберта-Хуанга [4] позволил установить новые корреляционные зависимости между сигналами САЭ и коэффициентом проницаемости при различном типе
флюида [1]. Для нефтенасыщенных коллекторов коэффициент корреляции
К(dW(f),Кпр)<0 для всех частотных поддиапазонов. Для водонасыщенного интервала
К(dW(f),Кпр)>0 для всех частотных поддиапазонов. В случаях смешенного насыщения
(вода+нефть, нефть+вода) происходит изменение знака К(dW(f),Кпр) для различных
частотных поддиапазонов. В данной работе показана предпосылка возможности применения КСАЭ для количественной оценки коэффициента насыщенности.
Для получения количественной зависимости между коэффициентом водонасыщенности Кв и данным КСАЭ было рассчитано уравнение множественной регрессии. В
общем виде, уравнение линейной множественной регрессии имеет вид:
Y=a+b1X1+b2*X2+…+bpXp
(1)
При линейной зависимости коэффициент множественной корреляции можно
определить через матрицу парных коэффициентов корреляции [2]:
124
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
R yx1x2 ... x p = 1 −
1
ryx
∆r = 2
ryx 2
ryx p
1
∆r11 = rx1 x 2
rx1 x p
∆r
∆r11
ryx1
1
rx 2 x1
rx p x1
rx1 x 2
1
rx 2 x p
(2)
ryx 2
rx1 x 2
1
rx 2 x p
ryx p
rx1 x p
rx 2 x p
1
(3)
rx1 x p
rx 2 x p ,
(4)
1
где ∆r – определитель матрицы парных коэффициентов корреляции; ∆r11 – определитель матрицы межфакторной корреляции.
Корреляционный и регрессионный анализ проводится для ограниченной по объёму совокупности. Поэтому показатели регрессии и корреляции – параметры уравнения
регрессии, коэффициент корреляции и коэффициент детерминации могут быть искажены действием случайных факторов. Чтобы проверить, насколько эти показатели характерны для всей генеральной совокупности, не являются ли они результатом стечения
случайных обстоятельств, необходимо проверить адекватность построенных статистических моделей.
Проверить значимость уравнения регрессии – значит установить, соответствует
ли математическая модель, выражающая зависимость между переменными, экспериментальным данным, и достаточно ли включенных в уравнение объясняющих переменных (одной или нескольких) для описания зависимой переменной. Чтобы иметь
общее суждение о качестве модели, из относительных отклонений по каждому наблюдению определяют среднюю ошибку аппроксимации.
Для отбора известных значений результирующего признака (y) была использована информация о фактических испытаниях пластов после перфорации в новых скважинах на нефтегазовых месторождениях Западной Сибири. В качестве результирующего признака были приняты значения коэффициента водонасыщенности (Кв), вычисленного по результатам интерпретации комплекса ГИС, и значение которого не противоречит информации о проценте обводненности продукции (Pв). Процент обводненности
продукции, полученный после запуска скважины в работу, определяется для всего интервала перфорации. Но в этот интервал могут попадать несколько пропластков, различных по своим фильтрационно-емкостным свойствам, а также по характеру насыщения. Т.е. преимуществом использования в качестве результирующего признака Рв является то, что значение процента обводненности продукции, полученное при испытаниях,
является фактической величиной. А минусом является то, что значение этой величины
может распространяться на большой интервал.
В случае же, когда в качестве результирующего признака используется Кв,
определенный по ГИС, преимуществом является то, что значение Кв определено для
каждого отдельного пропластка в пределах интервала перфорации, однако минусом является то, что это определение не достаточно достоверно, т.е. не совпадает с результатами испытаний. Для того чтобы установить истинность значений Кв, определенных по
данным ГИС, была проведена корреляция средневзвешенных значений коэффициента
водонасыщенности и значений Рв для различных скважин. Расчет средневзвешенных
значений Квсв проводился по формуле:
Квсв = (Кв1*Нэф1+Кв2*Нэф2+…+Квn*Нэфn)/( Нэф1+ Нэф2+…+ Нэфn),
(5)
125
© ГИ УрО РАН, 2013
где Кв1, Кв2.. Квn – значения процента водонасыщенности для конкретного пропластка;
Нэф1, Нэф2… Нэфn, – мощность пропластков в метрах.
В результате был получен список из 13 скважин на различных месторождениях.
Коэффициент корреляции между Кв (ГИС) и Рв (результаты испытаний) составил
0,775.
Рис.1. Корреляция между Кв (ГИС) и Рв (результаты испытаний)
В качестве факторов уравнения (х) были выбраны натуральные логарифмы значений плотности энергии сигналов естественной САЭ, а также записей вызванной САЭ
после первого и второго акустического воздействий.
Расчет плотности энергии проводился по формуле [3]:
ρ ⋅ Vm2
,
(6)
W =
2
где ρ – плотность среды (кг/м3); Vm – максимальное значение скорости колебаний
частицы (м/с). Поскольку в скважинном приборе в качестве регистратора установлен
датчик акселерометр, то формула примет вид:
ρ ⋅ Am2
,
(7)
W =
8 ⋅π 2 f 2
где Am - максимальное значение скорости колебаний частицы (м/с2); f – частота (Гц),
использовались доминантные частоты сигналов САЭ, вычисленные при помощи
преобразования Гильберта-Хуанга.
Um
,
(8)
Am =
К у ⋅γ
где Um – максимальная амплитуда сигнала на входе платы АЦП (В); Ку – коэффициент
усилителя; γ − чувствительность датчика (В*с2/м).
Результирующее уравнение множественной регрессии для пласта БС:
Кв = 45,321 + 0,277*lnWf + 1,181*lnWv1 - 0,576*lnWv2,
(9)
где Wf – плотность энергии сигналов естественной САЭ; Wv1 – плотность энергии сигналов вызванной САЭ после первого АВ; Wv2 – плотность энергии сигналов вызванной
САЭ после второго АВ.
126
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Рис.2. Фактические и расчетные значения коэффициента водонасыщенности
Высокое значение R=0,713 говорит о достаточно высокой связи между факторами и функцией отклика. Стандартная ошибка 6,33% – в допустимых пределах. Все факторы можно считать независимыми друг от друга и использовать в регрессионном
уравнении, т.к. коэффициенты парной корреляции не превышают 0,7. По t-критерию
Стьюдента и Фишера и можно говорить о значимости уравнения регрессии.
Таким образом, получено уравнение для количественной оценки коэффициента
водонасыщенности по результатам каротажа сейсмоакустической эмиссии. Несмотря
на сложности, связанные с тем, что метод базируется на нелинейных процессах [5], полученная модель является адекватной, т.е. соответствует фактическим статистическим
данным. Стоит отметить малую выборку данных, подходящих для построения регрессионного уравнения. Адекватная модель при малой выборке исходных данных является
лишь предпосылкой к получению рабочей модели на практике.
Автор выражает благодарность за помощь в написании статьи д.г-м.н. Иголкиной Галине Валентиновне и к.т.н. Дрягину Вениамину Викторовичу. Работа выполнена
при частичной поддержке молодежного гранта УрО РАН.
1.
2.
3.
4.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Иванов Д.Б., Антропова М.А. Корреляция коэффициента проницаемости с параметрами сейсмоакустической эмиссии при различной насыщенности терригенных
коллекторов / Д.Б. Иванов, М.А. Антропова // Тринадцатая уральская молодежная
научная школа по геофизике: Сборник докладов. – Екатеринбург, 2012. – С. 84-86.
Никитин А.А. Теоретические основы обработки геофизической информации: учебное пособие / А.А. Никитин, А.В. Петров. – Москва, 2008. – 112 с.
Кухлинг Х. Справочник по физике / Х Кухлинг // Пер. с нем. 2-е изд. – М.: Мир,
1985. – 520 с.
Huang N.E. The empirical mode decomposition and the Hilbert spectrum for nonlinear
and non-stationary time series analysis / N.E. Huang [et al.]. – Proc. R. Soc. London,
1998. – Ser. A. – P. 454, 903-995.
127
© ГИ УрО РАН, 2013
5.
Дрягин В.В. Поиск углеводородов методом вызванной сейсмоакустической эмиссии / В.В. Дрягин [и др.] // Акустический журнал. – 2005. – Том 51. – Выпуск «Геоакустика». – С. 66-73.
Е.В. Иванова1,2
1
Сектор сейсмического мониторинга Севера Русской плиты ГС РАН, г. Архангельск
2
Институт экологических проблем севера УрО РАН, Архангельск
ПРИМЕНЕНИЕ СТАТИСТИЧЕСКИХ МЕТОДОВ В ЗАДАЧЕ
ИДЕНТИФИКАЦИИ РЕГИОНАЛЬНЫХ СЕЙСМИЧЕСКИХ СОБЫТИЙ НА
ЗАПИСЯХ АРХАНГЕЛЬСКОЙ СЕТИ СТАНЦИЙ
Сейсмические события, регистрируемые Архангельской сейсмической сетью на
региональных расстояниях, в подавляющем большинстве по природе источника являются техногенными, связанными с деятельностью в регионе крупных промышленных
карьеров. Решение задачи идентификации в такой ситуации имеет актуальное значение
для любой сейсмической сети, поскольку всегда существует риск «засорения» сейсмического каталога данными, полученными по промышленным взрывам. Уверенное распознавание проявлений взрывной сейсмичности позволяет исключать их из рассмотрения при анализе слабой сейсмичности платформенных территорий, снижая тем самым
объем трудозатрат и повышая достоверность получаемых сведений.
Чаще всего задачу идентификации сейсмических событий решают методом сопоставления P- и S-волн [3]. Именно такой подход лежит в основе способа идентификации промышленных взрывов, произведенных на локальных расстояниях в карьерах
Архангельской области. Идентификация взрывов на региональных расстояниях по записям Архангельской сети осложняется такими факторами, как большое число функционирующих промышленных карьеров и не всегда удовлетворительное качество записей взрывов, приводящее к трудностям определения и большому разбросу значений
кинематических и динамических параметров. Использование статистических методов
позволяет преодолеть отмеченные затруднения.
В частности, в рамках предыдущей УМНШ обсуждалась возможность решения
задачи идентификации региональных событий на записях станций Архангельской сети
с использованием кластерного анализа [1]. В настоящей работе предлагается использование еще одного статистического метода – байесовского подхода – для решения поставленной задачи.
Байесовский подход [2] основан на применении теоремы Байеса об условной вероятности, которая гласит: условная вероятность события A, если известно, что событие B уже наступило (обозначается P(A|B)), равна произведению условной вероятности
B, если известно, что событие A наступило, и отношения безусловных вероятностей A и
B:
P( A | B) =
P ( B | A) ⋅ P ( A)
P( B)
(1)
Эта теорема в Байесовском подходе рассматривается как логическая основа пересмотра суждений в зависимости от действительно происходящих событий.
В частности, именно на Байесовском подходе реализована известная интернетигра Akinator [5]. Разумеется, как для коммерческого проекта, принцип ее работы официально нигде не выложен, но пытливые русские умы неплохо проанализировали возможный алгоритм [4], и связали его именно с Байесовским подходом. Возникла идея
применить Байесовский подход для решения задачи идентификации региональных со128
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
бытий в форме подобной программной разработки – уподобить распознаваемые сейсмические события загадываемым в данной игре персонажам, и по перечню ответов на
определённые вопросы выяснить, на какое же событие из известных, занесенных в базу
данных программы, похоже исследуемое событие больше всего? Кроме того, при такой
постановке вопроса имеется возможность самообучения программы по мере ее использования.
Для рассматриваемой здесь задачи идентификации региональных сейсмических
событий можно предположить, что пусть Ai – это событие вида «определяется объект
i», где i может быть взрывом из некоторого карьера №1, взрывом из некоторого карьера
№2 или землетрясением. Поскольку B – это наблюдение относительно Ai, то можно положить, что B состоит из ответов на определенные вопросы, описывающие особенности объекта i, и его можно представить в виде совместного события «На вопрос Q1 был
дан ответ A1, ..., на вопрос Qk был дан ответ Ak». Тогда P(Ai|B) после данных интерпретатором ответов на k вопросов будет для объекта i показывать вероятность того, что
определялся именно он. Выбрав объект с максимальным для всей совокупности имеющихся в базе объектов значением P(Ai|B), можно, со значением вероятности P(Ai|B), использовать его в качестве идентифицирующего рассматриваемый объект события.
Таким образом, для решения задачи идентификации событий с использованием
вышеописанного статистического метода необходимо формирование входного массива
данных из формальных, качественных и количественных параметров, характеризующих события известной природы. Полученный входной массив используется как база
данных для вычисления условных вероятностей в байесовском подходе. При этом, по
мнению автора, можно ограничиться рассмотрением событий только взрывного типа,
поскольку, во-первых, частота встречи на записях событий тектонической природы для
платформенной территории непосредственно севера Русской плиты весьма невелика, а
во-вторых, в случае обнаружения такого события вероятность отождествления его со
взрывом из того или иного карьера будет низкой, соответственно, к его анализу можно
будет подключить другие методы идентификации.
Для формирования входного массива данных были изучены волновые формы
взрывов из тех промышленных карьеров, которые регистрирует станция «Климовская»
(код в сети KLM, расположена в Коношском районе Архангельской области) на региональных расстояниях. Для анализа были выбраны записи короткопериодного комплекта сейсмометров, которые визуализировались с помощью программного комплекса обработки сейсмических данных WSG (Windows Seismic Grapher, разработка Геофизической Службы РАН и НПП «Геотех+», Обнинск, Россия).
Были изучены группы взрывов из 14 карьеров, функционирующих на территориях Вологодской и Мурманской областей, республики Карелии, а также республик
Финляндии, Швеции и Эстонии. Анализировались дата и время взрыва, эпицентральное расстояние, внешний вид события на волновой форме, а также спектры волн P и S
по разным каналам. Всего опытным интерпретатором было отсмотрено порядка 70
наиболее качественных записей взрывов.
В результате были обобщены и установлены характерные для каждого карьера
значения таких параметров взрывов, как распределение в течение суток и дням недели,
эпицентральное расстояние, качественные – слабо, сильно – и количественные – частотный диапазон, число и частоты основных пиков – особенности вступлений и спектров P, S и L-волн на записях. Они были сведены в таблицу (табл.1.).
129
© ГИ УрО РАН, 2013
4,0
1,07,0
ра
мно 1,0зн
го
4,0
ый
-*
оди
н
3,0оди
4,3
10,0
н
-
-
130
-
2,56,0
1,02,5
2,05,0
1,52,5
Поверхностная
волна L
Волна S
Волна P
Число основных
пиков
Максимум, Гц
с 08
до лю57 с.
15 бой
ч.
19
с.
2,56,0
-
оди
н
Диапазон проявления, Гц
с 14
Вт,
до
Чт,
18
Пт
ч.
Число основных
пиков
с 06
1
до люмин.
20 бой
40 с.
ч.
Максимум, Гц
Время производства взрыва
Эстония
с 08
Пн,
1
до
Вт, мин.
14
Чт 20 с.
ч.
День недели производства
взрыва
Разность времен вступления фаз P и S на сейсмограмме
Диапазон проявления, Гц
Название карьера
Финляндия
с 07
1
до люмин.
21 бой
20 с.
ч.
Заполярный
Карьер в
Финляндии
59,7°с.ш.
,
24,2°в.д.
Карьер в
Эстонии
59,2°с.ш.
,
27,0°в.д.
"Заполярный"
в Мурманской
области
69,7°с.ш.
,
30,1°в.д.
Карьер в
Вологодской
области
60,9°с.ш.
,
36,6°в.д.
Карьер в
Ленинградской
области
60,5°с.ш.
,
29,3°в.д.
Вологда
Карьер
взрыва
Ленинград-1
Таблица 1
Параметры региональных сейсмических событий (взрывов), регистрируемых
на записях станции «Климовская» Архангельской сейсмической сети
ПараОсобенности
Особенности
Качественное
метр
спектра вол- спектра волны
описание
ны P на верS на горизонвступлений
тикальном
тальном канаволн
канале Z
ле NE
оди
н
силь
сил
ное
ьно
нет
на
е
NE
2,0
мно
го
силь
сла ное
нет
бое на
NE
2,0
оди
н
силь
сла ное
нет
бое на
NE
оди
н
силь
ное
сил
на
ьно
нет
NE
е
и
EW
оди
н
силь
ное
нет
нет
на
NE
4,0
2,2
2,1
Ленинград-2
2,2
мно
го
сла
бое
око
лю- лю- 1 мин. 1,0- ло мно 1,5бое бой 19 с. 20,0 2,2; го
7,0
2,5
2,3
мно
го
сил
ьно
е
09:0
0
09:3
0
Вт,
1 мин. 1,010:0
Ср,
0
7 с.
8,0
Пт
10:3
0
11:0
0
оди
н
силь
ное
сла на силь
бое NE ное
и
EW
оди
н
силь
сил
ное
ьно
нет
на
е
NE
оди
н
силь
ное
сла на силь
бое NE ное
и
EW
ООО
"Карель
камень"
61,6°с.ш.
,
35,0°в.д.
Карелькамень
1 мин.
лю- лю- 34 с. - 1,0- раз- мно 1,0бое бой 1 мин. 6,0 ный го
6,0
58 с.
с 11
до лю29 с.
15 бой
ч.
Щебеночный
завод в
Карелии
Щебеночный
ОАО
"Карельский
окатыш"
64,6°с.ш.
,
30,6°в.д.
Ленинград-3
Группа
карьеров
на Хибинском
массиве
с 08
до лю54 с.
15 бой
ч.
Швеция
Группа
карьеров
в Швеции
с 08
до лю58 с.
15 бой
ч.
Хибины
Карьер в
Ленинградской
области
60,9°с.ш.
,
28,9°в.д.
Карьер в
Ленинградской
области
61,2°с.ш.
,
29,8°в.д.
Окатыш
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
с 09
до лю38 с.
19 бой
ч.
-
-
3,06,0
1,09,0
-
-
3,5
5,5
3,7
*- параметр не определяется
131
-
1,52,5
-
1,52,5
оди
н
оди
н
1,06,0
1,06,0
мно 1,0го 20,0
2,1
оди
н
силь
ное силь
нет
на ное
NE
2,1
оди
н
силь
ное силь
нет
на ное
NE
2,1
2,1
2,1
силь
ное
на
нет
NE
и
EW
силь
ное
на силь
NE ное
и
EW
© ГИ УрО РАН, 2013
Для наглядного и простого получения вывода о принадлежности исследуемого
регионального события к взрывам из того или иного известного карьера для этой выборки данных был реализован Байесовский подход, на основе которого была создана
программа с простым диалоговым интерфейсом. Пользователь программы сначала загружает в WSG волновые формы исследуемого события, анализирует визуально их и
спектры участков, соответствующих вступлениям фаз P и S. Затем переключается на
рабочее окно программы-идентификатора и отвечает на последовательно задаваемые
ему вопросы, выбирая один из четырех возможных вариантов ответа
(да/нет/частично/не знаю). После ответов на все указанные в левой части окна вопросы
из содержащихся в правой части окна названий карьеров выбирается карьер, к которому может быть отнесен исследуемый взрыв по наибольшему значению вероятности.
Событие, идентифицированное по карьеру, предлагается в качестве объекта для записи
в базу для самообучения программы, для чего пользователю необходимо указать его
дату, время, магнитуду и подтвердить введение нажатием кнопки «Записать» (рис. 1).
Перечень вопросов для записей Архангельской сети станций был использован
следующий: Разность P и S больше 1 мин? Требуется фильтрация? Есть поверхностная
волна? День взрыва – рабочий? Время взрыва – дневное? Число пиков в спектре Pволны больше одного? Число пиков в спектре S-волны больше одного? Максимум
спектра на Z-канале больше 5 Гц? Максимум спектра на NE-канале больше 3 Гц?
Вступление P-волны на Z-канале сильное? После ответа на каждый вопрос для взрывов
из каждого карьера, содержащихся в исходной базе, пересчитываются условные вероятности принадлежности рассматриваемого события каждому из карьеров в соответствии с формулой (1). После ответа на все вопросы выбирается карьер с наибольшим
значением вероятности, к которому и может быть отнесен исследуемый взрыв.
Рис.1. Рабочее окно программы для идентификации регионального события
Таким образом, использование Байесовского подхода на основе набора формальных параметров для сейсмических событий позволяет получить дополнительный
инструмент в решении задачи идентификации. Определение набора качественных и количественных параметров для исследуемого события требует лишь загрузки в WSG его
волновых форм и их несложного анализа с помощью встроенных в этот пакет обработки функций, а также визуальной оценки по внешнему виду.
132
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Подобные статистические подходы позволяют создавать самообучающиеся системы, что существенно повышает их эффективность по мере использования, аналогично тому, как приобретает опыт интерпретатор сейсмических записей.
Автор выражает свою благодарность научному руководителю, м.н.с. сектора сейсмического мониторинга севера Русской плиты ГС РАН, с.н.с. лаборатории
сейсмологии ИЭПС УрО РАН, к.т.н. Морозову А.Н., за помощь в подготовке материала.
Работа выполнена при финансовой поддержке научного проекта молодых
ученых и аспирантов Уральского отделения РАН за 2013 год «Изучение сейсмического режима западной части Арктики».
1.
2.
3.
4.
5.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Иванова Е.В. Применение кластерного анализа для идентификации сейсмических
событий с региональных расстояний / Е.В. Иванова // XIII Уральская молодежная
научная школа по геофизике. Сборник докладов. – Екатеринбург: ИГф УрО РАН,
2012. – С. 87-89.
Лопатников Л.И. Экономико-математический словарь: Словарь современной экономической науки / Л.И. Лопатников // 5-е изд., перераб. и доп. – М.: Дело, 2003. –
С. 27.
Морозов А.Н. Метод идентификации взрывной сейсмичности на территории Архангельской области / А.Н. Морозов // Вестник КРАУНЦ. Сер. Науки о Земле. –
2008. – № 1, вып. 11. – С.177–184.
Акинатор и математика [Электронный ресурс]. – Режим доступа:
http://habrahabr.ru/post/84364/.
Официальный сайт Акинатор, Интернет-гений [Электронный ресурс]. – Режим доступа: ru.akinator.com.
C.В. Иванченко
Уральский государственный горный университет, г. Екатеринбург
СРАВНИТЕЛЬНЫЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ МАГНИТНЫХ СВОЙСТВ
МЕТЕОРИТОВ, ПРИРОДНЫХ И ИССКУСТВЕННЫХ ФЕРРОМАГНЕТИКОВ
Природные ферримагнетики, к которым относится магнетит (FeO.Fe2O3), кристаллизуясь в различных термодинамических и физико-химических условиях, в своём
химическом составе и магнитной структуре несут генетическую информацию об этих
условиях. Типоморфные особенности магнетита широко используются при решении
задач рудно-формационного анализа.
Метеориты, в свою очередь, несут в себе информацию об условиях их образования. Упавшие на землю метеориты подразделяются на три класса – каменные, железокаменные и железистые. Метеориты состоят из железо-никелевого сплава (среднее
содержание Fe – 90, Ni – 10%) и силикатных минералов, главным образом – оливина и
пироксена. Каменные метеориты состоят в основном из силикатных минералов, содержание никелистого железа в них колеблется от долей процента до 25 вес.%; в железокаменных метеоритах силикатная и металлическая части примерно равны по объёму,
железные на 95% состоят из никелистого железа. В составе железистых метеоритов постоянно присутствую кобальт, сера, углерод, фосфор, медь (до 1%) [7].
133
© ГИ УрО РАН, 2013
Для сравнительного анализа также были рассмотрены образцы электролитического никеля (99,99% Ni) и прецизионной стали (образец 10*, (0,005% С, 4,18% Cr,
0,003% V)).
Исследование магнитных свойств образцов проводилось с помощью эффекта
магнитоакустической эмиссии. В 1919 г. немецкий физик Баркгаузен обнаружил, что
при перемагничивании ферромагнетика, помещенного в катушку, происходит скачкообразное образование электромагнитных волн. Это явление получило название эффекта
Баркгаузена и объяснялось тем, что образец обладал доменной структурой. А в 1924 г.
Хипс обнаружил, что при перемагничивании ферромагнетика, помимо скачков Э.Д.С. в
намотанной на образец катушке, происходит образование акустического шума. В результате чего, каждый скачек является источником механических колебаний всего образца.
На основе многочисленных экспериментов выяснилось, что явление магнитоакустической эмиссии связано с процессами изменения доменной текстуры материалов
[4, 5, 6].
Рис.1. Образцы метеоритов: а. Метеорит Атоксит Чинге;
б. Сихотэ-Алинский метеорит; в. Метеорит Сampo del Cielo
По современным представлениям источником магнитоакустической эмиссии
при перемагничивании ферромагнетиков являются локальные участки магнитострикционных деформаций, происходящих при перестройке доменных границ. Возникающие упругие колебания имеют довольно широкий диапазон частот и могут быть зарегистрированы с помощью пьезопреобразователей [10]. В отличие от эффекта Баркгаузена, при изучении магнитоакустической эмиссии информация поступает со всего перемагничиваемого объёма исследуемого образца. Наибольшее применение метод магнитоакустической эмиссии нашёл в дефектоскопии [8].
Впервые работы по применению магнитоакустической эмиссии для изучения
природных ферримагнетиков начались в Институте геофизики УрО РАН и продолжаются по настоящее время [9]. В лаборатории скважинной геофизики ИГФ УрО РАН
была собрана аппаратура для изучения магнитных свойств образцов природных ферримагнетиков.
Работа установки осуществляется следующим образом: в зазор электромагнита
помещается исследуемый образец. С помощью электромагнита в образце создаётся переменное магнитное поле. С помощью акустического датчика снимается сигнал магнитоакустической эмиссии. Данные выводятся графически, в виде зависимости амплитуды сигнала от величины поля.
При анализе применяемой для исследования МАЭ аппаратуры [1, 2] было установлено, что наиболее эффективной является регистрация непрерывной кривой МАЭ
при перемагничивании с частотой 0,1 Гц.
При измерении магнитоакустической эмиссии амплитудное значение силы тока,
подаваемого на катушки электромагнита, было равно ± 5 A, частота перемагничивания
134
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
0,1 Гц, а частота принимающего сигнала проводилась на различных частотах от 120 до
140 кГц.
Рис.2. Кривая магнитоакустической эмиссии магнетита
Рис.3. Кривые магнитоакустической эмиссии электролитического никеля (а) и прецизионной стали (б)
При сравнении характеристики магнитных свойств метеоритов, природных и
искусственных ферромагнетиков перед автором статьи были поставлены следующие
задачи:
1. Сравнить кривые магнитоакустической эмиссии различных образцов метеоритов и магнетитов;
2. Сравнить полученные данные с кривыми магнитоакустической эмиссии об135
© ГИ УрО РАН, 2013
разцов электролитического никеля и прецизионной стали;
3. Рассмотреть полученные результаты и сделать выводы о проявлении магнитоакустической эмиссии в образцах метеоритов.
На рисунках 2, 3, 4 приведены типичные кривые сигналов магнитоакустической
эмиссии исследуемых образцов.
На рисунке 2 приведена зависимость сигнала магнитоакустической эмиссии от
поля для образца монокристалла Ольховского месторождения. Данный вид кривой характерен для образцов монокристаллов магнетита. Кривая имеет два максимума. Сигнал магнитоакустической эмиссии имеет большую амплитуду. Область существования
сигналов магнитоакустической эмиссии имеет широкий диапазон от -50 кА/м до
+75 кА/м.
На рисунке 3 представлены формы кривых магнитоакустической эмиссии для
образцов электролитического никеля и прецизионной стали. Эти кривые интересны
тем, что позволяют оценить магнитоакустическую эмиссию практически чистых образцов.
Кривая магнитоакустической эмиссии электролитического никеля имеет один
чётко выраженный максимум, отличающийся плавным возрастанием и более пологим
спадом. Область проявления сигналов магнитоакустической эмиссии от 0 до +50 кА/м.
Кривая магнитоакустической эмиссии прецизионной стали более интересна. Как
видно из рисунка 3, кривая имеет несколько максимумов, распределённых по всей оси
изменения магнитного поля. Сигнал имеет высокую амплитуду. Чёткий максимум выделить нельзя. Диапазон проявления сигналов магнитоакустической эмиссии от -75 до
+125 кА/м.
Довольно интересные данные, нехарактерные для других образцов, можно увидеть на магнитоакустических кривых метеоритов.
Всего было рассмотрено пять образцов метеоритов, предоставленных членом
комитета РАН по метеоритам, сотрудником Уральского федерального университета
В.И. Гроховским. Каждый метеорит имел хотя бы одну плоскую грань для прикрепления акустического датчика. У каждого образца известен химический состав.
Для примера на рисунке 4 приведён сигнал магнитоакустической эмиссии образца метеорита Сampo del Cielo. Сигнал имеет один чётко выраженный максимум, отличающийся резким подъёмом и более пологим спадом. Максимум сигнала магнитоакустической эмиссии приходится на 25 кА/м. Далее, после резкого снижения амплитуды сигнала, мы можем наблюдать различные, хаотично распределённые скачки, которые при последующих циклах перемагничивания не совпадают друг с другом. Этот
эффект не наблюдался на ранее изученных образцах природных и искусственных ферромагнетиков.
Если принять гипотезу Квана, при перемагничивании образца явление магнитоакустической эмиссии связано с двумя
процессами: смещением доменных границ
(МАЭ 1–го рода), вращением векторов
магнитных моментов (МАЭ 2 –го рода)
[3].
Такой сложный характер кривой можно объяснить аддитивностью сложения
эффектов магнитоакустической эмиссии, относящихся к разным источникам. Наличие
дополнительных случайных пиков на кривой магнитоакустической эмиссии, возможно,
объясняется сложным фазовым составом образца.
Резкий скачек сигнала при низком значении поля может быть обусловлен содержанием в образце доменной структуры одного порядка, вследствие чего происходит
резкое перемагничивание практически всего образца, и, следовательно, происходит
смещение доменных границ, либо вращение вектора магнитного момента единовременно по всему образцу.
136
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Рис.4. Пример магнитоакустической эмиссии метеорита Сampo del Cielo
Дальнейшие же хаотичные скачки могут быть вызваны различными включениями прочих компонентов в состав образца, имеющих более низкую магнитную восприимчивость или более сложную, скорее всего, наведённую доменную текстуру. Возможно, вследствие того, что они не имеют одной оси лёгкого намагничивания, и равномерно распределены по всему образцу, то часть из них перемагничивается после основного
скачка сигнала магнитоакустической эмиссии, а у остальных включений изменение
направления вектора намагничивания происходит при дальнейшем возрастании внешнего поля.
Из полученных результатов можно сделать следующие выводы. Кривые магнитоакустической эмиссии метеоритов сильно отличаются от кривых природных и искусственных ферромагнетиков. Амплитуда сигнала у метеоритов более слабая, акустическая эмиссия имеет более узкий диапазон сигнала. Градиент возникновения акустических шумов у образцов метеорита гораздо выше. Изучив проявление эффекта магнитоакустической эмиссии на метеоритах можно судить о сложном доменном строении образцов. Проявление сигнала происходит в два этапа: резкий, отчётливо выделяемый
скачек, предположительно происходящий за счёт намагничивания никелистого железа,
и последующие разнообразные одиночные сигнала, не повторяющиеся при повторных
намагничиваниях.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Buttle D.J. Magnetoacoustic and Barkhausen emission from domain wall interaction with
precipitates in Jucoloy 904 / D.J. Buttle, J.P. Sakubories, G.A. Briggs // Philosophical
Magazine. – A. – 1987. – V.55, N.6. – P. 735-756.
2. Hill R. The effect of nickel hardness and grain size on acoustic and electromagnetic
Barkgauzen emission. / R. Hill [et al.]. – NDT&E International: August, 1991. – V.24,
N.4. – P. 179-186.
137
© ГИ УрО РАН, 2013
3. Kwan М.М. Magnetomechanical acoustic emission of ferromagnetic material at low
magnetization levels (type I behavior) / M.M. Kwan, K. Ono, M. Shibata // Journal of
Acoustic Emission. – 1984. – V.3, N.3. – P. 144-156.
4. Lord A.E. Acoustic emission associated with changes of magnetization in think nickel
rods. / A.E. Lord, R. Vatchev, M. Robinson // Letter Apply Eng. Sci., 1974. – V.2, N.9. –
P. 1-9.
5. Lo C.C.H. Study of magnetization processes and the generation of magnetoacoustic and
Barkhausen emissions in ferritic/pearlitic steel / C.C.H. Lo, C.B. Scruby. – J.Appl.Phys.,
1999. – V.85, №8. – P. 5193-5195.
6. Вонсовский С.В. Магнетизм / С.В. Вонсовский. – М.: Наука, 1971. – 1032 с.
7. Гуськова Е.Г. Магнитные свойства метеоритов. Метеориты в лаборатории /
Е.Г. Гуськова. – Л.: Изд-во “Наука”, Ленингр. отд., 1972. – С. 5-9, 39-54.
8. Горкунов Э.С.
Магнитоупругая
акустическая
эмиссия
в
пластически
деформированных ферромагнетиках / Э.С. Горкунов, В.А. Хамитов, О.А. Бартенев
// Дефектоскопия. – №9. – Екатеринбург, УрО РАН, 1988. – С. 10-16.
9. Иванченко В.С. Экспериментальное исследование магнитоакустической эмиссии
природных ферримагнетиков / В.С. Иванченко, И.И. Глухих. – Екатеринбург: УрО
РАН, 2009. – С. 1-88.
10. Кумейшин В.Ф. Аппаратура для регистрации скачков Баркгаузена с помощью
пьезодатчика / В.Ф. Кумейшин [и др.] // II всесоюзная школа-семинар «Эффект
Баркгаузена и его использование в технике». – Калинин: КГУ, 1980. – С. 147-153.
Д.В. Исламгалиев
Уральский государственный горный университет, г. Екатеринбург
ИЗУЧЕНИЕ ЭЛЕКТРИЧЕСКОГО ПОЛЯ АДСОРБЦИИ, ДИФФУЗИИ И
ТЕЧЕНИЯ В НЕОДНОРОДНОЙ СРЕДЕ
В результате проведенных исследований определены перспективы для более
успешного использования метода ПС. Речь идет, во-первых, о применении электронной
палетки вычисления поправочного коэффициента для перехода от значений измеренного электрического потенциала спонтанной поляризации ПС на оси скважины напротив
пласта-коллектора к истинной величине адсорбционного потенциала пород; во-вторых,
о привлечении дополнительных данных для учета всех компонентов, составляющих
измеряемое электрическое поле, а именно: электрического поля течения и диффузии
вещества с целью выделения потенциала, связанного с адсорбцией [1, 2, 3, 4, 5].
Дополнительный вклад в основной потенциал адсорбции двух потенциалов
диффузии и течения приводит к неточной оценке определяемого коэффициента пористости с вытекающими отсюда последствиями погрешности для подсчета запасов.
Улучшение качества интерпретации материалов измерений методом ПС связано
с корректировкой подходов к обработке данных и привлечением результатов исследований другими методами каротажа и данными лабораторных исследований. Такими исходными данными и применяемыми для их определения методами каротажа являются:
- диаметр скважины (по результатам метода кавернометрии),
- диаметр и удельное электрическое сопротивление (УЭС) зоны проникновения пласта (по данным методов высокочастотного индукционного каротажного изопараметрического зондирования (ВИКИЗ) и бокового каротажного
зондирования (БКЗ)),
- УЭС промывочной жидкости (по данным резистивиметрии),
- УЭС пласта,
138
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
-
УЭС покрывающих и подстилающих пород (по данным методов ВИКИЗ,
БКЗ и кажущегося сопротивления (КС)).
Исходные данные, необходимые для учета электрических эффектов течения и
диффузии вещества, основываются на данных методов расходометрии, дебитометрии, а
также лабораторных исследованиях состава и концентрации солей во флюидах, насыщающих пористые коллекторы и в промывочной жидкости скважины.
Для определения вклада в измеряемое поле ПС всех составляющих электрического поля эффектов адсорбции, течения и диффузии созданы программные комплексы
для проведения математического моделирования парных и перекрестных эффектов потенциальных полей применительно к каротажу методом ПС: «PS-C», «PS-F», «PS-DT»,
«PS-DК» и «PS-D».
На рисунке приведены кривые потенциалов ПС, рассчитанные с помощью пакетов программ «PS-C» [6], «PS-F» и «PS-DК», при следующих физико-геометрических
параметрах: диаметры скважины dC =0,2 м и зоны проникновения dЗП =1 м; мощность
пласта h=3 м; величины адсорбционных потенциалов пласта, покрывающих и подстилающих сред соответственно равны 20 мВ, 80 мВ и 60 мВ (рис.1).
Кривая 1 показывает величину и характер адсорбционного потенциала при
удельных электропроводностях вмещающей среды σ0 =1 См/м; промывочной жидкости
σПЖ =1 См/м; пласта σПЛ =0,02 См/м; зоны проникновения σЗП =0,1 См/м.
Кривая 2 – потенциал адсорбции с теми же параметрами с учетом электрического поля диффузии при концентрации солей С: во вмещающих породах 30 кг-экв/м3; в
промывочной жидкости 8 кг-экв/м3; в пласте 40 кг-экв/м3; коэффициенты пористости
вмещающих пород 0,1 и пласта 0,2.
Кривая 3 – потенциал адсорбции и диффузии с теми же параметрами с учетом
электрического поля фильтрации при отношении проницаемостей с/с0 =103, если
с0 =10 -11 м2; коэффициенты потенциала течения пласта L=8⋅10-6 В/Па, вмещающей среды L0=0,4⋅10-8 В/Па; радиус контура питания 30 м для дебита жидкости Q=6 м3/сутки.
Рис.1. Кривые потенциала ПС на оси скважины:
1 – потенциал адсорбции; 2 – потенциал адсорбции с диффузией;
3 – потенциал адсорбции с диффузией и фильтрацией.
Величины поправочных коэффициентов
ν изм и собственных адсорбционных
потенциалов U АДС , определяемые по значениям потенциалов напротив середины пласта, составляют:
1. по потенциалу адсорбции (кривая 1)
139
ν изм =0,79, собственный адсорбцион-
© ГИ УрО РАН, 2013
ный потенциал U АДС =20 мВ;
2.
по потенциалу адсорбции с диффузией (кривая 2)
ν изм =0,91, собственный
адсорбционный потенциал U АДС =36 мВ;
3.
по потенциалу адсорбции с диффузией и фильтрацией (кривая 3) ν изм =0,76,
собственный адсорбционный потенциал U АДС =17 мВ.
Относительные погрешности определения собственного потенциала пласта U АДС составляют величины 80% и 15% соответственно для случаев 2 и 3.
Из приведенного примера следует, что при интерпретации материалов каротажа
методом ПС без учета эффектов электрического поля, создаваемого диффузией вещества и течения флюидов из вмещающей среды в пространство скважины, определяемая
величина собственного потенциала U АДС продуктивного пласта может вдвое и более
отличаться от истинной. В дальнейшем, использование экспериментально устанавливаемых корреляционных связей между U АДС и kп приведет к неточной оценке коэффициента пористости продуктивного пласта.
Для практического применения выполненных исследований необходимо провести дополнительные экспериментальные исследования по динамике диффузионного
потенциала при режимных измерениях в скважине, а также исследования фильтрационного потенциала при напорном и безнапорном режимах работы скважины.
1.
2.
3.
4.
5.
6.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Исламгалиев Д.В. Вклад электрического фильтрационного потенциала в
самопроизвольный при интерпретации каротажа спонтанной поляризации /
Д.В. Исламгалиев, О.Б. Кузьмичев, А.Н. Ратушняк // НТВ Каротажник. – 2012. –
№2 (212). – С. 49-56.
Исламгалиев Д.В. Диффузионный потенциал и его вклад в потенциал спонтанной
поляризации при интерпретации каротажа скважин методом ПС /
Д.В. Исламгалиев, О.Б. Кузьмичев, А.Н. Ратушняк // Известия ВУЗов. Горный
журнал. – 2012. – № 2. – С. 162-167.
Исламгалиев Д.В. Электрическое поле диффузии с конвективным переносом
вещества в неоднородной среде / Д.В. Исламгалиев, О.Б. Кузьмичев,
А.Н. Ратушняк // Известия ВУЗов. Горный журнал. – 2012. – № 3. – С. 160-164.
Исламгалиев Д.В. Электронные палетки Шлюмберже для интерпретации каротажа
скважин методом спонтанной поляризации (ПС) / Д.В. Исламгалиев // Международный научно-практический симпозиум. Уральская горная школа. – Екатеринбург: УГГУ. – 2010. – С. 66-68.
Кормильцев В.В. Теоретические и экспериментальные основы спонтанной поляризации горных пород в нефтегазовых скважинах / В.В. Кормильцев, А.Н. Ратушняк.
– Екатеринбург: УрО РАН. – 2007. – 135 с.
Ратушняк А.Н., Исламгалиев Д.В. Программный комплекс PS_C. Рег. №
2012660335. 14.11.2012 г.
140
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Э.В. Калинина, Л.А. Захарова
Воронежский государственный университет, г. Воронеж
ОСОБЕННОСТИ СЕЙСМИЧЕСКИХ ЗАПИСЕЙ ПРОМЫШЛЕННЫХ
ВЗРЫВОВ В РАЗЛИЧНЫХ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ УСЛОВИЯХ
Известно, что характер записей волновых форм взрывов зависит от методики
массового взрыва, строения геологической среды между источником и приемником, а
также от специфических свойств геологической среды в месте регистрации взрыва
[1-3]. В настоящей статье изложены результаты анализа влияния геологических условий верхней части разреза осадочного чехла на записи волнового поля, возбуждаемого
массовыми взрывами в карьерах. С этой целью рассмотрены записи волновых форм по
станциям VSR (Сторожевое), AUB1 (Камено-Верховка), AUB2 (Осинки), расположенных на близком расстоянии друг от друга.
Эрозионный срез докембрия в районе расположения всех станций представлен
породами лосевской вулканогенно-осадочной толщи. Нижние горизонты осадочного
чехла, сложенные аргиллитоподобными глинами, известняками, алевролитами, песчаниками девона, также близки по составу и мощности. Однако, сейсмостанция «Сторожевое» находится в пределах Среднерусской возвышенности, станция «Осинки» в пределах Окско-Донской впадины, а станция «Камено-Верховка» в пределах Кривоборгского линейного прогиба, разделяющего Среднерусскую возвышенность и ОкскоДонскую впадину. Этим, по-видимому, обусловлено различие в строении, составе и
физических параметрах (скорость продольных и поперечных волн, плотность) в месте
установки каждой станции в верхней части геологического разреза (рис.1).
Рис.1. Геоморфологическая карта района расположения сейсмических станций VSR,
AUB1 и AUB2 и стратиграфические колонки
В разрезе осадочного чехла в районе установки сейсмостанции «Сторожевое»
присутствуют отложения мезозоя, мощность которых около 80 м. В районе сейсмостанции «Камено-Верховка» отложения мезозоя полностью отсутствуют, небольшой
мощности отложения неогена ложатся непосредственно на отложение девона. В районе
141
© ГИ УрО РАН, 2013
сейсмостанции «Осинки» отложения мезозоя отсутствуют, однако, здесь в разрезе осадочного чехла присутствуют значительной мощности отложения неогеновых и неогенчетвертичных толщ.
Для анализа использовались записи волнового поля, возбуждаемого взрывами в
Павловском карьере, в котором добывают гранитную «крошку». Взрывы, в основном,
создают сейсмические события 6-8 энергетических классов. Карьер находится на расстоянии 117 км. Рассматриваемые сейсмические станции устойчиво регистрируют волновые поля взрывов.
На рисунке представлен пример записи Z-компоненты волнового поля взрыва в
Павловском карьере, зарегистрированного тремя станциями, его спектральный состав и
отношение спектра волнового поля к спектру фона (рис.2).
Рис.2. Пример записи Z-компоненты волнового поля взрыва: а – волновая запись взрыва; б – спектральный состав записи волнового поля взрыва (1) и фона (2); в – отношение спектра волнового поля к спектру фона
142
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Хорошо видно, что все записи Z-компоненты волнового поля отличаются друга
от друга, несмотря на то, что это записи одного и того же взрыва. Наблюдается различие в амплитудах колебаний, различном количестве групп импульсов.
К специфическим чертам можно отнести наличие в спектральном составе станции AUB1 четкого локального второго максимума в диапазоне частот 1,0-2,0 Гц, не
столь выраженного для спектров волновых форм станции VSR, и отсутствие данного
максимума на спектрах волнового поля станции AUB2. Основные различия в спектрах
рассматриваемых записей наблюдаются с частот 2 Гц и до 20 Гц. Так на станции VSR в
указанном интервале частот наблюдаются повышенные значения амплитуд в сравнении
с фоном, в то время как на станции AUB1 спектральная запись взрыва практически неотличима от фона. На станции AUB2 превышение спектра взрыва над спектром фона
происходит только на частотах более 10 Гц.
Вместе с тем, записи и спектры волновых полей на всех станциях имеют и общие черты. К общим чертам можно отнести: наличие в амплитудных спектрах максимума на частотах 0,5-0,8 Гц, а в отдельных случаях в более широком диапазоне частот
(0,3-1,1 Гц), что очень хорошо прослеживается на графиках отношения волнового поля
к фону (рисунок 2в). Этот максимум в амплитудных спектрах отражает наличие в волновом поле промышленного взрыва поверхностных волн. Анализ волнового поля в
низкочастотном диапазоне с использованием поляризационного анализа показывает,
что, в основном, поверхностные волны в диапазоне частот 0,4-0,8 Гц являются волнами
типа Релея. Вместе с тем, часто, особенно в широком диапазоне частот максимума, поверхностные волны представляют собой комбинацию волн типа Лява и Релея.
Поскольку рассматривается пример записи взрыва в одном карьере, влияние методики массового взрыва и геологического строения от источника до приемника будут
в этом случае постоянны. Поэтому, природу данных различий в полученных волновых
формах совершенно очевидно связать с различиями верхней части геологического разреза в месте расположения сейсмических станций.
Указанные особенности записей анализируемой части волнового поля, в районе
станций, находящихся в различных геолого-геодинамических условиях, являются свидетельством степени отражения этих условий в волновых полях.
Из сказанного следует, что геолого-геодинамические условия играют значительную роль при формировании волнового поля сейсмических событий в месте установки
сейсмических станций, влияя как на интенсивность, так и на спектральный его состав.
Помимо этого намечается связь характера высокочастотных составляющих записи волнового поля и строения верхней части разреза осадочного чехла.
Авторы выражают благодарность своему научному руководителю к.г.м.н.
Надежке Л.И. за ценные научные советы и внимание к работе.
1.
2.
3.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Ипатов Ю.И. К исследованию зависимости сейсмического воздействия взрыва на
окружающую среду от природных и техногенных факторов / Ю.И. Ипатов // Геофизика и математика. – Пермь : ГИ УрО РАН, 2001. – С. 355–358.
Тарков А.П. Глубинное строение Воронежского массива по геофизическим данным
/ А.П. Тарков. − М.: Недра, 1974. − 172 с.
Тарков А.П. Результаты микросейсмокаротажных работ в ближней зоне НВ АЭС /
А.П. Тарков, К.Ю. Силкин // Вестник ВГУ, Серия Геология. − Вып.9. − 2000.
143
© ГИ УрО РАН, 2013
А.Д. Камкина
Институт нефтегазовой геологии и геофизики СО РАН, г. Новосибирск
ГЕОЛОГО-ГЕОФИЗИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ БАЖЕНОВСКОЙ СВИТЫ НА
ПРИМЕРЕ ДАННЫХ САЛЫМСКОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Баженовская свита – основная нефтематеринская толща, обширный региональный глинистый экран и устойчивый маркирующий горизонт среди юрских отложений
Западной Сибири. Она представлена битуминозными черными с коричневатым оттенком аргиллитами и глинисто-кремнистыми породами, массивными плитчатыми, листоватыми, с прослоями радиоляритов и глинистых известняков, остатками морских фоссилий.
В интервалах баженовской свиты проводится много геофизических исследований, однако, в опубликованных материалах чрезвычайно редко встречаются примеры
изучения её физических параметров в сопоставлении с геологией. Керн баженовской
свиты, особенно в интервалах коллекторов, чрезвычайно хрупок, он легко расслаивается в горизонтальном направлении на тонкие пластинки, что затрудняет изготовление
образцов для лабораторных исследований, и, как следствие, определение физических
характеристик.
Визуальный анализ керна баженовской свиты не позволяет выделить типы пород, толща смотрится практически однородной. Применение в совокупности керновых
и геофизических данных позволяет выделить литотипы пород баженовской свиты.
Работа направлена на развитие интерпретационных подходов и способов построения достоверных геологических моделей баженовской свиты участка Салымского
месторождения по данным ГИС, определения её литологического состава и физических
свойств.
Литология баженовской свиты. Изучением баженовской свиты, начиная с 60-х
годов прошлого столетия, занимались многие учёные: В.М. Добрынин, Т.В. Дорофеева,
Ю.Н. Занин,
М.Ю. Зубков,
Т.Т. Клубова,
А.Э. Конторович,
И.И. Нестеров,
В.В. Хабаров, Э.М. Халимов и другие исследователи.
В качестве стратотипа принят разрез по скважине 170-Р Салымской площади в
интервале глубин 2844–2881 м, где свита полностью охарактеризована керном, процент
выноса которого составляет свыше 80%, с подсечением контактов с перекрывающими
и подстилающими отложениями. На этом месторождении баженовская свита представлена в верхней части преимущественно аргиллитами с содержанием Сорг в среднем 12% и пирита от 1,5 до 10%, в средней и нижней части – преимущественно силицитами с
содержанием Сорг в среднем 8,5–16%, пирита 4–7% (иногда до 30%), также встречаются
карбонаты.
На Салымском месторождении баженовская свита является коллектором, так как
она залегает между двумя флюидоупорами: подстилается аргиллитами абалакской свиты, а перекрывается глинами подачимовской толщи.
Коллектор баженовской свиты необычен тем, что представляет собой глинистую
нефтематеринскую породу сложного состава. Он практически не контролируется
структурными формами, не выдержан по простиранию, меняет свои свойства в процессе разработки, и весьма плохо поддаётся изучению с помощью геофизических методов
[1]. Сложное строение баженовского резервуара обусловлено наложенными седиментационными неоднородностями, а также проявлением современной геодинамики. Это
приводит к тому, что продуктивные высокодебитные скважины иногда располагаются
всего лишь в 400-500 метрах от «сухих» [2].
144
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Геолого-геофизическая характеристика. Для изучения баженовской свиты
использовались данные ГИС с учетом литологических, петрофизических и геохимических исследований керна. Отложения баженовской свиты по своим физическим свойствам существенно отличаются не только от вмещающих пород, но и между собой, что
позволило провести их разделение на литологические типы по ГИС. На интервале баженовской свиты выделены следующие литотипы:
1) аргиллиты;
2) кремнисто-глинистые породы с повышенным содержанием глины (близкие
к аргиллитам);
3) смешанные породы;
4) низкорадиоактивные смешанные попроды;
5) силициты;
6) карбонаты.
Первый тип пород залегает в кровле баженовской свиты. Второй является переходным между аргиллитами и смешанными породами, встречается в кровле и подошве
баженовской свиты. Третий тип представлен примерно в равном количестве кремнистым, глинистым и карбонатным материалом. Четвертый тип – низкорадиоактивные
смешанные породы – характеризуется низкими показаниями ГК и залегает в средней
части баженовской свиты. Пятый тип – силициты, которые характеризуются высоким
содержанием кварца и низким глины и карбонатов – залегает в центральной части баженовской свиты. Шестой тип – тонкие слои карбонатов – встречается в нижней части
баженовской свиты, среди кремнисто-глинистых пород.
По диаграммам радиоактивного каротажа ГК и НК (водородосодержания W, %)
и электрометрии (БК) указанные шесть литотипов характеризуются следующими значениями:
1) БК – от 8 до 50 Ом∙м, ГК – от 9 до 28 мкР/ч, W – от 17 до 39%;
2) БК – от 11 до 160 Ом∙м, ГК – от 10 до 29 мкР/ч, W – от 23 до 42%;
3) БК – от 35 до 16000 Ом∙м, ГК – от 15 до 67 мкР/ч, W – от 26 до 44%;
4) БК – от 200 до 2650 Ом∙м, ГК – от 8 до 37 мкР/ч, W – от 26 до 41,5%;
5) БК – от 106 до 770 Ом∙м, ГК – от 9 до 27 мкР/ч, W – от 23 до 34%;
6) БК – от 64 до 228 Ом∙м, ГК – от 5 до 21 мкР/ч, W – от 17 до 33%.
По геофизическим характеристикам породы смешанного состава (литотип 3)
имеют высокие значения УЭС и повышенные ГК в отличие от аргиллитов (литотип 1),
что связано с их литологическими особенностями и высоким содержанием в них органического вещества (Сорг в глинисто-кремнистых породах 8,5-21%; в аргиллитах – 12%).
Литологические разности пород по ГИС. Для выявления связей геофизических характеристик проведен анализ распределений сигналов ГК, НК (водородосодержания W, %) и БК на интервале баженовской свиты.
Наиболее четко литотипы баженовской свиты выделяются на кросс-плоте БК и
ГК, где каждый охарактеризован своей областью без существенного пересечения
(рис.1а). Отмечается увеличение значений ГК и БК от аргиллитов (1) к кремнистоглинистым (2), а затем и к смешанным породам (3), по мере увеличения количества
кремнистого материала. В смешанных породах выделяются низкорадиоактивные смешанные породы, у которых значение ГК понижены относительно смешанных пород, а
значения БК лежат в том же интервале. Следует отметить, что силициты (5), содержащие небольшое количество глинистого материала, имеют низкие значения ГК (от 9 до
27 мкР/ч) при высоких значениях удельных сопротивлений по БК.
На кросс-плоте W и ГК заметно увеличение значений ГК по сравнению с W по
мере убывания количества глинистого вещества и увеличения кремнистой составляю145
© ГИ УрО РАН, 2013
щей в породе в литотипах 1, 2 и 3 (рис.1б). Карбонаты отдельной группой на этом
кросс-плоте не выделяются.
Рис.1. а) Кросс-плот БК и ГК; б) Кросс-плот W и ГК.
Условные обозначения: ο - аргиллиты, ▲ – кремнисто-глинистые породы,
□ – смешанные породы, ■ – низкорадиоактивные смешанные породы,
◊ - силициты, + - карбонаты.
Корреляционные разрезы. Апробация методики выделения литотипов по ГИС
с использованием керновых данных проведена на соседних четырех скважинах Салымского месторождения. Удалось выделить те же типы пород, структура залегания литотипов баженовской свиты не меняется (рис.2).
Рис.2. Корреляционный разрез по субширотному профилю.
Условные обозначения: 1 – аргиллиты, 2 – глинисто-кремнистые породы,
3 – смешанные породы, 4 – низкорадиоактивные смешанные породы, 5 – силициты.
146
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Через пять скважин построено два корреляционных профиля: субширотный и
диагональный (с северо-запада на юго-восток). Диаграммы приведены к абсолютным
отметкам и выстроены в соответствии с расстоянием по карте. На рисунке 2 представлен субширотный профиль, на котором границы баженовских литотипов практически
параллельны. В западном направлении наблюдается уменьшение толщины кремнистоглинистых пород в подошве баженовской свиты, что связано с уменьшением количества привнесенного глинистого материала. На диагональном профиле в отложениях
свиты особенных изменений по сравнению с предыдущим профилем не наблюдается.
В результате совместной интерпретации данных ГИС и керна разработана
методика выделения литотипов баженовской свиты выделено шесть литотипов,
выявлено квазисимметричное относительно силицитов строение баженовской свиты.
Применение методики на соседних скважинах позволило выделить те же типы пород с
той же структурой залегания пород баженовской свиты. Каждая скважина характеризуется своим диапазоном изменения параметров ГИС для пород баженовской свиты. Это
связано с тем, что физические параметры, которые мы видим на каротаже, зависят не
только от литологического состава, коллекторских свойств пород и степени
их насыщения нефтью, газом или водой, но и от свойств бурового раствора, диаметра
скважины, смещения прибора относительно оси скважины, пластовой температуры, от
времени между вскрытием пласта и каротажем, а также и от человеческого фактора –
калибровки прибора и последующей обработки каротажа.
1.
2.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Добрынин В.М. Проблема коллектора нефти в битуминозных глинистых породах
баженовской свиты / В.М. Добрынин // Известия Академии наук СССР, Серия геологическая. – № 3. – 1982. – С. 120-126.
Брадучан Ю.В. Баженовский горизонт Западной Сибири (стратиграфия, палеогеография, экосистема, нефтеносность) / Ю.В. Брадучан [и др.]. – Новосибирск: Наука,
1986. – 217 с.
О.О. Ким
ОАО «Варьеганнефтегаз», г. Нижневартовск
КОМПЛЕКСИРОВАНИЕ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ МЕТОДОВ ПРИ ПРОГНОЗЕ
КОНТУРА НЕФТЕНОСНОСТИ МЕСТОРОЖДЕНИЯ НЕФТИ И ГАЗА
Считается, что традиционным геофизическим методом, применяемым при поисках и разведке месторождений нефти и газа, является сейсморазведка. Но, несмотря на
то, что сейсморазведка позволяет решить ряд поставленных задач прогнозирования
геологии месторождения, вероятность подтверждения прогнозов недостаточно велика
[4].
В данной работе освещены результаты исследований по двум методам, – магниторазведка и радиометрия – каждый из которых основан на изучении эффектов, являющихся следствием третичной миграции. В силу неоднозначности обратной задачи
геофизики применение комплекса методов обладает достаточно высокой эффективностью.
Целью данной работы является прогнозирование залежей углеводородов на месторождении Х, включающее в себя построение физико-геологической модели залежи
углеводородов на основании ряда исследований, проведенных ранее, и накопленного
опыта, разработку и применение методики выделения аномалий, характерных для залежи углеводородов.
147
© ГИ УрО РАН, 2013
Важно отметить, что методики для выделения аномалий включают в себя не
только стандартный набор выделяемых характеристик, но и такие новые, не применявшиеся ранее атрибуты, как градиент частоты и коэффициент сложности. В то же время
данная работа является весьма значимой с практической точки зрения, так как представляет прогноз новых залежей углеводородов.
Утверждается, что над месторождением формируются три различные по характеристике геохимические зоны: нижняя, непосредственно связанная с локализацией
нефтегазоносного пласта-коллектора, средняя, охватывающая область над месторождением до границы зоны аэрации, и верхняя, имеющая распространение от свободной поверхности до границы зоны аэрации. Главное различие данных зон в окислительновосстановительных потенциалах пород. В частности, две нижние геохимические зоны
отличаются восстановительной обстановкой из-за насыщения пород легкой фракцией
углеводородов, обладающих, как известно, мощными восстановительными свойствами.
Восстановительные свойства среды убывают вверх по разрезу. Верхняя зона характеризуется преимущественно окислительной обстановкой вследствие проникновения в разрез хорошего окислителя атмосферного кислорода. На границе зоны аэрации возникает
окислительно-восстановительный барьер [4].
В верхней части разреза преобладают ферромагнитные минералы, в частности,
магнетит, грейгит, в некоторых случаях пирротин. Обогащение минералами железа
происходит вследствие усиленных окислительно-восстановительных реакций, что приводит к существенному возрастанию магнитных свойств в верхней части разреза. При
этом распределение железистых минералов носит неравномерный характер, увеличивая
дисперсию магнитных параметров верхней части разреза в целом.
Рис.1. Сводная физико-геологическая модель, основанная на существующих моделях
В.П. Меркулова, Г.Г. Номоконовой, В.М. Березкина, Ванга Пинга, Ли Жу Бо.
Большинство закономерностей в поведении радиоактивных элементов в седиментационном процессе может быть объяснено следующими причинами:
a) преимущественной миграцией калия и тория в твердом состоянии, в виде
частиц и взвесей, а урана в растворе;
b) высокой способностью радиоактивных элементов, в особенности U и Th,
сорбироваться на заряженной поверхности природных коллоидов;
c) способностью урана резко терять свою подвижность на восстановительных
барьерах [1].
148
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Существует целый ряд вариантов для выделения описанных процессов и аномалий. Исходя из геофизической модели месторождения (рис.1), аномалии можно разделить на два основных вида: аномалия типа «залежь» и аномалия типа «контур».
Аномалию типа «Залежь» можно выделить по характерным резким изменениям
магнитного поля, что отражается в повышении частоты. Из общего магнитного поля
вычитается фоновое поле для более точного расчета поля частот. Следующим этапом
производится расчет видимой частоты в окне размером с предполагаемую залежь
(рис.2.).
Рис.2. Частотный спектр
Другим атрибутом магнитного поля является дисперсия. Считается, что амплитуда изменений значения магнитного поля гораздо выше над залежью углеводородов,
нежели над породами ненасыщенными углеводородами. Аномально большие значения
амплитуды выделялись с использованием следующей формулы:
1 N
(1)
D = ∑ (∆Ti − ∆T ) 2 ,
N 1
где N – это количество измерений в окне, ∆Ti – это разница значения магнитного поля
между соседними значениями на i-ой позиции, ∆T – это среднее значение разниц магнитного поля между соседними значениями.
Следующим магнитным атрибутом был выбран коэффициент сложности. Этот
параметр в некоторой степени является аналогом атрибута «Дисперсия». Так же, как и
дисперсия, он характеризует амплитуду изменения магнитного поля, но учитывая длину шага измерений вместе с изменением магнитного поля, и считается по следующей
формуле:
∑1N (∆T 2 + ∆X 2 )
,
(2)
∑1N ∆X
где N – это количество замеров в окне,
– это разница значения магнитного поля
между соседними значениями на i-ой позиции, ∆X
– это шаг измерения (может
быть непостоянным).
Аномалии радиоактивного поля над залежью углеводородов имеют низкое среднее значение, что было выделено при помощи осреднения полей каждого из радиоактивных элементов и использования синтетической зависимости для нормировки поля
(рис.1).
Другая характерная для месторождения углеводородов аномалия – «Контур» –
выделялась на основе магнитных и радиоактивных полей так же, как и аномалия типа
«Залежь», но с применением иных атрибутов.
Для магнитного поля характерно увеличение частоты его изменения. На основе
этого утверждения был сделан вывод, что изменение частоты (или градиент) имеет
L=
149
© ГИ УрО РАН, 2013
максимальное значение на контуре залежи углеводорода. Данный атрибут, как и в случае выделения высоких частот, был построен на основе видимой частоты. (рис.2.)
Рис.3. Схематичная иллюстрация радиометрического профиля на примере Калия
Что касается полей радиоактивности построенных для радиоактивного изотопа
U и общей гамма-активности, то они имеют характерные увеличения в зоне контура
залежи.
С другой стороны, можно использовать не абсолютное значение поля радиоактивности, а относительное. Основываясь на утверждении, что поля радиоактивных изотопов имеют низкие значения над залежью углеводородов и высокие вне этих залежей,
то пересечение полем «нулевого» значения является признаком контура залежи. Данный атрибут применим ко всем полям радиоактивности.
На основе геофизических данных были построены карты атрибутов, каждый из
которых отражает те или иные характеристики месторождения и геофизических полей
этого месторождения.
После построения все карты по аномалиям типа «Залежь» и «Контур» были
суммированы и нормированы на единицу. В итоге были получены сводные карты или,
другими словами, комплексные атрибуты (рис.4, 5). На суммированной карте вероятности нахождения залежи достаточно четко выделяются две аномалии, помимо одной,
уже подтвержденной бурением. Что касается суммированной карты вероятности
нахождения аномалии типа «Контур», то она также позволяет выделить те же аномалии, что и на карте залежей.
Рис.4. Карта комплексного атрибута Аномалии типа «Залежь».
Пунктирная линия указывает на прогнозируемые аномалии
150
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Рис.5. Карта комплексного атрибута Аномалии типа «Контур».
Пунктирная линия указывает на прогнозируемые аномалии
Выполненная работа по прогнозам залежей углеводородов увеличивает вероятности нахождения залежей, и практически гарантирует места их отсутствия. В ходе работ, были выполнены комплексные атрибутные анализы геофизических исследований,
включающие в себя стандартный набор методик выделения аномалий – атрибуты, выделяющие высокие частоты, высокое значение дисперсии, низкие средние значения радиоактивных интенсивностей, пики на активностях урана и гамма-активности, зоны
пересечения среднего значения радиоактивности. Также были проведены анализы, которые можно отнести к новым видам исследования. Таковыми являются применение
атрибута «Коэффициент Сложности» и выделение высоких значений градиента частот.
Методики выделения аномалий были разработаны и осуществлены в виде программного пакета, который в дальнейшем может применяться для других месторождений и исследований.
Данная работа иллюстрирует эффективность применения комплексных геофизических методов при прогнозе залежей углеводородов.
1.
2.
3.
4.
5.
6.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Применение геофизических методов разведки для прямых поисков месторождений
нефти и газа / Под ред. Березкина В.M., Киричека М.А., Кунарева А.А. − М.:Недра,
1978. − 223 с.
Работа пользователя в Microsoft Excel 2010 / Под ред. Зудиловой Т.В., Одиночкиной С.В., Осетровой И.С. − СПб: НИУ ИТМО, 2012. − 619 с.
Применение геофизики при изучении месторождений нефти и газа / Под ред Меркулова В.П., Разина А.В., Чернова С.А. / Центр профессиональной переподготовки
специалистов нефтегазового дела ТПУ. − Томск, 2004. − 332 с.
Спектральные преобразования / Под ред Павленко М.А., Ромаданова В.М. − СПб.,
2007. − 160 с.
Использование макросов в Excel/ Под ред. Роман C.С.,, СПб., - 2004 г, 507 с.
Saunders D.F. Combined geologic and surface geochemical methods used to discover
Agaritta, Brady Creek, Selden, and New Year’95 Fields, Concho County, Texas, U.S.A.
/ D.F. Saunders [et al.] // Surface exploration case histories: Applications of geochemistry, magnetics, and remote sensing, D. Schumacher and L.A. LeSchack, eds., AAPG
151
© ГИ УрО РАН, 2013
7.
Studies in Geology No. 48 and SEG Geophysical References Series No. 11. − 2002. − p.
209–242.
Sikka D.B. Radiometric surveys of the Redwater oil field, Alberta: Early surface exploration case histories suggest mechanisms for the development of hydrocarbonrelated geochemical anomalies / D.B. Sikka, R.B.K. Shives // Surface exploration case histories:
Applications of geochemistry, magnetics, and remote sensing, D. Schumacher and
L.A. LeSchack, eds., AAPG Studies in Geology No. 48 and SEG Geophysical References
Series No. 11. − 2002. − p. 243–297.
Д.Ю. Князев,Т.В. Каллистова
Институт горного дела УрО РАН, г. Екатеринбург
ИССЛЕДОВАНИЕ ВЛИЯНИЯ ВЗРЫВНЫХ РАБОТ НА КРЕПЛЕНИЕ
ГОРИЗОНТАЛЬНЫХ ГОРНЫХ ВЫРАБОТОК
Тенденция увеличения удельного расхода ВВ и общей массы одновременно
взрываемых зарядов при проходке подземных горных выработок, особенно при увеличении глубины разработки, обуславливает повышенное сейсмическое воздействие на
устойчивость крепления выработок. Следовательно, исследование степени сейсмического воздействия проходческих взрывов на крепление выработок, выбор наиболее рациональных видов крепи и принятие оптимальных параметров отставания крепи от забоя имеет большое практическое значение.
Критерием оценки устойчивости горизонтальных горных выработок при воздействии сейсмических колебаний является скорость смещения массива, возникающая при
распространении сейсмической волны. Для определения данного показателя была разработана методика, позволяющая регистрировать скорость смещения массива (в закрепленной части – скорость смещения крепи) в нескольких точках.
На начальном этапе осуществляется изучение материалов по объекту: геологическая характеристика месторождения, план организации строительства, проект производства работ, планы горизонтов и другая техническая документация. При первичном
выезде на объект производится спуск в рудник с целью осмотра выработок. Для получения полной и достоверной информации о производимом промышленными взрывами
сейсмическом эффекте необходимо выполнить правильный выбор точек регистрации и
места расположения управляющего компьютера на объекте, обеспечивающее его сохранность от воздействия ударной волны. По возможности, на каждом из пунктов приема желательно регистрировать все три компоненты колебаний, либо при помощи трех
отдельных приборов, либо при помощи одного трехкомпонентного.
Следующим этапом является регистрация взрыва. Сейсмоприемники фиксируются в заранее определенных точках в горизонтальное положение при помощи встроенного в каждый датчик пузырькового уровня. Каждый сейсмоприемник соединен с
регистрирующим компьютером при помощи косы. После расстановки всех необходимых датчиков, измерительная система запускается на регистрацию взрыва. Регистрация
происходит в автоматическом режиме.
Обработка цифровых записей производится следующим образом. Поскольку
возможности используемой измерительной системы позволяют производить регистрацию практически неограниченной длительности, для надежности старт записи данных
производится за некоторое время до назначенного момента взрыва. Следовательно,
первым шагом в обработке является выделение из всей длины сейсмограммы только
участков, несущих полезную информацию. Далее каждый канал записи рассматривается отдельно.
152
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
На втором шаге обработки необходимо отфильтровать полученный сигнал. Чтобы получить частотный спектр сигнала, используется быстрое преобразование Фурье
(БПФ). С частотного спектра снимается значение преобладающей частоты, которое затем используется в расчетах. Затем осуществляется удаление сигнала с частотой выше
заданной – чаще всего выше 20 или 30 Гц. Поскольку с увеличением глубины выработок возрастает преобладающая частота, значение фильтруемой частоты каждый раз выбирается индивидуально. После проведенной фильтрации имеет место непосредственное считывание значения амплитуды отклонения рабочего элемента сейсмоприемника.
Амплитуда отклонения сигнала рассчитывается как разность между соседними минимумом и максимумом колебаний. Для дальнейших расчетов используется величина
максимальной амплитуды отклонения.
Максимальная скорость смещения в точке регистрации рассчитывается следующим образом:
А
(1)
U=
,10 −3 см / с,
К ⋅ 100
где А – максимальная амплитуда отклонения, К – коэффициент преобразования.
Коэффициент преобразования К зависит от типа сейсмоприемника и принимается из паспортных данных оборудования либо определяется экспериментально путем
сравнения с эталонным прибором.
В случае, когда регистрация на одной точке проводится по трем компонентам
поля – по направлениям Х, Y и Z, то суммарные величины максимальных скоростей
смещения рассчитываются как модуль вектора в декартовой системе координат:
U сумм = U Х2 + U Y2 + U Z2 .
(2)
При значительном удалении точек регистрации от источника колебаний дифференциация ступеней взрыва во времени в большинстве случаев невозможна. Поэтому
максимальные значения амплитуды на каждом из трех каналов группы приемников или
трехкомпонентного приемника могут быть зарегистрированы и затем взяты для расчетов в разные моменты времени. В приведенной выше формуле для определения суммарных величин скоростей смещения используются максимальные значения, и результат, соответственно, также оказывается максимально возможным. В действительности
же единомоментные суммарные значения скорости смещения оказываются немногим
ниже, чем рассчитанные.
Завершающим этапом методики по оценке устойчивости горизонтальных выработок, подвергшихся воздействию взрывных работ является сравнение полученных результатов с допустимыми значениями. Допустимая скорость колебаний определяется
устойчивостью конструкции и назначением сооружения.
Исследования сейсмического воздействия на устойчивость крепления горных
выработок при взрывах производились на Сафьяновском подземном руднике. Крепость
вмещающих пород на исследуемом участке шахты 12-14 по шкале
М.М. Протодьяконова, трещиноватость средняя, разнонаправленная. Для получения
информации о производимом промышленным взрывом сейсмическом эффекте были
выбраны пять точек регистрации на стенке выработки при проходке кольцевого штрека
на горизонте -40 м (рис.1).
Общая масса взрываемых зарядов при взрыве составила 152 кг. Наибольшее количество ВВ, взрываемое в одной группе замедления, 20,8 кг. По паспорту буровзрывных работ, были установлены 15 интервалов замедления (1÷6 шпуры τ=200 мс, 7÷53
шпуры разделены на группы с τ=1 с).
Для данного исследования применялись трехкомпонентные сейсмоприемники
GS-20DX, позволяющие фиксировать скорости сейсмических колебаний по трем
153
© ГИ УрО РАН, 2013
направлениям: Х, Y, Z. Значение X соответствует составляющей колебаний вдоль выработки, значение Y – поперек выработки, и Z для регистрации вертикальной составляющей колебаний. Сейсмоприемники 2, 4 и 5 были закреплены на монолитной бетонной крепи толщиной 20-25 см, сейсмоприемники 1 и 3 – на набрызг-бетонной крепи
толщиной 5-8 см (нумерация от забоя). Схема расстановки сейсмоприемников приведена на риcунке 2.
Рис.1. Поперечный разрез выработки
Рис.2. Схема расположения сейсмоприемников
По результатам обработки данных регистрации взрыва, представленным в таблице 1 и на рисунке 3, видно, что значение суммарной скорости смещения в точке регистрации 1 соответствует 0,86 см/с, в точках регистрации 2 и 3 наблюдается законо154
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
мерное снижение скорости колебаний, обусловленное удалением этих точек от эпицентра взрыва.
Таблица 1
Результаты регистрации взрывов трехкомпонентными сейсмоприемниками
Суммарные скороМаксимальные скорости смещения в точсти смещения,
Номер сейсмоприках регистрации, U, см/с
Uсумм,см/с
емника
X
Y
Z
XYZ
1
0,67
0,58
0,34
0,86
2
0,25
0,41
0,23
0,50
3
0,31
0,22
0,20
0,41
4
0,58
0,41
0,35
0,79
5
3,70
1,52
1,46
4,26
4,5
4,26
Суммарная скорость смещения
Uсумм, см/с
4
3,5
3
2,5
2
1,5
1
0,5
0,86
0,79
0,50
0,41
0
75
130
140
150
160
Расстояние от забоя
L, м
Рис.3. Кривая суммарных скоростей смещения
В наиболее удаленной от источника сейсмических колебаний точке расположения сейсмоприемника 5 значение суммарной скорости смещения в несколько раз выше
скоростей смещения точек, которые находятся ближе к взрываемому забою. Это объясняется тем, что сейсмоприемник был установлен в зоне прямого распространения сейсмической волны, в то время как точки регистрации 1, 2 и 3 защищены выработкой,
расположенной на пути распространения сейсмической волны.
Увеличение значения скорости смещения до 0,79 см/с в точке регистрации 4 по
отношению аналогичного параметра в точке 2 и 3 можно объяснить возмущениями от
прямого распространения сейсмических колебаний к точке 5.
Квершлаг и кольцевой штрек относятся к особо ответственным объектам со сроком службы более 10 лет. Допустимое значение скорости колебаний массива пород для
данного типа объектов при систематическом многократном сейсмическом воздействии
взрывных работ составляет 6 см/с [1]. Из чего можно сделать вывод, что технологические взрывы с такой массой ВВ, производимые при строительстве рудника с соблюдением всех установленных норм, не оказывают существенного влияния на крепление
подземных горных выработок, так как не вызывают повреждений, влекущих за собой
необходимость ремонта по техническим или эстетическим соображениям.
Обеспечение сейсмической безопасности подземных горных выработок при ведении взрывных работ можно рассчитать по методике М.И. Картузова и
Н.В. Паздникова [1, 2].
155
© ГИ УрО РАН, 2013
Сейсмобезопасное расстояние для подземных горных выработок определяется
по формуле:
r = B ⋅ 3 Qc , м,
(3)
где В – коэффициент, учитывающий условия взрывания, крепость пород, класс выработки и вид крепи; Qс – масса сосредоточенного заряда, приходящаяся на ступень
взрывания, кг; r – расстояние до ближней части заряда, м.
Коэффициент В рассчитывается следующим образом:
К1 ⋅ К 2
В=
(4)
,
U ⋅ К3 ⋅ К4
где К1 – коэффициент, учитывающий крепость взрываемых пород; К2 – коэффициент,
зависящий от количества обнаженных поверхностей и наличия экранирующих зон; U –
допустимая скорость смещения массива, см/с; К3 – коэффициент, учитывающий изменение допустимой скорости в зависимости от прочности пород в месте расположения
выработки; К4 – коэффициент, определяемый видом крепи.
Таким образом, для данных технических условий и параметров взрыва
наибольшее количество ВВ, взрываемое в одной группе замедления, 20,8 кг. Допустимое значение скорости колебаний массива пород для данного типа объектов при систематическом многократном сейсмическом воздействии взрывных работ 6 см/с. Коэффициент крепости пород 12-14, наличие двух обнаженных поверхностей – поверхность
забоя и компенсирующие шпуры, пробуренные в середине прямого вруба и среднее
значение коэффициента К4 для набрызг-бетонной и бетонной крепи.
В результате получаем сейсмобезопасное расстояние до ближней части заряда
13,23 м, т.е. на участке выработки от забоя и до рассчитанного расстояния скорость
смещения массива будет превышать 6 см/с. Соответственно рекомендуется крепление
массива на расстоянии не менее 15 м от забоя, отставание крепи не более 50 м согласно
инструкции по креплению и поддержанию капитальных, подготовительных, нарезных
и разведочных выработок сафьяновского подземного рудника.
Однако следует отметить, что данная методика М.И. Картузова разработана для
обеспечения сейсмобезопасной технологии ведения взрывных работ при добыче полезного ископаемого и не учитывает многих факторов, характерных для проходческих работ.
На текущем этапе исследования разработана методика регистрации сейсмических колебаний при технологических взрывах в шахтах. Вопрос о воздействии взрывных работ на устойчивость горизонтальных горных выработок требует дальнейших исследований.
Для будущих исследований ставятся следующие задачи:
1. Определение влияния других выработок, зон дробления и тектонических
нарушений на распространение сейсмических волн;
2. Определение безопасных расстояний для сохранности крепи;
3. Влияние криволинейных выработок на распространение сейсмических колебаний.
Исследование выполнено при поддержке Министерства образования и науки
Российской Федерации, соглашение № 8348 и интеграционного проекта Президиума
УрО РАН № 12-И-5-2050.
156
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
1.
2.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Картузов М.И. Методика обеспечения сейсмобезопасной технологии ведения
взрывных работ / М.И. Картузов, Н.В. Паздников. – Свердловск: Институт горного
дела МЧМ СССР, 1984. – 12 с.
Паздников Н.В. Сейсмобезопасность закрепленных горных выработок при взрывах
в шахтах / Н.В. Паздников, М.И. Картузов // Взрывное дело. – №85/42. – М.: Недра,
1983. – С. 219-228.
А.В. Козлова
ФГУП «Гидроспецгеология», г. Санкт-Петербург
АНАЛИЗ МАГНИТОТЕЛЛУРИЧЕСКИХ ДАННЫХ ПРОФИЛЯ MANAS
(КИРГИЗИЯ)
2005-2008 гг. совместными усилиями российских, американских (США), киргизских и китайских организаций и специалистов в рамках международной программы
«Геодинамика Тянь-Шаня» был осуществлен комплекс геофизических работ по трансекту MANAS (Middle AsiaN Active Seismic profiling) [4]. МТ-зондирования были выполнены сотрудниками Научной станции РАН в г. Бишкеке и геофизиков из Калифорнийского университета в Риверсайде под руководством проф. С. Парка. Основной участок выполненного профиля МТЗ находится на территории Киргизии, его длина –
240 км, южный участок профиля на территории Китая имеет длину 65 км. Регистрация
магнитного и электрического полей производилась с помощью измерительных систем
МТ-24 (ЭМИ, США) и MTU-5 (Феникс, Канада) в интервале частот от 0,38*103 до
0,11*10-2 в 50 пунктах. Средний шаг между пунктами зондирований составил 5–6 км
[3]. Ориентация измерительной установки МТЗ выполнялась по азимутам 0° и 90°, что
в системе географических координат соответствует широтному и меридиональному
направлению. Эти азимуты близки к направлениям простирания главных тектонических структур в регионе исследования. Земная поверхность в полосе профиля характеризуется сложным высокогорным рельефом. Превышения достигают 4700 м. Для удобства первичной интерпретации, профиль MANAS был разделен на 5 сегментов.
Первичный анализ азимутов главных направлений тензора импеданса проводился по методу Эггерса, позволяющего получить наименее искаженную неоднородностью
верхней части разреза информацию [6]. Качественный анализ кривых Эггерса дает первое представление о неоднородном геоэлектрическом строении рассматриваемой зоны.
На протяжении всего трансекта в магнитотеллурическом поле выделяются области высокого сопротивления (до 5000 Ом*м) в периоде от 10-2÷50 с наряду с проводящими
областями (100-500 Ом*м). Стоит отметить также, что начиная с южной части профиля
сопротивление верхних горизонтов земной коры существенно увеличивается с 50 Ом*м
на самом юге до 500-1000 Ом*м на севере.
В целях определения «геоэлектрической размерности» среды для каждой точки
зондирования на всем частотном диапазоне был определен параметр SKEW, величина
которого тем больше, чем ближе изучаемая среда к трехмерной [5]. В целом распределение параметра лежит в пределах 0,3÷0,9. Однако в пределах профиля выделились
участки с аномальным значением SKEW, где параметр выходит за пределы двумерности и составляет более 2,5. Анализ значений параметра позволяет сделать вывод, что в
целом среду регионального профиля можно считать квазидвумерной, но в ряде случаев
модель распределения геоэлектрических свойств усложняется наличием мощных разломов, зон разуплотнений, тектонических нарушений, а также влиянием рельефа дневной поверхности.
157
© ГИ УрО РАН, 2013
В результате предварительной интерпретации данных МТЗ были построены
псевдоразрезы кажущегося сопротивления. Из-за большого диапазона изменения сопротивления для наглядности разрезы представлены в логарифмическом масштабе
(рис.1).
Рис.1. Псевдоразрезы кажущегося сопротивления
Анализируя псевдоразрезы кажущегося сопротивления в целом, важно отметить,
что для профиля MANAS характерна неоднородная структура геоэлектрической среды.
Выделяются зоны резкой смены ориентации изолиний сопротивления, сопровождающиеся увеличением проводимости. Для каждого сегмента профиля, можно дать следующую краткую характеристику:
Part 1 условно можно разделить на два блока с резкой границей между пунктами
mns 210 и mns 211. Первый блок (от пункта зондирования mns 211 до mns 218) характеризуется высоким сопротивлением более 1000 Ом*м с субвертикальным распределением изолиний, во втором блоке (mns 201 – mns 210) сопротивление уменьшается до
0,1 Ом*м, изолинии распределяются субгоризонтально, в приповерхностной области
наблюдается увеличение кажущегося сопротивления до 100-150 Ом*м.
Участок профиля Part 2 имеет сложное строение верхних горизонтов литосферы,
сопротивление в пределах которых меняется от 102 до 103 Ом*м. Еще одной особенностью данного сегмента, является выделение в длиннопериодной составляющей в районе пунктов зондирования mns 527 и sss 524 двух проводящих областей, где сопротивление падает до 10 Ом*м.
Сегмент Part 3 разделяется на три области с последовательным уменьшением
кажущегося сопротивления: sss 533 – mns 539, где кажущееся сопротивление находится
в пределах 102-104 Ом*м; mns 540 – mns 544 где ρк составляет 10-100 Ом*м и проводящую область mns 545 – mns 548 с кажущимся сопротивлением находящимся в пределах
от 0 до 10 Ом*м.
158
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Part 4 условно разделен диагональной границей на два блока – проводящей с кажущимся сопротивлением, находящимся в пределах от 0 до 10 Ом*м и не проводящей
ρк изменяется от 102 до 103 Ом*м.
Среднее кажущееся сопротивление участка профиля Part 5 составляет 50 Ом*м.
Максимальное значение ρк приурочено к верхним горизонтам (mns 557-559; mns 560561) и, скорее всего, вызвано их неоднородным строением и влиянием рельефа. Необходимо отметить также, что выделенные в псевдоразрезах кажущегося сопротивления
приповерхностные объекты, нашли свое отражение в псевдоразрезах SKEW, где данный параметр увеличивается относительно среднефонового и составляет 0,5-0,8. Мощный блок проводящих пород отмечается в нижней части псевдоразреза в районе пунктов mns 560 и mns 561, кажущееся сопротивление здесь уменьшается до 10 Ом*м.
После построения псевдоразреза была предпринята попытка 1D-инверсии данных кажущегося сопротивления с последующим построением квазидвумерного разреза.
Одномерная задача была решена для всех кривых Эггерса, однако для интерпретации
была выбрана наиболее гладкая модель, построенная по данным эффективных кривых
зондирования (рис.2).
Рис.2. Геоэлектрическая квазидвумерная модель профиля MANAS
Строение профиля неоднородное. Одномерная интерпретация осложнена наличием ряда линейных, субвертикальных аномалий, резко отличающихся по амплитуде
кажущегося сопротивления, лежащей в пределах 1-10 Ом*м для низкоамплитудных и
1000-10000 Ом*м для высокоамплитудных аномальных зон. Данные результаты сложно интерпретировать с точки зрения геологических процессов, возможно, они частично
являются отражением сложного строения рельефа дневной поверхности.
В таких условиях некорректно ограничиваться решением одномерной задачи,
поэтому авторами работы был предложен и разработан новый алгоритм 2D-инверсии с
учётом рельефа, который позволил учесть влияние дневной поверхности не в момент
оформления модели, а непосредственно в ходе её вычисления. За основу решения прямой задачи в цикле алгоритма инверсии был взят модифицированный способ расчёта
методом сеток магнитотеллурических полей над двумерно-неоднородными средами [1,
2].
Важной характеристикой алгоритма является скорость сходимости в зависимости от числа итераций и устойчивость решения. Как видно из рисунка 3, сходимость
быстрая и ровная и, следовательно, решение устойчиво, как на тестовых моделях, так и
на реальных данных профиля MANAS.
159
© ГИ УрО РАН, 2013
Рис.3. Зависимость скорости сходимости от количества итераций
для теоретической модели (1) и данных профиля MANAS (2)
Для расчётов 2D-инверсии профиль MANAS был разбит на три части. В итоге,
для первой части разреза rms составила 0,15, для второй – 0,1, для третьей – 0,05
(рис.4).
Рис.4. Геоэлектрическая двумерная модель профиля MANAS
Анализируя полученную геоэлектрическую модель, можно выделить следующие структурные элементы разреза:
1. Таримская платформа характеризуется сравнительно одномерным строением, сопротивление в пределах данной области составляет 100-1000 Ом*м.
Однако, верхняя часть разреза осложнена наличием проводящей зоны с сопротивлением 10-50 Ом*м.
2. Зона сопряжения Таримской платформы и Тянь-Шаня выделяется неоднородным строением с линейными областями пониженного сопротивления до
160
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
3.
1.
2.
3.
4.
5.
6.
100 Ом*м, по-видимому, относящимися к зонам тектонических нарушений,
на фоне блоков с сопротивлением 1000-1500 Ом*м.
Геоэлектрическое строение Центрального Тянь-Шаня неоднородно, в разрезе выделяются субвертикальные зоны аномально низкого сопротивления.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Варданянц И.Л. Расчёты методом сеток магнитотеллурических полей над двумерно-неоднородными средами (часть I) / И.Л. Варданянц // Вопросы Геофизики. –
Вып.27. – Ленинград, 1978. – С. 36-40.
Варданянц И.Л. Расчёты методом сеток магнитотеллурических полей над двумерно-неоднородными средами (часть II) / И.Л. Варданянц // Вопросы Геофизики. –
Вып.28. – Ленинград, 1979. – С. 155-163.
Рыбин А.К. Магнитотеллурические и сейсмические исследования по трансекту
МАNAS (центральный Тянь-Шань) / А.К. Рыбин // Вестник ВГУ, серия: геология. –
2010. – № 1, январь-июнь.
Щелочков Г.Г. Исследования глубинного строения Центрального Тянь-Шаня по
геофизическому трансекту MANAS / Г.Г. Щелочков [и др.] // Геодинамика внутриконтинентальных орогенов и геоэкологические проблемы: материалы 4-го Международного Симпозиума, г. Бишкек, 15–20 июня 2008 г. – Бишкек: Научная станция
РАН, 2008. – C. 188.
Bahr K. Interpretation of magnetotelluric impedance tensor; regional induction and local
telluric distortion / K. Bahr // J. Geophys. – 1988. – V. 62. – P. 119–127.
Eggers D.E. An eigenstate formulation of the magnetotelluric impedance tensor /
D.E. Eggers //Geophysics. – 1982. – V. 47. – P. 1204–1214.
Я.В. Конечная1,2
1
Геофизическая служба РАН, г. Архангельск
2
Институт экологических проблем Севера УрО РАН, г. Архангельск
АНАЛИЗ ЗАПИСЕЙ РЕГИОНАЛЬНЫХ И ЛОКАЛЬНЫХ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ
ПО ДАННЫМ СЕЙСМИЧЕСКОЙ СТАНЦИИ «ЗЕМЛЯ ФРАНЦА-ИОСИФА»
Сейсмологический пункт на арх. Земля Франца-Иосифа с одноименным названием был открыт в сентябре 2011 г. [1]. Изначально на о. Земля Александры запущено
в тестовую эксплуатацию два комплекта сейсмических датчиков, разнесенных друг от
друга на расстояние 250 м. После года успешного функционирования аппаратуры в тяжелых арктических условиях, было принято решение об установке дополнительной
сейсмической станции. Так, в августе 2012 г. установлен комплект широкополосной
аппаратуры отнесенной примерно на 800 м от двух предыдущих пунктов установки.
Таким образом, пункт стационарных сейсмических наблюдений «Земля ФранцаИосифа» (c/c ZFI) представляет собой систему из трех комплектов сейсмостанций:
один короткопериодный вариант (ZFI2) и два широкополосных (ZFI и ZFI3).
В целом, пространственное распределение региональных землетрясений происходит в районе архипелага Шпицберген в проливе Стур-Фьорд, что подтверждается
данными сейсмологической службы NORSAR. Часть событий лоцируется вдоль хребта
Гаккеля. Полученные сейсмические записи за период работы станций позволили подтвердить наличие сейсмичности в районе желоба Франц-Виктории и сделать первые
выводы об особенностях сейсмического режима континентального склона Евразии в
пределах архипелага Земля Франца-Иосифа, подчеркивая тем самым уникальность и
значимость станций ZFI при изучении сейсмичности Арктики.
161
© ГИ УрО РАН, 2013
В зависимости от географического положения эпицентра записи землетрясений
имеют свои особенности. Землетрясения, происходящие в районе арх. Шпицберген
(рис.1), находятся на эпицентральных расстояниях ∆≈6° и имеют уровень минимальной
магнитуды ML≈2,3. Вступления фаз объемных волн (P и S) на сейсмограммах выделяются уверенно, как по исходному сигналу, так и с помощью высокочастотных фильтров. Однако, начало поверхностных волн на горизонтальных составляющих, как правило, трудно выделить из-за маскировки их волнами S, имеющими на коротких расстояниях большие амплитуды [2]. Для выделения начала поверхностной волны требуется
фильтрация в полосе частот, смещенной в более низкую область (например, 0,4–
0,8 Гц).
Очевидно, что наличие поверхностных волн можно предполагать только на записях широкополосных датчиков (на рис.1 – ZFI). На короткопериодных каналах (ZFI2)
лучше выделяются объемные волны. В указанном примере выделение фаз P и S по записям ZFI2 проведено без фильтрации. Локация эпицентров этих событий максимально
упрощена в результате использования качественных записей сейсмической группы
SPITS, близко расположенной к эпицентрам сейсмических событий. Отметим, что данные об эпицентрах подавляющего большинства землетрясений из района
арх. Шпицберген отражены в каталоге норвежской сейсмологической службы
NORSAR.
Землетрясения, произошедшие в районе океанического хребта Гаккеля, по виду
волновых форм условно можно разделить на два типа. К первому типу относятся события, произошедшие северо-западнее относительно арх. Земля Франца-Иосифа. Фазы P
и S объемных волн выделяются по стандартным фильтрам, используемым для региональных землетрясений (2–8 Гц, 3–6 Гц, 6–10 Гц и др.). Главной особенностью записей
землетрясений из этого региона является наличие на сейсмограммах так называемой Tфазы. Пример подобного землетрясения показан на рисунке 2.
Рис.1. Пример записи регионального землетрясения на ZFI,
произошедшего 07.02.2012 г. в районе арх. Шпицберген
(t0=23:37:04.1, φ=77,13°с.ш., λ=8,45°в.д., ML=4,4)
162
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Рис.2. Пример записи регионального землетрясения на с/с ZFI2, произошедшего
26.05.2012 г. в районе арх. Шпицберген (φ=86,04°с.ш., λ=30,80°в.д., mb=5.2) и амплитудный спектр Т-фазы в сравнении с микросейсмическим фоном
Рис.3. Пример записи регионального землетрясения на с/с ZFI2 (короткопериодные каналы), произошедшего 13.12.2012 г. в районе хр. Гаккеля
(φ=80,75°с.ш., λ=121,49°в.д., mb=5.7)
Условия формирования этих волн в настоящее время выяснены лишь в первом
приближении. Известно, что возбуждаемые землетрясениями объемные волны, достигая дна океанов, порождают в водной толще гидроакустические волны, распространяющиеся к поверхности в близвертикальном направлении [3]. Гидроакустические волны
могут затухать довольно быстро (на расстояниях до нескольких десятков километров),
а также распространяться без особых потерь на значительные расстояния [3]. Стоит от163
© ГИ УрО РАН, 2013
метить, что Т-фаза регистрируется также и на записях сейсмической группы SPITS. Более подробный анализ записей Т-фазы показал, что ее длительность составляет порядка
трех минут; огибающая описывает сначала плавное нарастание амплитуды, а затем
плавный ее спад; спектральный анализ выявил наличие высокочастотной компоненты в
спектре Т-фазы. Диапазон частот, присутствующих в Т-фазе, согласно рисунку 2, достаточно широк – от 0,7 до 8 Гц, что, в целом, соответствует представлениям о природе
гидроакустических волн.
Второй тип событий, происходящих в районе хребта Гаккеля, не содержит на
записях Т-фазу. Их эпицентры лоцируются северо-восточнее арх. Земля ФранцаИосифа. На сейсмограммах удалось выделить лишь фазы объемных волн с использованием стандартных фильтров. Отсутствуют также и поверхностные волны, наблюдающиеся при землетрясениях с арх. Шпицберген. Пример волновых форм представлен на
рисунке 3. Обработка записей данного типа событий осложнена тем, что эпицентры
находятся на удаленном расстоянии от сейсмической группы SPITS, и не всегда представляется возможным иметь качественные данные этой станции.
Локальные землетрясения на записях сейсмической станции ZFI уверенно выделяются как на исходном сигнале, так и с помощью фильтров 6–10 Гц и 8–12 Гц. Амплитуда первого вступления Р-волны меньше амплитуды вступления волны S, в отличие от записей региональных землетрясений, где амплитуды Р и S-волн довольно значительны. Поверхностных волн на записях станции не наблюдается. Пример волновых
форм локального землетрясения показан на рисунке 4.
Рис.4. Пример записи локального землетрясения, произошедшего 13.11.2011 г.
в районе арх. Земля Франца-Иосифа
Для уточнения координат эпицентра были привлечены данные сейсмических
группы SPITS (на арх. Шпицберген) и ARCES (на севере Норвегии), принадлежащие
норвежской сети NORSAR. Как было сказано ранее, все эпицентры локальных землетрясений распределяются вдоль склона океанического шельфа.
Анализируя результаты обработки данных сейсмологического пункта ZFI, можно сделать заключение о значимости его включения в Архангельскую сеть, поскольку
из-за своего выгодного расположения относительно очагов землетрясений он способен
кардинально изменить ситуацию в сейсмическом мониторинге Арктики. Во-первых,
164
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
сейсмологический пункт расположен от эпицентров сейсмических событий на максимально близких расстояниях. Во-вторых, уникальное расположение позволяет в равной
степени качественно регистрировать события как с западной, так и с восточной части
хребта Гаккеля, мониторинг сейсмичности которого вызывает наибольшие затруднения
ввиду слабости происходящих событий и удаленного расположения принимающих
станций.
Автор выражает благодарность за научные консультации к.ф.-м.н. Елене Олеговне Кременецкой.
Работа выполнена при частичной поддержке: гранта РФФИ № 11-05-98800р_север_а, гранта в рамках реализации ФЦП «Научные и научно-педагогические кадры
инновационной России» на 2009 – 2013 гг. Соглашение № 8331; научного проекта молодых ученых и аспирантов УрО РАН № 13-5-НП-272 «Изучение сейсмического режима западной части Арктики» (рук-ль к.т.н. А.Н. Морозов).
1.
2.
3.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Антоновская Г.Н. Установка и первые результаты работы сейсмической станции
ZFI на архипелаге Земля Франца-Иосифа / Г.Н. Антоновская [и др.] // Физический
вестник Института естественных наук и биомедицины САФУ: сборник научных
трудов. – Вып.10. – Архангельск: КИРА, 2011. – С. 31-38.
Инструкция о порядке производства и обработки наблюдений на сейсмических
станциях единой системы сейсмических наблюдений СССР. – М.: Наука, 1981. –
272 с.
Соловьев С.Л. Регистрация фаз Т в сигналах землетрясений северо-западной части
Тихого океана / С.Л. Соловьев [и др.] // Вулканология и сейсмология. – 1980. – № 1.
– С.60-69.
И.К. Константинов1, А.А. Яковлев2, А.Е. Васильева3,
К.В. Елизаров3, К.М. Константинов1,2
1
Институт земной коры СО РАН, г. Иркутск
2
Научно-исследовательское геологоразведочное предприятие
АК «АЛРОСА» ОАО, г. Мирный
3
Институт геологии алмаза и благородных металлов СО РАН, г. Якутск
ПЕТРОФИЗИЧЕСКИЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ СТРУКТУРНО-ВЕЩЕСТВЕННЫХ
КОМПЛЕКСОВ НИЖНЕОЛЕНЕКСКОГО АЛМАЗОНОСНОГО РАЙОНА
(СЕВЕРО-ВОСТОК СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ)
Задача поисков коренных месторождений алмазов на северо-востоке Сибирской
платформы (территория между Анабарским щитом и Оленекским поднятием), которые
служат источниками многочисленных россыпей, является актуальной для геологоразведочного комплекса АК «АЛРОСА». При этом магниторазведка остается одним из
основных методов решения поставленной задачи. Для изучения геологического строения и интерпретации данных магниторазведки необходимо получить петрофизические
характеристики горных пород верхней части разреза (ВЧР), развитых на территории
Нижнеоленекского алмазоносного района.
В геологическом строении ВЧР Нижнеоленекского района принимают участие
кимберлиты (трубки, дайки) и базиты (силлы, дайки) среднепалеозойского и мезозойского возраста, которые прорывают известняки, алевро-песчаники, мергели раннего
кембрия (рис.1) [5]. Перечисленные горные породы стали объектами настоящих петро165
© ГИ УрО РАН, 2013
физических исследований, которые являются продолжением проведенных ранее работ
по изучению траппов р. Уджа (Уджинское поднятие) [4].
Рис.1. Схема участка петрофизических работ (Нижнеоленекский алмазоносный район)
Для изучения петромагнитных характеристик горных пород были проведены
полевые работы по отбору ориентированных образцов из коренных обнажений
рр. Куойука, Сектелях и Оленек. Ориентировка на образцы наносилась с помощью горного компаса в современной и/или древней системах координат [6]. Кроме того, базиты
опробовались на геохимические и петрографические исследования. Из образцов изготавливались по два-три кубика с ребром 20 мм, шлифы и др.
Лабораторные петрофизические измерения объемной плотности σ, магнитной
восприимчивости æ и векторов естественной остаточной намагниченности (ЕОН) In
выполнены, соответственно, на весах ВМК-4001 (Россия), каппа-мосте MFK1-FA и
спин-магнитометре JR-6 (Чехия).
Статистическая обработка и расчет производных параметров (склонение D и
наклонение J вектора In, вектора индуктивной Ii=æH и суммарной I=In+Ii намагниченностей, коэффициент Кенигсбергера Q=In/Ii) проведены по программам Statistica-6 [1]
и OPAL-3 [3], позволяющим рассчитывать дескриптивные характеристики для нормального и логнормального законов распределения физических параметров как на
плоскости, так и на сфере (табл.1, рис.2, 3).
166
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Таблица 1
Распределение петрофизических параметров основных структурно-вещественных
комплексов Нижнеоленекского алмазоносного района
In (ε),
№
σ (s),
æ (ε),
D, J,
Q (ε),
Объект, возраст
N
n
10-3
α, º
3
-5
пп
кг/м
10 СИ
º
º
ед.
А/м
Долериты, силл,
2920
2054
2916
2,82
1
149
219
140 83 3,4
Р2-Т1
(20)
(1,02)
(1,04)
(1,05)
Долериты, дайки,
2910
1928
7839
8,37
2
48
83
60 77 5,8
Р2-Т1
(3)
(1,06)
(1,06)
(1,11)
2130
132
394
6,14
3 Туфы, Р2-Т1
8
21
156 81 6,1
(30)
(1,29)
(1,51)
(1,23)
2813
1550
1,13
4
68
11 54 3,6
(1,04)
(1,04)
(1,04)
Долериты, дайки,
2940
69
Д3-С1
(60)
2015
1248
1,28
5
34
12
10,0
(1,08)
(1,08)
25
(1,04)
Кимберлиты,
2680
273
63
0,47
6 трубка Обнажен- 15
40
341
16,5
(17)
(1,16)
(1,18)
47
(1,17)
ная
Кимберлиты,
2660
97
28
0,59
7
16
14
323
28,4
трубка Русловая
(9)
(1,12)
(1,19)
39
(1,16)
Кимберлиты,
2670
8204
5773
1,47
8
5
17
180 86 10,5
дайка Великан
(90)
(1,22)
(1,23)
(1,15)
2660
5
1
0,4
9 Осадки, Cm1
154
310
350 62 2,4
(4)
(1,04)
(1,05)
(1,04)
464
806
Примечание: N и n – количество, соответственно, штуфов и выпиленных их них кубиков; σ – среднее арифметическое значение объемной плотности; æ, I, Q – средние геометрические значения, соответственно, магнитной восприимчивости, ЕОН, коэффициента Кенигсбергера; s (ε) – ошибка среднего арифметического (среднего геометрического); D и J – средние склонение и наклонение вектора ЕОН, α – радиус овала доверия
рассеивания векторов ЕОН с вероятностью 95%.
По значениям петрофизических параметров горные породы Нижнеоленекского
района сильно дифференцированы. Вмещающие породы раннего кембрия практически
немагнитные (строка 9 в табл.1), поэтому большинство магматических образований на
их фоне будут выделяться в магнитном поле положительными аномалиями разной интенсивности. Исключение составляют обратно намагниченные дайки долеритов среднего палеозоя (строка 5 в табл.1), фактор Q которых превышает 1. Как ни странно, относительно повышенными значениями магнитных параметров характеризуются не разновозрастные долериты, а кимберлиты дайки Великан (строка 8 в табл.1, рис.3).
В гравитационном поле кимберлиты, рвущие осадочные образования раннего
кембрия, проявляться не будут, поскольку разница значений их объемной плотности
несущественна. Положительные гравитационные аномалии, как правило, соответствуют среднепалеозойским (строки 4 и 5 в табл.1) и пермотриасовым долеритам (строки 1
и 2 в табл.1), а отрицательные – туфам пермотриаса (строка 3 в табл.1).
На диаграмме æ, In и Q (рис.3) фигуративные точки долеритов образуют единое
облако рассеивания с ранее полученными данными по базитам р. Уджа [4]. Изученные
пермотриасовые долериты (силлы, дайки) по фактору Q хорошо согласуются с положительно намагниченными долеритами р. Уджа. С другой стороны, согласно петрогеохимическим данным силлы и дайки долеритов пермотриаса коррелируются с траппами
167
© ГИ УрО РАН, 2013
востока Тунгусской синеклизы, относящимся к I петрохимическому типу базитового
магматизма Западной Якутии [2]. Более поздние фазы базитового магматизма на участке не установлены.
Рис.2. Гистограммы распределения объемной плотности основных структурновещественных комплексов Нижнеоленекского алмазоносного района
168
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Рис.3. График распределения магнитных параметров (æ, In и Q) основных
структурно-вещественных комплексов Нижнеоленекского алмазоносного района
В то же время, фигуративные точки среднепалеозойских долеритов совпадают с
отрицательно намагниченными долеритами и трахидолеритами пермотриаса. Поскольку среднепалеозойские дайки долеритов имеют как положительную, так и отрицательную полярность векторов ЕОН, это свидетельствует об относительной продолжительности процессов их внедрения, протекающих в периоды инверсии магнитного поля
Земли.
Исследования по изучению петромагнетизма структурно-вещественных комплексов северо-востока Сибирской платформы с целью поисков коренных месторождений алмазов продолжаются.
1.
2.
3.
4.
5.
6.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Боровиков В.П. STATISTICA: искусство анализа данных на компьютере. Для профессионалов / В.П. Боровиков. – СПб.: Питер, 2001. – 658 с.
Васильева А.Е. Трапповый магматизм зоны сочленения Тунгусской синеклизы и
Анабарской антеклизы / А.Е. Васильева [и др.] // Наука и образование. – 2006. – №
4. – С. 40-44.
Винарский Я.С. Автоматизированная система обработки палеомагнитных данных
ОПАЛ / Я.С. Винарский, А.Н. Житков, А.Я. Кравчинский // ВНИИ экон. минер.
сырья и геологоразвед. работ. – М.: ВИЭМС, 1987. – 86 с.
Константинов К.М. Палеомагнитные исследования раннемезозойских базитов
р. Уджа (северо-восток Сибирской платформы) / К.М. Константинов [и др.] //
Литосфера. – 2012. – № 3. – С. 80-98.
Тектоника, геодинамика и металлогения территории Республики Саха (Якутия). −
М.: МАИК «Наука/Интерпериодика», 2001. – 517 с.
Палеомагнитология / Под ред. Храмова А.Н. – Л.: Недра, 1982. – 312 с.
169
© ГИ УрО РАН, 2013
М.В. Косовягина, П.П. Горских
Воронежский государственный университет, г. Воронеж
ДЕТАЛЬНЫЕ ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ ПРИ ИЗУЧЕНИИ
КУРГАНОВ ВОРОНЕЖСКОЙ ОБЛАСТИ
В последнее время методы геофизики стали активно использоваться не только
для поисков полезных ископаемых, но и для решения инженерных задач и поиска локальных объектов [1, 2, 3]. Примером подобного рода исследований являются результаты изучения курганов центральной части Воронежской области, относящихся к бронзовому веку. Геофизические работы были выполнены на двух участках предполагаемых археологических раскопок курганов в районе транспортной развязки трассы М-4
«Дон» при повороте на г. Лиски (рис.1). Целью проведённых исследований являлось
определение строения верхней части разреза двух курганов и определение глубины залегания возможных объектов археологических раскопок. В задачи исследования входила также оценка безопасного проведения раскопок в плане детализации пространственного положения силовых и связных кабелей, осложняющих археологические работы.
Рис.1. Участки работ на трассе М4 «Дон»
На исследуемых участках были проведены:
− детальные магниторазведочные работы с целью выделения намагниченных
объектов в верхней части разреза насыпного грунта курганов;
− детальные электроразведочных работы методом симметричного электропрофилирования (СЭП) с целью выделения аномалий проводимости пород
грунта курганов и картирования возможных неоднородностей их строения;
− детальные электроразведочные работы методом вертикальных электрических зондирований (ВЭЗ) с целью определения мощности насыпного грунта
курганов.
При проведении полевых наблюдений использовался магнитометр POS-1 и магнитометр МИНИМАГ для измерения вариаций модуля вектора магнитного поля. Электроразведочные работы выполнялись с помощью генератора АНЧ-3 и электроразведочного измерителя «Теллур».
Результаты построения высокоточных карт магнитных аномалий на участках работ показаны на рис.2.
170
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Рис.2. Аномальное магнитное поле участка кургана 1 (а) и кургана 2 (б)
Данные, полученные в результате качественной и количественной интерпретации наблюдённых магнитных аномалий, позволили сделать выводы о примерном строении участков работ предполагаемых археологических исследований. Было установлено, что в теле кургана 1 отсутствуют крупные, сильно намагниченные техногенные
объекты. Формы некоторых аномалий, а также их размеры, которые соизмеримы с размерами захоронений, позволяют предположить, что их природа обусловлена археологическими объектами. Возможно, на этих участках был изъят грунт с целью захоронения останков. Глубина залегания выявленных объектов по данным интерпретации составляет в среднем от 0,8-1 м до 1,5-1,8 м. В южной части участка установлено наличие
кабеля связи (по вытянутой положительной магнитной аномалии).
Аномальное магнитное поле кургана 2 (рис.2б) имеет более сложную структуру
по сравнению с полем кургана 1 (рис.2а), что частично обусловлено наличием техногенных источников магнитного поля, поскольку курган 2 не так давно являлся точкой
расположения опорного тригопункта. Установлено несколько локальных аномалий, вызванных источниками с глубиной залегания в среднем 0,5-0,7 м, внимания заслуживает
обширная положительная аномалия в центре участка. Эти аномалии могут быть вызваны техногенными объектами, которые, вероятно, являются обломками разрушенного
старого триангуляционного пункта.
Рис.3. Геоэлектрический разрез по данным ВЭЗ. Значения сопротивления пород:
1 – ρк=18 Ом∙м; 2 – ρк=26-32 Ом∙м; 3 – ρк=13-19 Ом∙м; 4 – ρк=34-42 Ом∙м.
По результатам электрических зондирований с малыми разносами в пределах
участков установлены примерные мощности слоя почвенного грунта и даны оценки
мощностей приповерхностных пород (рис.3). На участке кургана 1 по данным ВЭЗ бы171
© ГИ УрО РАН, 2013
ли определены мощности нижележащих слоёв. Мощность слоя, залегающего под почвой, предположительно образованная насыпным суглинком, слагающим тело кургана,
составляет от 0,5 до 1,5 м. Ниже этого слоя залегают низкоомные пески и суглинки,
формирующие ненарушенное ложе кургана. Мощность данного слоя колеблется от 2,5
до 6,5 м. Ниже по разрезу залегают коренные осадочные породы чехла с сопротивлением около 40 Ом∙м.
Данные электропрофилирования, приведённые на рис.4, позволили зафиксировать изначальные контуры кургана, а также области сноса его насыпного грунта. Расползание насыпного грунта происходило за счёт его размыва осадками и многократной
современной распашки. В результате произошло неравномерное перемещение грунта
из тела кургана на изначально окружавший его почвенный (чернозёмный) слой. Отложения кургана 2 отличаются от отложений кургана 1 по геоэлектрическим характеристикам. В значительной степени на них сказался современный облик кургана, поскольку на нём располагался триангуляционный пункт, то курган не был распахан, и геоэлектрический разрез мало отличается от того, каким он был сформирован при заложении кургана. Однако, северная периферийная часть кургана срезана и представляет собой уступ высотой порядка 1,5 м. Это обстоятельство сказалось на регистрируемых
электроразведкой значениях кажущегося сопротивления пород. Помимо уступа в северной его части тело кургана было существенно изменено при установке триангуляционного пункта, точнее, при заливке его бетонного основания и основания репера,
обычно имеющего большой объем. Тем не менее, южную часть изначального контура
кургана можно предполагать установленной достоверно по аномальному поведению
кажущегося сопротивления пород, полученного при исследованиях методом СЭП.
Рис.4. Результаты электропрофилирования на участках кургана 1 (а) и кургана 2 (б)
Комплексный анализ геофизических данных, результаты которого приведены в
обобщённом виде на рис.5, позволил наметить некоторые основные соотношения между аномальными полями, полученными различными методами. В рамках такого анализа использовалось качественное сочетание аномальных признаков геофизических полей, обеспечивающих наиболее вероятное обнаружение искомых неоднородностей,
предположительно связанных с археологическими артефактами. Помимо этого по данным геофизических наблюдений удалось проследить тенденции в положении пространственных границ и глубины искусственного ложа курганов, что имеет значение
при производстве археологических раскопок на исследуемых объектах.
172
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Рис.5. Схемы геофизических аномалий: (а) – курган 1; (б) – курган 2.
Условные обозначения: 1 – предполагаемая граница расположения кургана; 2 – область
сноса насыпного грунта кургана; 3 – контуры положительных магнитных аномалий;
4 – контуры отрицательных магнитных аномалий; 5 – контуры положительных аномалий кажущегося сопротивления; 6 – контуры отрицательных аномалий кажущегося сопротивления; 7 – северная граница разрушения кургана 2;
8 – аномальные области по комплексу геофизических параметров.
Работы в данном направлении планируется продолжить. Для изучения
магнитных свойств насыпного грунта курганов будут проведены измерения магнитной
восприимчивости образцов грунтов, представленных в разрезе курганов и на
поверхности участков работ, чтобы впоследствии построить физико-геологическую
модель строения курганов степной и лесостепной части Центрально-чернозёмного
региона.
Авторы выражают благодарность сотрудникам кафедры геофизики:
профессору В.Н. Глазневу, доцентам А.А. Аузину и В.И. Жаворонкину за курирование
исследований по данному направлению, а также студентам А.Ю. Доманину и
Е.П. Хорохордину за помощь в проведении полевых работ.
1.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Кошелев И.Н. Магнитная разведка археологических памятников / И.Н. Кошелев. –
Киев, 2005.
173
© ГИ УрО РАН, 2013
2.
3.
Модин И.Н. Электроразведка в технической и археологической геофизике: автореф. дис. доктора техн. наук. – М., 2010. – 48 с.
Смекалова Т.Н. Магнитная разведка в археологии / Т.Н. Смекалова, О. Восс,
А.В. Мельников // Frederiksberg. – СПб, 2007. – 74 с.
Е.В. Лисунов
ГС РАН, г. Владивосток
О РЕГИСТРАЦИИ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ НА МЫСЕ ШУЛЬЦА В 2012 ГОДУ
С ИСПОЛЬЗОВАНИЕМ ГРАВИМЕТРА «GPHONE»
Основными направлениями современной гравиметрии [1], считаются:
Изучение геологического строения земной коры, поиски и разведка полезных ископаемых. Гравиметрические данные широко используют при региональных исследованиях, тектоническом районировании и выделении участков, перспективных
на полезные ископаемые и рекомендуемых для постановки более детальных геофизических работ. Наибольший объем гравиметрических работ выполняется при поисках нефтяных и газовых месторождений. Большую роль гравиметрические методы играют также при поисках и разведке рудных полезных ископаемых.
2. Решение геодезических задач. Гравиметрические данные используют при изучении
фигуры Земли и обработке геодезических материалов триангуляций, высокоточных
нивелировок и астрономических определений.
3. Изучение планетарного строения Земли. По гравиметрическим данным можно судить о распределении массы в теле Земле и прежде всего в земной коре.
В более узких рамках гравиметрия используется для решения конкретных задач,
результаты гравиметрических измерений привлекаются, например, для изучения такого
явления как землетрясение [1-6].
На Дальнем Востоке Российской Федерации в 2010-2011 гг. с целью оценки возможностей регистрации землетрясений высокоточными гравиметрами, сотрудниками
Геофизической службы РАН проводились специальные наблюдения гравиметром CG-5
AutoGrav канадской фирмы «Scintrex». Некоторые особенности этих измерений отражены в статье [2].
В 2012 году у сотрудников Геофизической службы РАН и ДВФУ (Дальневосточный Федеральный Университет) появилась возможность провести аналогичные
исследования по регистрации землетрясений гравиметром нового типа gPhone компании Micro-g LaCoste.
Наблюдения проводились на мысе Шульца с 22 июня по 31 декабря 2012 года,
запись гравиметром производилась совместно с регистрацией сейсмических волн
CMG-3TB – трехкомпонентным сейсмометром, состоящим из трех датчиков, собранных в герметичном скважинном зонде, разработанном для использования в скважинах с
диаметрами обсадной трубы от 127 до 229 мм.
При оценке возможностей регистрации сигналов землетрясений гравиметром
было обращено внимание на магнитуды землетрясений, глубины их очагов, расстояния
от места регистрации. Кроме этого, запись регистрируемого сигнала сравнивалась с записью этого же сигнала сейсмометром.
За время наблюдений было зарегистрировано 105 землетрясений, из них 15 материковых, 90 подводных. Магнитуда зарегистрированных землетрясений составляла
от 4,7 до 7,9, глубина их очагов изменялась от 10 км до 580 км, расстояния от места регистрации составляли от 390 до 15300 км.
1.
174
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Самые небольшие магнитуды составили 4,7 (при глубине очага землетрясения
360 км и расстоянии от эпицентра 390 км) и 4,9 (при глубине очага землетрясения 33 км
и расстоянии от эпицентра 1200 км).
Качество регистрации сигналов представлено на рисунках (рис.1, 2).
Рис.2. 25 Июля 2012 20:00:16,7
lat=36,77 lon=142,37
depth=33km mb:4,9 У восточного побережья Хонсю, Япония
Рис.1. 17 Июля 2012 07:58:44,0
lat=41,17 lon=135,53
depth=360km mb:4,7 Японское море
В верхней части каждого рисунка представлены записи сигналов от землетрясений гравиметром, по вертикальной шкале отложена амплитуда сигнала в мкГал, по горизонтальной − время регистрации. В нижней части каждого рисунка приводится запись вертикальной составляющей того же сигнала сейсмометром CMG-3TB.
Выборка сигналов от землетрясений, очаги которых определены на одной глубине (33 км), при магнитудах 5,9; 5,8; 5,8 и приблизительно одинаковом расстоянии до
места регистрации (1650; 1630; 1700 км), показывает, что амплитуда регистрируемых
сигналов гравиметром соответственно составляет 700; 450; 600 мкГал (рис.3-5). Такие
амплитуды сигналов, с учетом возможности неточностей определения параметров землетрясений, в этом случае можно считать практически сопоставимыми. Следует также
отметить, что координаты этих землетрясений близки (lat=45,43, lon= 151,45 08 Июля
2012; lat=45,39, lon=151,43 11 Июля 2012; lat=45,45, lon=151,81 12 Июля 2012).
Рис.3. 08 Июля 2012 11:33:02
lat=45,43 lon=151,45
depth=33km mb:5,9 Курильские острова
Рис.4. 11 Июля 2012 02:31:18
lat=45,39 lon=151,43
depth=33km mb:5,8 Курильские острова
175
© ГИ УрО РАН, 2013
Рис.5. 12 Июля 2012 12:51:59.8
lat=45,45 lon=151,81
depth=33km mb:5,8 Курильские острова
Рис.6. 05 Августа 2012 13:55:12,1 lat=20,97 lon=-178,24 depth=500km mb:5,7 Западнее островов Тонга
При анализе большинства зарегистрированных землетрясений подтверждается
вывод [2] о том, что при большем расстоянии (Δ) от очага землетрясения амплитуда
сигнала, зарегистрированного гравиметром, меньше при практически одинаковых других параметрах землетрясений, к примеру:
•
05 Августа 2012 13:55:12,1 lat= -20,97 lon= -178,24 depth= 500km mb:5,7
Δ=8650 км амплитуда – 250 мкГал. (рис.6).
В то же время, обращает на себя внимание тот факт, что при одинаковой глубине очага землетрясения, но разных магнитудах и расстояниях от места регистрации,
основное влияние на амплитуду регистрируемого сигнала оказывает количество выделенной энергии:
•
25 Июля 2012 20:00:16,7 lat=36,77 lon=142,37 depth=33km mb:4,9
Δ=1200 км амплитуда – 160 мкГал. (рис.2);
•
25 Июля 2012 00:27:44,5 lat=2,65 lon=96,17 depth=33km mb:6,4 Δ=5600 км
амплитуда – 1100 мкГал (рис.7).
Рис.7. 25 Июля 2012 00:27:44,5
lat=2,65 lon=96,17 depth=33km mb:6,4 Северная Суматра, Индонезия
Рис.8. 17 Июля 2012 07:58:44,0
lat=41,17 lon=135,53 depth=360km mb:4,7
Японское море
Однако, присутствуют случаи, когда при больших магнитуде землетрясения и
расстоянии, все-таки меньшее расстояние имеет основное значение в величине регистрируемого сигнала:
•
17 Июля 2012 07:58:44,0 lat= 41,17 lon= 135,53 depth= 360km mb:4,7
Δ=390 км амплитуда – 300 мкГал (рис.8);
176
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
•
25 Июля 2012 20:00:16,7 lat=36,77 lon=142,37 depth=33km mb:4,9
Δ=1200 км амплитуда – 160 мкГал. (рис.2).
Такие случаи вполне объяснимы, т.е. существуют пороговые величины расстояний, глубин, магнитуд, определенных их комбинаций, оказывающих основное значение
на значение амплитуды регистрируемого сигнала.
Для оценки частотного состава сигналов, регистрируемых гравиметром и сейсмографом, приводится спектрограмма землетрясения: 08 Июля 2012 11:33:02 lat=45,43
lon=151,45 depth=33km mb:5,9 Курильские острова (рис.9).
Рис.9. 08 Июля 2012 11:33:02 lat=45,43 lon=151,45
depth=33km mb:5,9 Курильские острова
На представленных спектрограммах показано изменение частотного состава колебаний во времени, по оси ординат указан частотный диапазон от 0 до 0,5 Гц у гравиметра и 0-15 Гц у сейсмографа, а по горизонтальной линии − время регистрации сигнала. Сама энергия на спектрограммах показана цветом от белого к черному, как нормированная величина, от 0 до 1. Анализ спектрограммы говорит о том, что землетрясение
проявляется в виде резкой смены цвета (амплитуд) в полосе частот выше 0,03 Гц. Спустя примерно полчаса, прослеживается снижение амплитуд. На спектрограммах сейсмографа видим, что из-за постоянного шума в полосе частот 0-1 Гц, невозможно выделить землетрясение, но оно хорошо выделяются в диапазоне от единицы до 5 Гц.
Таким образом, в результате проведенных исследований основные выводы сводятся к следующему:
1. В регистрируемом гравиметром gPhone сигнале, достаточно четко находят отражение как подводные, так и материковые землетрясения магнитудой 4,7 и больше.
2. Достаточно хорошая сопоставимость сигналов регистрируемых гравиметром и сейсмометром (по времени и форме) свидетельствует о том, что эти сигналы вызваны
одними и теми же волнами (упругими).
3. Подтверждается вывод о том, что величина регистрируемого гравиметром сигнала,
связанная с удаленностью очага и мощностью землетрясения сохраняется, т.е. чем
больше магнитуда и ближе очаг, тем больший по амплитуде сигнал регистрируется.
4. Основная энергия регистрируемого гравиметром сигнала расположена в частотном
диапазоне от 0,03 Гц и выше. В то время, как у сейсмографа энергия четко выделяется только выше 1 Гц.
177
© ГИ УрО РАН, 2013
1.
2.
3.
4.
5.
6.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Маловичко А.К. Гравиразведка: учеб. для вузов / А.К. Маловичко, В.И. Костицын.
− М.: Недра, 1992. − 357 с.
Горожанцев С.В. Особенности высокоточных гравиметрических измерений в периоды сильных землетрясений / С.В. Горожанцев, С.Б. Наумов // Вопросы обработки
и интерпретации геофизических наблюдений. Материалы конференции, посвященной 100-летию со дня рождения Александра Кирилловича Маловичко. − ОбнинскПермь, 2012. − С. 111-115.
Антонов Ю.В. Неприливные вариации вертикального градиента силы тяжести и
возможная связь их с землетрясениями / Ю.В. Антонов, С.В. Слюсарев // Изв. вузов. Геология и разведка. − №5. − 1992. − С. 105-110.
Михайлов И.Н. Краткосрочный прогноз катастрофических землетрясений /
И.Н. Михайлов // Геофизика. − №5. − 2006. − С. 64-69.
Yiqing Zhu Gravity Measurements and Their Variations before the 2008 Wenchuan
Earthquake / Zhu Yiqing [et al.] // Bulletin of the Seismological Society of America. −
2010. − Vol. 100, No. 5B. − Р. 2815-2824.
Nind С. New Developments in Gravity Applications and Instruments / C. Nind [et al.] //
ASEG 19th Geophysical Conference. Extended Abstracts. − 2007.
Е.О. Макаров, И.П. Глухова
Камчатский филиал геофизической службы РАН, г. Петропавловск-Камчатский
ДИНАМИКА ПОДПОЧВЕННОГО РАДОНА НА ПЕТРОПАВЛОВСККАМЧАТСКОМ ГЕОДИНАМИЧЕСКОМ ПОЛИГОНЕ В 2012 Г.
Исследования связи между концентрацией радона в почвенном воздухе и изменениями напряженно-деформированного состояния геосреды с целью прогноза землетрясений усиленно ведутся в течение последних нескольких десятков лет во всех сейсмоактивных регионах Земли. В настоящей работе рассмотрены особенности отклика
объемной активности подпочвенного Rn (ОА Rn) на изменения напряженнодеформированного состояния литосферы района Авачинского залива в связи с подготовкой сильных землетрясений с магнитудой М>5,5.
На Петропавловск-Камчатском геодинамическом полигоне начиная с 1998 г. работает сеть пунктов регистрации содержания радона (222Rn) в почвенном воздухе рыхлых отложений [5-7]. Пункты сети радонового мониторинга расположены в разных
структурных элементах побережья Авачинского залива, что дает основание предполагать различный отклик в динамике радона в зависимости от местоположения очага
землетрясений (рис.1). В качестве датчиков на всех пунктах используются газоразрядные счетчики типа СБМ-19, что позволяет вести пассивную регистрации 222Rn по βизлучению продуктов его распада [4]. С начала организации сети регистрация ведется с
помощью радиометров РЕВАР, изготовленных в КБ ИРЭ (Фрязино). Как правило, датчики располагаются в заборных емкостях (ведро – 10 л) на двух глубинах зоны аэрации: т. 1 – глубина около одного метра, т. 2 – глубина около двух метров. Переход от
концентрации к объемной активности осуществляется по эмпирической формуле ОА
Rn (Бк/м3) = 9*N (имп/мин). В настоящее время пункты сети оснащаются современными регистрирующими приборами серии ALMEMO, оборудованными системой коннекторов [3].
178
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
В 2012 г. в районе Камчатки произошло 12 землетрясений с М>5,5 (NEIC)
(рис.1), основные характеристики которых приведены в таблице 1, из них предвестниковые аномалии имело только одно.
Таблица 1
Основные параметры землетрясений с М>5,5, произошедшие в районе Камчатки в 2012 г.
№
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
Дата
14.04.2012
23.04.2012
24.06.2012
16.07.2012
20.07.2012
20.07.2012
14.10.2012
15.10.2012
16.10.2012
02.11.2012
16.11.2012
17.12.2012
Время
15:13:14
22:40:22
3:15:01
3:08:31
6:10:25
6:32:56
9:41:58
1:19:03
12:41:25
1:52:03
18:12:39
0:28:58
Координаты
гр. с. ш.
гр. в. д.
49,38
155,65
48,40
154,74
57,60
163,20
55,78
161,23
49,41
155,91
49,35
156,13
48,31
154,43
51,90
159,38
49,62
156,44
55,89
162,80
49,28
155,43
49,79
155,84
М (NEIC)
5,6
5,6
6
5,5
6
5,8
5,7
5,6
5,6
5,5
6,5
5,6
Глу-бина
90
31
10
85
19
10
35
21
81
9
29
68
Расстояние
до ПРТ, км
430
560
600
360
420
420
580
140
390
440
450
390
Предвестник
+
-
Рис.1. Схема расположения сети пунктов радонового мониторинга в 2012 г.
и эпицентров землетрясений с М>5,5. 1 – азимут на источник
«геодеформационной» волны; 2 – пункты наблюдений, работавшие в 2012 г.;
3 – эпицентр землетрясения 15.10.2012 г. с М=5,6.
На рисунке 2 приведены графики динамики ОА Rn за период 1-17 октября
2012 г. В динамике ОА Rn выделяются аномалии в период с 7 по 11 октября на всех
пунктах регистрации, что может свидетельствовать об изменении скорости конвективного потока подпочвенных газов. Наиболее четко моменты вступления аномалий выделяются на станциях ПРТ, НИС, КРМ, ИНС. Причем для станций ПРТ, КРМ, НИС
наблюдается увеличение, а на станции ИНС резкое уменьшение ОА Rn.
179
© ГИ УрО РАН, 2013
С целью выявления общих элементов поведения в динамике ОА Rn на всех
пунктах на основе десяти рядов данных по методике [1] построен агрегированный сигнал. В агрегированном сигнале четко выделяется аномалия 7-11 октября (рис.2е).
Рис.2. а – динамика ОА Rn в пунктах НИС (зона аэрации, поверхность); КРМ (т. 1, т. 2); б –
динамика ОА Rn в пункте ИНС (подвал Института Вулканологии и Сейсмологии ДВО РАН);
в – динамика ОА Rn в пункте ПРТ, к.1, к.2; г – динамика ОА Rn и концентрации углекислого
газа в пункте ПРТ (точка ПРТ2); д – динамика ОА Rn в пунктах НЛЧ и КРМ; е – агрегированный сигнал, построенный по десяти временным рядам данных. Треугольниками отмечены фазовые корреляции сигналов. Тонкими серым линиями показаны данные после барокомпенсации, жирной линией отображены данные после осреднения скользящим средним. Сплошной
вертикальной линией отмечен момент возникновения землетрясения с М>5,5 15.10.2012 г. и
эпицентральным расстоянием до опорного пункта ПРТ, R=140 км.
180
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Для выделения вступлений аномалий на треугольник станций и определения
времени их запаздывания относительно первого пункта КРМ была произведена барокомпенсация и осреднение полученных рядов с целью учета суточных колебаний, обусловленных термическим приливом. После чего была выполнена кросс-корреляция и
по максимуму коэффициента определены временные задержки вступлений аномалий
на пунктах регистрации НИС, ПРТ [6]. При допущении плоского фронта распространяющейся с постоянной скоростью «геодеформационной волны», рассчитан азимут ее
прихода, который составил 144° и удовлетворительно совпадает с направлением на
эпицентр землетрясения. При этом скорость ее распространения составила 72 км/сут.
Выводы. На сети пунктов мониторинга подпочвенного радона на Петропавловск - Камчатском полигоне перед землетрясением с М>5,5, произошедшем
15.10.2012 г. с эпицентром в Авачинском заливе зарегистрированы аномальные возмущения ОА Rn (рис.2). По временам прихода вступлений аномалий на треугольник
станций оценен азимут на источник возмущений, который удовлетворительно совпадает с направлением на эпицентр землетрясения. Эти аномалии рассматриваются как реакция поля подпочвенного радона на процесс подготовки землетрясения.
Возрастание амплитуды агрегированного сигнала многомерного ряда по данным
радонового мониторинга перед сильным землетрясением можно рассматривать как
краткосрочный предвестник (с временем упреждения 4,5 суток).
Рассмотрим параметры «геодеформационной волны», полученные на основании
радонового мониторинга. Период волны, предваряющий землетрясение 15.10.2012 г.,
составляет 4 суток и при скорости распространения 72 км/сутки длина этой волны –
288 км – будет больше эпицентрального расстояния. Поэтому для данного землетрясения трудно представить возникновение «геодеформационной волны» в очаговой зоне.
Вероятно, для данного случая можно говорить о триггерном эффекте возникновения
землетрясения [2].
Выделенные радоновые аномалии можно рассматривать как отклик изменения
массопереноса Rn на изменения напряженно-деформированного состояния геосреды,
обусловленные пластическими деформациями в зоне субдукции, которые могут предшествовать землетрясениям.
В заключение авторы выражает благодарность научному руководителю Павлу
Павловичу Фирстову за проявленное внимание и поддержку в процессе выполнения работы.
Работа выполнена при поддержке гранта РФФИ № 12-05-31319/12 «мол_а».
1.
2.
3.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Любушин А.А.(мл).
Агрегированный
сигнал
систем
низкочастотного
геофизического мониторинга / А.А. Любушин // Физика Земли. − 1998. − №1. − С.
69-74.
Макаров Е.О. Динамика подпочвенного радона на Петропавловск-Камчатском
геодинамическом полигоне перед сильными землетрясениями с М>5,5 района
Авачинского залива / Е.О. Макаров // XIII Уральская молодежная научная школа
по геофизике 23-27 апреля 2012 г. Сборник докладов. − Екатеринбург: ИГф УрО
РАН, 2012. – С. 125-127.
Макаров Е.О. Аппаратурный комплекс для регистрации концентрации
подпочвенных газов с целью поиска предвестниковых аномалий сильных
землетрясений Южной Камчатки / Е.О. Макаров, П.П. Фирстов, В.Н. Волошин //
Сейсмические приборы. – 2012. − Том 48, № 2. – С. 5-14.
181
© ГИ УрО РАН, 2013
4.
5.
6.
7.
8.
Рудаков В.П. Динамика полей подпочвенного радона сейсмоактивных регионов
СНГ // Автореферат на соискание степени доктора физико-математических наук. −
М., 1992.
Фирстов П.П. Мониторинг объемной активности подпочвенного радона (222Rn) на
Паратунской геотермальной системе в 1997-1998 гг. с целью поиска предвестников
сильных землетрясений Камчатки / П.П. Фирстов // Вулканология и сейсмология. −
1999. − № 6. − С. 1-11.
Фирстов П.П. Отражение в динамике почвенного радона на ПетропавловскКамчатском геодинамическом полигоне последней стадии подготовки землетрясений с магнитудой больше 5,5 района Авачинского залива / П.П. Фирстов,
О.Е. Макаров, О.П. Малышева // Проблемы комплексного геофизического мониторинга Дальнего Востока России. Труды Третьей научно-технической конференции.
Петропавловск-Камчатский. 9-15 октября 2011 г. − Обнинск: ГС РАН, 2011. – С.
154-158.
Фирстов П.П. Результаты регистрации подпочвенного радона в 1997-2000 гг. на
Петропавловск-Камчатском
геодинамическом
полигоне
/
П.П. Фирстов,
В.П. Рудаков // Вулканология и сейсмология. – 2003. − № 1. – С. 26-41.
Фирстов П.П. О связи динамики подпочвенного радона (222Rn) и водорода с сейсмической активностью Камчатки в июле-августе 2004 г. / П.П. Фирстов [и др.] //
Вулканология и сейсмология. – 2006. − № 5. – C. 49-59.
И.Г. Мартюшев
Пермский государственный национальный исследовательский университет, г. Пермь
ГЕОЛОГО-ГЕОФИЗИЧЕСКОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ БОБРИКОВСКОЙ
ЗАЛЕЖИ СИБИРСКОГО НЕФТЯНОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Для нефтяных месторождений Пермского края установлено, что в терригенных
коллекторах запасы нефти, приуроченные к трещинам, составляют 0,6-2,4% от всех извлекаемых запасов. Опыт подсчета запасов и разработки карбонатных и терригенных
коллекторов в ряде смежных нефтяных районов Урало-Поволжья, имеющих сходное
геологическое строение к Пермскому Прикамью, показывает, что для терригенных
коллекторов диапазон изменения проектных коэффициентов извлечения нефти довольно узок и составляет 0,45-0,55. Это свидетельствует о единстве взглядов на проблемы
геологического строения и разработки приуроченных к ним залежей нефти. Однако, это
не означает полного игнорирования изучения терригенных коллекторов, а наоборот, их
исследование создает возможности дифференцированного подхода к проектированию и
осуществлению разработки нефтяных залежей с учетом специфических отличий между
карбонатными и терригенными коллекторами [5]. В связи с этим для геологогидродинамического моделирования нефтяной залежи целесообразно изучить фильтрационно-емкостные свойства пород-коллекторов. По результатам лабораторных исследований керна, геофизических (ГИС) и гидродинамических исследований (ГДИС)
скважин изучен коэффициент проницаемости (Кпр). Из рисунка видно, что между пористостью и проницаемостью наблюдается прямая зависимость (рис.1). Таким образом,
проницаемость отражает фильтрующее поровое пространство.
Трещины в большей степени подвержены сжимаемости (10-2 МПа-1), чем поры
(10-4 МПа-1). Поэтому при проектировании процесса разработки необходимо учитывать
сжимаемость трещин, изменяющихся при изменении бокового горного давления. Проблема бокового горного давления является ключевой при изучении трещиноватости
коллекторов нефти и газа (рис.2). Предрасположенность слоёв к образованию трещин
182
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
определяется их различием по упругим модулям. При отношении бокового горного
давления (Рбг) к вертикальному горному (Рвг), что соответствует значению коэффициента бокового распора (Кбр=0,3-0,5), тем самым характеризует наличие открытых трещин за счёт превышения пластового давления над боковым горным [1, 2].
а)
б)
Рис.1. Карты распределений коэффициента пористости (а) и проницаемости (б).
Пласт Бб2. Сибирское месторождение
б
а)
б)
Рис.2. Снимок шлифа с увеличением 1,8 (а) и с увеличением 12,5 (б) образца терригенной породы, отобранного из интервала 1972,4-1981,4 м. Скважина 79, Шершневское
месторождение. Красное – пустотное пространство, заполненное окрашенным полимером. Открытая пористость – 7,1%, объемная плотность – 2,45 г/см3 газопроницаемость
– 1,35 фм2. Песчаник кварцевый мелкозернистый, глинисто-углистый, алевритистый с
включениями пирита, участками с карбонатным цементом, неравномерно-пористый, с
трещинками, частично выполненными кальцитом, ангидритом и черным органическим
веществом, с волосяными трещинками, секущими зерна кварца и цементирующее вещество.
183
© ГИ УрО РАН, 2013
а)
б)
в)
Рис.3. Карты распределений коэффициента Пуассона (а), бокового распора (б) бокового горного давления (в). Пласт Бб2. Сибирское месторождение
По результатам исследований керна и ГИС установлено, что упругомеханические свойства коллекторов, обладают сильной изменчивостью по разрезу
скважины и что 94% определений коэффициента Пуассона (ν) изменяются в диапазоне
от 0,07 до 0,29, при которых расчетное значение бокового горного давления 4,4524 МПа, оказывается меньше начального гидростатического пластового давления
(25 МПа). По коэффициенту Пуассона терригенные породы-коллекторы дифференцируются на трещинные и поровые. При значении коэффициента Пуассона равном
(ν<0,29) пласты-коллекторы относятся к трещинным и наоборот (рис.3). Следует отметить, что интерпретация справедлива лишь при первоначальном пластовом давлении, в
процессе разработки эти параметры будут меняться.
Рис.4. Эмпирическая зависимость между фазовой и абсолютной проницаемостью.
Пласт Бб. Сибирское месторождение
Выполнен расчет коэффициентов проницаемости (общей и трещинной), продуктивности, сжимаемости.
184
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Рассчитанное среднее значение сжимаемости трещин колеблется от 1*10-3 до
15*10 МПа-1. При этом зоны развития порово-кавернозных коллекторов при изменении пластового давления сохраняют раскрытость, в то время как трещины претерпевают существенные изменения [4, 6].
Анализ фактических данных (керн, ГИС, ГДИС), позволил вывести эмпирическую зависимость между фазовой и абсолютной проницаемостью (рис. 4).
Гиперболический характер зависимости указывает на то, что данные керна отражают поровую составляющую призабойной зоны пласта, в то время как трещины носят локальный характер, а интервалы трещиноватости не охватываются отбором керна.
Также необходимо учитывать масштабный фактор проведенных исследований керна,
ГИС и ГДИС [7].
Установлена, корреляционная связь между данными керна, геофизическими исследованиями скважин и гидродинамическими (табл.1). Доля проницаемости трещин в
общей проницаемости составляет от 50 до 80%.
Таблица 1
Параметрическая модель трещиноватости бобриковской залежи
Сибирского месторождения
Параметры
Ед. изм.
Сибирское
Глубина залегания
м
2340
Литологический тип коллектора
Трещинно-поровый
Полное горное давление
МПа
58,5
Начальное пластовое давление
МПа
25
Давление насыщения
МПа
16
Минимальное боковое горное давление
МПа
4,45
Среднее боковое горное давление трещиноваМПа
12
тых слоев
Максимальное боковое горное давление
МПа
25
Эффективная толщина
м
7,8
Коэфф. эффективной толщины
д. ед
0,35
Коэфф. охвата трещиноватостью
д. ед
0,44
общей толщины
Коэфф. охвата трещиноватостью
д. ед
0,91
эффективной толщины
Густота микротрещин
м-1
20,0
Раскрытость микротрещин
мкм
77,0
Трещинная пористость
%
0,154
Пористость поровой матрицы
%
15
2
Общая проницаемость
мкм
0,330
Проницаемость поровой матрицы
мкм2
0,116
2
Трещинная проницаемость
мкм
0,214
-1
Коэфф. сжимаемости трещин
МПа
28,1*10-2
Коэфф. сжимаемости пор
МПа-1
8,2*10-4
Коэфф. извлечения нефти из пор
д. ед
0,433
Коэфф. извлечения нефти из трещин
д. ед
1,0
Коэфф. продуктивности скважин
т/сут*МПа
44,0
Доля трещинной проницаемости в общей про%
65,0
ницаемости при начальном пластовом давлении
Доля запасов поровой/трещинной нефти в сум%/%
97,6 / 2,4
марных извлекаемых запасах
-2
185
© ГИ УрО РАН, 2013
Начальные балансовые извлекаемые запасы поровой нефти в залежи при стандартных
условиях определяются по следующей формуле:
1
Qизв = F ⋅ hэфф ⋅ Кп ⋅ Кн ⋅ ⋅ γ Н * КИН ,
в
(1)
для трещинной нефти:
1
QТ = F ⋅ hОБ ⋅ N Т ⋅ mТ ⋅ ⋅ γ Н ⋅ β Н ,
в
1
QТ = F ⋅ hТ ⋅ BТ ⋅ Г Т ⋅ ⋅ γ Н ⋅ β Н ,
в
(2)
(3)
где Qизв − начальные балансовые извлекаемые запасы нефти, тыс.т; F − площадь залежи, тыс.м2; hэфф − эффективная нефтенасыщенная толщина, м; hоб − общая толщина
трещинно-порового пространства, м; hт − трещинная толщина разреза, м; Кп − коэффициент открытой пористости, д.ед.; Кн − коэффициент нефтенасыщенности, д.ед.; в − пересчетный коэффициент, учитывающий усадку нефти, д.ед.; γн – плотность нефти в
поверхностных условиях, т/м3; Nт – коэффициент охвата трещиноватостью разреза,
д.ед.; mт – трещинная пористость, д.ед.; Bт – раскрытость трещин, мкм; Гт – густота
трещин, м-1, коэффициент извлечения нефти обосновывается гидродинамическими расчетами, для запасов трещиной нефти КИН принят равным 1,0, а для поровых коллекторов 0,3-0,55 [3].
В основу подсчета запасов бобриковской залежи положены разбивки по скважинам и карты эффективных нефтенасыщенных толщин, построенные по данным бурения
поисковых, разведочных и эксплуатационных скважин и результатов сейсморазведочных работ. Эффективные нефтенасыщенные толщины рассчитаны планиметрированием. Величины остальных параметров, участвующих в формуле, определялись по результатам ГИС, анализа керна и гидродинамических исследований скважин как средневзвешенные по каждому пласту. Расхождение данных с ООО «Лукойл-Пермь» по подсчитанным запасам нефти составляет 1%. Это связано с тем, что все расчеты велись в
пределах водонефтяного контакта, без разделения на переходную и чисто нефтяную
зону. В итоге были получены результаты (табл.1), которые свидетельствуют, что доля
трещинной нефти во всех запасах составляет 2,4%, в то время как доля проницаемости
трещин в общей проницаемости составляет от 50 до 80%, что необходимо учитывать
при проектировании разработки залежей нефти, приуроченных к терригенным отложениям.
1.
2.
3.
4.
5.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Гиматудинов Ш.К. Физика нефтяного и газового пласта: учебник для вузов /
Ш.К. Гиматудинов, А.И. Ширковский // Изд. 3-е перераб. и доп. – М.: Недра, 1982.
− 311 с.
Котяхов Ф.И. Физика нефтяных и газовых коллекторов / Ф.И. Котяхов. – М.:
Недра, 1977. − 186 с.
Стансенков В.В. Подсчет запасов нефти, газа, конденсата и содержащихся в них
компонентов / В.В. Стансенков, И.С. Гутман. – М., Недра, 1989. − 270 с.
Наказная Л.Г. Фильтрация нефти и газа в трещиноватых коллекторах /
Л.Г. Наказная. – М.: Недра, 1972. − 146 с.
Некрасов А.С. Определение проницаемости и продуктивности карбонатных коллекторов сложного строения по комплексу геофизических и гидродинамических
186
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
6.
7.
исследований скважин (на примере месторождений Соликамской депрессии) /
А.С. Некрасов // Материалы II международной научно-практической конференции
«Фундаментальные и прикладные исследования в системе образования». − Тамбов,
2004. − С. 100-103.
Некрасов А.С. Особенности разработки Сибирского нефтяного месторождения,
обусловленные влиянием гидродинамической связи между фаменско-турнейской и
бобриковской залежами / А.С. Некрасов // Геология, геофизика и разработка
нефтяных месторождений. − М.: ВНИИОЭНГ, 2005. − №5-6. − С. 37-42.
Шагиев Р.Г. Исследование скважин по КВД / Р.Г. Шагиев. − М.: Наука, 1998. − 316 с.
В.Е. Мисилов1, А.Ф. Миниахметова2, Е.А. Дергачев2, Е.Н. Акимова1
1
Институт математики и механики УрО, г. Екатеринбург
2
Уральский федеральный университет, г. Екатеринбург
РЕШЕНИЕ СТРУКТУРНОЙ ЗАДАЧИ ГРАВИМЕТРИИ ИТЕРАЦИОННЫМИ
МЕТОДАМИ НА СУПЕРКОМПЬЮТЕРЕ «УРАН»
Рассматривается структурная обратная задача гравиметрии о восстановлении
поверхности раздела между средами по известному скачку плотности и гравитационному полю, измеренному на некоторой площади земной поверхности [1]. Предполагается, что нижнее полупространство состоит из двух слоев постоянной плотности, разделенных искомой поверхностью S . В предположении, что гравитационная аномалия
создана отклонением искомой поверхности S от горизонтальной плоскости
z = H (ось z направлена вниз), в декартовой системе координат функция z = z ( x, y ) ,
описывающая искомую поверхность раздела, удовлетворяет нелинейному двумерному
интегральному уравнению Фредгольма первого рода




1
1
−
A[ z ] ≡ f ∆σ ∫ ∫ 
dx′dy′ =
G ( x, y ),
1
1 
2
2
2
2
2
2
2 2 
−∞ −∞   x − x′


(
) + ( y − y′) + z ( x′, y′)  ( x − x′) + ( y − y′) + H  

+∞ +∞
(1)
где f − гравитационная постоянная, ∆σ − скачок плотности на границе раздела сред,
z H − асимптотическая плоскость для
G ( x, y ) − аномальное гравитационное поле, =
данной границы раздела, т.е. lim z ( x, y ) − H =
0.
x →∞
y →∞
Обратная задача гравиметрии является существенно некорректной задачей, решение которой обладает сильной чувствительностью к погрешности правой части, полученной в результате измерений и предварительной обработки геофизических данных.
После дискретизации уравнения (1) на сетке =
n M × N , где задана G ( x, y ) , и аппроксимации интегрального оператора по квадратурным формулам имеем систему нелинейных уравнений:
An [ z ] = Fn .
(2)
В работе [2] для решения системы нелинейных уравнений (2) используется итеративно регуляризованный метод Ньютона (МН) [3]:
z k +1 =
z k −  An′ ( z k ) + α k I   An ( z k ) + α k z k − Fn  .
−1
187
(3)
© ГИ УрО РАН, 2013
k
Здесь An ( z ) и Fn − конечномерные аппроксимации интегрального оператора и
правой части в уравнении (1), An′ ( z k ) − производная оператора A в точке z k , I − единичный оператор, α k − последовательность положительных параметров регуляризации,
k − номер итерации.
Нахождение очередного приближения z k +1 метода Ньютона сводится к решению
СЛАУ
An k z k +1 = Fn k ,
(4)
где
=
An k An′ ( z k ) + α k I − несимметричная заполненная n × n матрица.
Для решения системы нелинейных уравнений (2) можно использовать модифицированный метод Ньютона (ММН) [4]:
z k +1 =
z k −  An′ ( z 0 ) + α k I   An ( z k ) + α k z k − Fn  .
(5)
В качестве начального приближения метода используется горизонтальная
асимптотическая плоскость z 0 = H .
Условием останова итерационных процессов (3) и (5) является выполнение
условия An z − Fn / Fn < ε при некотором ε > 0.
На каждом шаге методов МН и ММН для решения СЛАУ (4) используется итерационный метод минимальных невязок [5].
Кроме итеративно регуляризованного метода Ньютона и модифицированного
метода Ньютона, для решения системы нелинейных уравнений (2) можно использовать
линеаризованные методы градиентного типа c дополнительными множителями γ [5]:
− линеаризованный метод наискорейшего спуска (ЛМНС)
−1
2
S (zk )
k +1
k
z =
z −γ
S ( z k ), S ( z k ) =
A′( z k )T ( A( z k ) − F );
k
k 2
A′( z ) S ( z )
−
(6)
либо линеаризованный метод минимальной ошибки (ЛММО)
2
A( z k ) − F
k +1
k
z =
z −γ
S ( z k ), S ( z k ) =
A′( z k )T ( A( z k ) − F ).
k 2
S (z )
(7)
В данной работе на основе методов типа Ньютона и линеаризованных методов
градиентного типа для решения задачи гравиметрии в двухслойной среде разработаны
эффективные параллельные алгоритмы, численно реализованные на многопроцессорных вычислительных системах различного типа: многопроцессорном комплексе МВСИММ, графических процессорах NVIDIA и многоядерном процессоре Intel, входящими
в состав суперкомпьютера «Уран», установленного в Институте математики и механики УрО РАН.
Распараллеливание алгоритмов основано на разбиении матриц и векторов на
блоки. Для модельной задачи гравиметрии проведено сравнение времени счета параллельных алгоритмов и исследование эффективности и ускорения.
Рассматривается модельная задача гравиметрии в двухслойной среде для области S : 90 ×100 км 2 с известным точным решением:
=
z ( x, y ) 5+4e
4
−( x /10 − 3.5 ) −( y /10 − 2.5 )
4
− 3e
4
−( x /10 − 5.5 ) −( y /10 − 4.5 )
4
.
Правая часть G ( x, y ) уравнения (1) находилась путем решения прямой задачи
гравиметрии, где H = 5 км, ∆σ =
0.2 г/см3 , ∆x =∆y =1.0 км, гравитационная постоян188
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
ная=
f 6.67 ⋅10−8 см3/г∙с2. После дискретизации исходного уравнения на сетке и аппроксимации интегрального оператора задача свелась к СЛАУ с матрицей размерности
9000 × 9000 .
Модельная задача решена с использованием параллельных итерационных методов (3), (5) – (7) на суперкомпьютере «Уран» с помощью технологии MPI, технологии
OpenMP и графических процессорах с помощью технологии CUDA с двойной точностью.
Относительная
погрешность
решения
принималась
равной
T
ПР
Т
δ=
z −z / z =
0.01, при этом относительная норма невязки составила
0.002.
ε=
An z − Fn / Fn =
На рисунках изображено гравитационное поле G ( x, y ) (рис.1) и восстановленная
поверхность раздела z = z ( x, y ) (рис.2).
Рис.1. Поле G ( x, y ) (мГал)
Рис.2. Восстановленная поверхность раздела z (км)
Разработаны высокоэффективные параллельные алгоритмы решения нелинейной задачи гравиметрии. По числу итераций и времени счета методы МН и ММН работают быстрее градиентных методов ЛМНС и ЛММО. Времена решения задачи ЛМНС
и ЛММО на 1 процессоре «Уран» составляют 76 и 45 с, на 6 ядрах (OpenMP) – 13 и 8 с,
на графических процессорах (CUDA) – 5 и 2 с, соответственно. Времена решения задачи ММН и МН на 1 процессоре составляют 16 и 12 с, на 6 ядрах (OpenMP) – 4,5 и
2,7 с.
189
© ГИ УрО РАН, 2013
Работа выполнена при финансовой поддержке УрО РАН в рамках программ
Президиума РАН №15 (проект 12-П-1-1023) и №18 (проект 12-П-15-2019).
Авторы выражают благодарность за постановку проблемы, полезные советы и
обсуждения своему научному руководителю – ведущему научному сотруднику Института математики и механики УрО РАН, д.ф.-м.н. Акимовой Елене Николаевне.
1.
2.
3.
4.
5.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Мартышко П.С. Построение региональных геофизических моделей на основе комплексной интерпретации гравитационных и сейсмических данных /
П.С. Мартышко, И.В. Ладовский, А.Г. Цидаев / Физика земли. − 2010. − №11. − С.
23-35.
Акимова Е.Н. Параллельные алгоритмы решения обратных задач гравиметрии и
магнитометрии на МВС-1000 / Е.Н. Акимова // Вестник ННГУ. − 2009. − №4. − С.
181-189.
Bakushinsky A. Ill-Posed Problems: Theory and Applications / A. Bakushinsky,
A. Goncharsky. − London: Kluwer Akad. Publ., 1994.
Поляк Б.Т. Метод Ньютона и его роль в оптимизации и вычислительной математике / Б.Т. Поляк // Труды ИСА РАН. − 2006. − Т.28. − С. 48–66.
Васин В.В. Операторы и итерационные процессы фейеровского типа. Теория и
приложения / В.В. Васин, И.И. Еремин. − Екатеринбург: УрО РАН, 2005.
Л.А. Муравьев
Институт геофизики УрО РАН, г. Екатеринбург
ОСОБЕННОСТИ ОБРАБОТКИ НАЗЕМНОЙ МАГНИТНОЙ СЪЕМКИ В
НЕПРЕРЫВНОМ РЕЖИМЕ ДЛЯ ВЫДЕЛЕНИЯ СЛАБОКОНТРАСТНЫХ
ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ОБЪЕКТОВ
Основные современные методы распознавания геологических структур с целью
дальнейшего подсчета и обоснования залежей углеводородов заключаются в предварительном построении геологических моделей по данным сейсморазведки. При этом по
сейсмическим характеристикам выделяются локальные структуры, находящиеся на
глубине. В связи с уменьшением количества не открытых структур антиклинального
типа, повышением интереса к поискам ловушек углеводородов неантиклинального типа, требованиями к эффективности и стоимости разведочных работ, в нефтяной геофизике возрастает актуальность «легких» методов, таких как магнитометрия.
Существующая сейчас магнитометрическая и гравиметрическая аппаратура позволяет со сравнительно небольшими затратами получать достаточно точную и детальную информацию о геопотенциальных полях. Современные технологии их интерпретации дают информацию о строении участка, которая может служить «нулевым» приближением для дальнейшего изучения участка более затратными геофизическими методами.
Проведение магнитной съемки высокой детальности дает возможность выявления в геологической среде слабоконтрастных и малоразмерных объектов, которые могут быть индикаторами наличия нефтяной залежи. Известно, что зоны нефтегазоносности в магнитном поле часто проявляются «высокочастотной составляющей», то есть
локальными аномалиями. Формирование их вызвано процессами миграции метана и
сероводорода из зон нефтяных ловушек в вышележащие слои и образованию магнетита
[1]. Морфология данных аномалий может иметь сложную форму и характеризует
структуру залежи [3]. Сложность выявления и изучения данных объектов и аномалий
190
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
от них обусловлена тем, что геофизические наблюдения проходят на фоне помех совершенно разной природы [6]. Это могут быть: градиенты магнитного поля от других
геологических тел, в том числе региональные аномалии, иные геологические неоднородности; вариации земного магнетизма и техногенные магнитные помехи; погрешности приборов и методики измерений.
При наземных пешеходных магниторазведочных работах, как правило, применяется режим измерений в конкретных, жестко закрепленных на местности пунктах
наблюдений. Согласно инструкции по магниторазведке, это требование является обязательным для магнитных съемок повышенной точности. Естественно, необходимость
инструментальной разбивки сети наблюдений, и четкая фиксация датчика прибора на
измеряемой точке существенно снижают скорость выполнения магнитометрических
работ. При этом непрерывный режим сбора данных на съемочном маршруте [4] реализован практически во всех современных моделях пешеходных геомагнитометров: отечественных оверхаузеровских POS, зарубежных квантовых Scintrex, GEM, Geometrics.
Технология наземной магнитометрии в режиме непрерывных измерений в объеме 420 км профилей была опробована во время проведения геофизических работ на одном из перспективных на углеводороды участков Тюменской области. Съемка на
участке размером 18 на 20 км выполнена с использованием магнитометров POS-1. Затраченное время составило 30 рабочих дней. Аппаратура POS показала хорошую работу при температурах до -30°С. Для определения координат точек наблюдения в полевых работах были использованы приемники Garmin GPS II+ и III+, подключенные к
магнитометру.
Первичная обработка результатов магнитной съемки заключается в следующем.
Записи измерений, находящиеся в памяти накопителя данных магнитометра, передаются на компьютер. Используется программа DLPOSExplorer, входящая в комплект поставки магнитометра. В виде текстового файла сохраняется информация об измеренном
значении магнитного поля, дате и времени измерения, оценка его качества и привязка к
пикету или координаты. Процедура обработки включает пересчет координат из геодезических в прямоугольные, а также введение поправки за вариации геомагнитного поля
по файлу данных вариационной станции. Для первичной обработки результатов съемки
автором создана программа Surv, выполняющая эти действия в автоматическом режиме.
Предварительная интерпретация выполнена с применением технологии решения
трехмерной обратной задачи магнитометрии на основе адаптивного метода Adm-3d [2].
Результатом стала послойная магнитная модель глубинного строения участка, приведенная в публикации [5]. Полученное предварительное решение показало, что наблюдаемые магнитные аномалии вызваны неоднородностями среды, расположенными на
глубинах порядка 3-4 км. Контраст в магнитных свойствах вышележащих слоев выражен слабее.
Анализ изменения поля вдоль профилей показывает, что помимо плавно изменяющегося в течение многих километров аномального магнитного поля амплитудой до
400 нТл, на некоторых участках профилей регистрируются менее протяженные с
меньшей амплитудой аномалии. В основном, величина их составляет до 50-100 нТл,
протяженность – от 50 до 500 м. Можно сделать предположение о примерно такой же
глубине залегания источников этих аномалий – в осадочном чехле [1, 6]. Для достоверного выявления указанных локальных аномалий на фоне влияния глубокозалегающих
магнитоактивных тел применим трансформацию магнитного поля – пересчет в верхнее
полупространство. В двумерном варианте на дискретно заданной сетке исходных данных вычислительная схема определяется формулой:
191
© ГИ УрО РАН, 2013
1
H
(1)
⋅ U ( x ,0) ⋅ ∆x ,
π k ( xk − xi ' ) 2 + H 2 k k
где xk , xi ' − координаты точек измерения поля, U k ( xk ,0) − вектор исходных данных на
U k ( xi ' , H ) =
⋅∑
высоте H=0; U k ( xi ' , H ) − вектор результатов пересчета на высоту H.
Расстояние между точками измерений ∆x может быть как постоянным, так и
переменной величиной в пределах профиля. Для обеспечения постоянного шага возможна интерполяция результатов измерений на регулярную сеть координат. В среде
MATLAB, ориентированной на матричные вычисления, приведенная формула легко
записывается в виде произведения матрицы на вектор исходных данных, и позволяет
быстро получать серии пересчетов на ряд высот.
Рис.1. Пример результатов обработки одного из профилей с помощью пересчетов в
верхнее полупространство
Рисунок 1 на примере одного из профилей демонстрирует исходное измеренное
аномальное магнитное поле, и его значения, пересчитанные на высоты 5, 10, 20, 50 и
100 м. Высота пересчета 20 м наиболее характерно отражает локальные аномалии.
Случайные выбросы, обусловленные приповерхностными металлическими объектами,
пропадают. Для получения собственно локальных аномалий, используем разницу между полем, пересчитанным на 20 м и усредненным в окне размером 1 км. Кривая отражена на рисунке 1 внизу.
Профиля локальных аномалий приведены на рисунке 2 поверх карты магнитного
поля участка. Некоторые особенности магнитного поля проявляются на соседних профилях, однако небольшая протяженность некоторых аномалий не дает возможности
увидеть эту корреляцию в масштабе приведенной карты. В скользящем окне длиной
1 км выполним усреднение модуля указанной локальной составляющей магнитного поля. Данный параметр может быть построен на площадной карте. Распределение усредненного модуля интенсивности локальных аномалий по площади участка приведено
заливкой на рисунке 2. Его интенсивность приведена в относительных единицах, максимальное в пределах площади значение взято за единицу. Значения меньше 0,2 на карте не приводятся, таким образом, отражены только области с повышенной величиной
локальной составляющей поля.
192
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Для возможности выделения линеаментов, имеющих техногенное происхождение, на карте отражены имеющиеся на участке грунтовые автодороги, шоссе и линия
электропередач. Часть выявленных микромагнитных аномалий находится вблизи их,
однако непосредственно вблизи данных техногенных источников съемка не проводилась, все данные участки профилей были исключены из обработки. Ряд микромагнитных аномалий группируется в контур (рис.2д).
Рис.2. Магнитное поле участка и выделенные локальные аномалии вдоль профилей измерения: а – изолинии полного вектора аномального магнитного поля;
б – остаточные локальные аномалии; в – шоссе и грунтовые дороги; г – линия электропередач; д – контур, объединяющий расположение наибольших амплитуд локальных
магнитных аномалий.
Согласно инструкции по магниторазведке, для оценки качества магнитометрической съемки проводятся контрольные измерения. В случае непрерывного режима таким контролем будет повторное прохождение одного и того же участка съемочного
маршрута. Таким образом, оценивается сразу общая погрешность съемки, в которую
включается погрешность измерения магнитного поля и погрешность определения координат. При этом прямое сопоставление затруднено, т.к. рядовое и контрольное измерения могут не попасть точно в одну точку. Можно провести интерполирование обоих
серий измерений на одну общую регулярную сглаженную сетку координат, и находить
разности интерполированных значений. Затем среднеквадратичное отклонение попарных разностей вычисляется по стандартной формуле.
193
© ГИ УрО РАН, 2013
Рис.3. Локальные аномалии, выделенные по рядовым и контрольным измерениям на одном из профилей
Для оценки достоверности предложенной технологии выявления локальных
аномалий, процедура проведена для всех контрольных измерений, проведенных на
участке согласно инструкции в объеме 5% от общего количества измерений. Рисунок 3
отражает выделение локальных аномалий по рядовым и контрольным измерениям на
одном из профилей. Рассчитанная погрешность выявления локальных аномалий на разных профилях составляет от 1,2 до 0,8 нТл, что говорит о достоверности как качественных, так и количественных оценок.
Таким образом, применение непрерывного режима магнитных измерений позволяет выявлять малоразмерные геологические особенности, слабоконтрастные в геомагнитном поле, в частности в верхней части разреза на фоне более протяженных и интенсивных аномалий от глубинных магнитоактивных тел. Данные объекты могут служить
индикатором находящихся на глубине структур, обладающих коллекторскими свойствами.
Автор выражает благодарность своему научному руководителю к.ф.-м.н.
Ю.К. Доломанскому.
1.
2.
3.
4.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Donovan T.J. Aeromagnetic detection of diagenetic magnetite over oil fields /
T.J. Donovan, R.L. Forgey, A.A. Roberts // A.A.P.G. Bulletin. – 1979. − V.63, N.2. −
P.245–248
Kochnev V.A. The technology of forward and inverse modeling for 3D and 2D magnetic
data / V.A. Kochnev, I.V. Goz // Exp. Abstr. of International Geophysical Conference &
Exhibition. − Moscow, 2003.
Берёзкин В.М. Новые возможности аэромагниторазведки при поисках на нефти и
газа. / В.М. Берёзкин [и др.] // Прикладная геофизика. − Вып.131. − М.: Недра, 1994.
– С.217-226.
Муравьев Л.А. Некоторые особенности непрерывного режима наземной магнитной
съемки / Л.А. Муравьев // Вопросы теории и практики геологической интерпретации гравитационных, магнитных и электрических полей: Материалы XXXVI сес194
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
5.
6.
сии Международного семинара (Казань, 26–31 января 2009 г.) – Казань: Изд-во Казан. гос. ун-та, 2009. – С. 240-241.
Муравьев Л.А. Возможности магнитометрической съемки в непрерывном режиме
при исследовании нефтеперспективного участка / Л.А. Муравьев // Электронный
научный журнал “Нефтегазовое дело”. 2007 [Электронный ресурс].Режим доступа:
http://www.ogbus.ru/authors/Muraviev/Muraviev_1.pdf
Ревякин П.С. Высокоточная магниторазведка / П.С. Ревякин, В.В. Бродовой,
Э.А. Ревякина. − М.: Недра, 1986. − 272 c.
С.Б. Наумов, А.И. Терехов
ГС РАН, г. Владивосток
ЦУНАМИОПАСНЫЕ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ В ЯПОНСКОМ МОРЕ
Японская впадина в геологическом плане является молодым образованием и характеризуется высокой сейсмичностью. Историческое и географическое освоение западного побережья Японского моря можно отнести к современной истории, поэтому
каких либо материалов о сейсмичности Японского моря позднего периода не существует. В современное время в Японском море происходят землетрясения различной силы,
отмечаемые сейсмическими приборами, а также и цунамигенные землетрясения. Воздействию волн цунами подверглось и побережье Приморья.
В данной работе даётся описание проявления современной сейсмичности за сорокалетний инструментальный период наблюдения только сильных землетрясений под
дном Японского моря, которые относятся к категории цунамиопасных землетрясений.
Согласно действующим руководящим документам, для Японского моря землетрясение
является цунамиопасным при следующих условиях:
1. оно должно быть под дном Японского моря,
2. глубина гипоцентра не должна превышать ста километров, D≤100 км,
3. магнитуда должна быть семь и более, Мs≥7 [1].
Одной из сейсмически активных зон, где возникали цунамигенные землетрясения, является зона напротив Сангарского пролива или пролив Цуга́ру, пролив между
японскими островами Хонсю и Хоккайдо, который соединяет Японское море с Тихим
океаном. Зона охватывает северо-западную часть побережья Японского архипелага и
отличается высокой сейсмической активностью.
Первые сведения о цунамигенных землетрясениях, проявившихся в Приморье,
происходивших в Японском море, от современных поселенцев настоящего приморья,
ощутивших на себе цунами, относятся к началу двадцатого столетия. Известны шесть
случаев цунами, образовавшиеся в результате землетрясений, когда его воздействию
подвергалось побережье Приморья в 1907, 1924, 1940, 1964, 1983, 1993 гг. [2]. Причём
в трёх первых случаях никоим образом не производилось измерение характеристик
этого явления, и практически даже очевидцами не были приближённо зафиксированы
их основные элементы [3]. Полагаю, главной причиной такого обстоятельства явилось
отсутствие служб и специалистов, занимающихся сейсмологией и цунами, хотя в некоторых источниках приводятся воспоминания очевидцев.
15 марта 1924 года в районе Углегорска (о. Сахалин) произошло землетрясение,
получившее название Углегорского. В районе Углегорска в реке наблюдалось значительное волнение. Больше никаких сведений об этом случае не сохранилось, поэтому
проявление цунами здесь можно считать сомнительным.
Цунами 1 августа 1940 года получило название Тетюхинское (пункт Рудная
Пристань) поскольку наиболее сильно ощущалось в районе пос. Рудная Пристань. Вы195
© ГИ УрО РАН, 2013
сота первой волны, по мнению очевидцев, достигала 5 м. Затем последовала серия волн
до 3,5 м. Были выброшены на берег груженые баржи, нанесены разрушения прибрежным постройкам, унесены в море катера и т.д.
Цунами 16 июня 1964 года возникло у берегов Японии, от землетрясения более
всего пострадал город Ниигата. Высота волн у побережья Японии достигала 4-6 м. У
побережья Приморья отмечались перепады уровня, не превышающие 22 см [4].
За последние 40 лет с 1973 г. по 2012 г. сейсмически активная зона на северозападном побережье японских островов дважды сотрясалась цунамигенными землетрясениями. Катастрофические сейсмические события с М=7,8 и М=7,7 проходили здесь в
1983 г. и в1993 г. Оба события сопровождались многочисленными афтершоками.
Таблица 1
Основные данные о сильных землетрясениях 1973-2012гг. в Японском море
№
Date
Lat
Long
Dep
Magnitude
п/п
1
29.09.1973 0:44
41,89
130,87
575
7,0
2
29.06.1975 10:37
38,76
129,99
560
6,5
3
09.03.1977 14:27
41,61
130,88
528
6,6
4
16.08.1979 21:31
41,81
130,79
588
6,7
5
31.03.1980 7:32
35,45
135,47
359
6,6
6
08.05.1981 23:34
42,66
139,13
200
6,0
7
26.05.1983 2:59
40,46
139,10
23
7,8
8
09.06.1983 12:49
40,24
139,02
30
6,3
9
09.06.1983 13:04
40,27
139,02
28
6,3
10
21.06.1983 6:25
41,35
139,10
9
6,9
11
07.05.1987 3:05
46,74
139,23
430
6,6
12
11.05.1990 13:10
41,82
130,86
578
6,3
13
13.11.1990 2:35
46,10
138,64
14
6,2
14
19.01.1993 14:39
38,65
133,46
448
6,6
15
07.02.1993 13:27
37,63
137,24
10
6,6
16
12.07.1993 13:17
42,85
139,20
16
7,7
17
12.07.1993 14:45
43,12
139,18
33
6,3
18
12.07.1993 16:01
42,83
139,29
28
6,0
19
07.08.1993 19:42
41,99
139,84
13
6,5
20
21.07.1994 18:36
42,34
132,87
471
7,3
21
31.03.1995 14:01
38,21
135,01
354
6,2
22
22.12.1996 14:53
43,21
138,92
226
6,5
23
13.02.2000 2:57
42,85
131,57
513
6,0
24
06.10.2000 4:30
35,46
133,13
10
6,7
25
27.07.2003 6:25
47,15
139,25
470
6,8
26
25.03.2007 0:41
37,34
136,59
8
6,7
27
16.07.2007 1:13
37,53
138,45
12
6,6
28
16.07.2007 14:17
36,81
134,85
350
6,8
29
29.06.2008 20:53
45,16
137,45
326
6,0
30
24.12.2009 0:23
42,24
134,72
392
6,3
31
11.03.2011 19:46
40,48
139,05
10
6,2
Следует отметить, что каждое из происходящих цунамиопасных и цунамигенных землетрясений в районе северо-западного побережья Японии почти всегда охватывало одну и ту же область, афтершоки также почти всегда происходили в одних и тех
196
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
же местах. Это постоянство определяется зоной столкновения на границе евразийской
и североамериканской плит. Данная зона представляет ясно выраженную линию землетрясений, так как к ней приурочены и другие землетрясения: слабые, сильные, мелкофокусные, глубокофокусные. В целом центральная восточная часть Японского моря в
близи северной части японских островов нередко подвергается сейсмическим сотрясениям, превышающим М=6, что видно на составленной карте сильных землетрясений в
Японском море (рис.1).
Рис.1. Карта сильных землетрясений в Японском море за период 1973-2012 гг.
Распределение количества сильных землетрясений по их энергетическим величинам за период 1973-2012 гг. по инструментальным данным приведены в табл.2. На
основании этих данных и карте эпицентров сильных землетрясений (см. рисунок 1)
изучаемой территории за тот же период с М≥6, определяется качественное представление о сейсмичности региона и опасности возникновения цунами в Японском море.
197
© ГИ УрО РАН, 2013
Таблица 2
Распределение сильных землетрясений в Японском море за период 1973-2012 гг.
по величинам магнитуд
М
6,0-6,2
6,3-6,5
6,6-6,8
6,9-7,1
7,2-7,4
7,5-7,7
7,8-8,0
Количество
7
8
11
2
1
1
1
землетрясений
Особенности распределения очагов сильных землетрясений по глубине можно
анализировать по табл.3 и построенной на её основании гистограмме (рис.2).
Таблица 3
Распределение очагов сильных, цунамиопасных и цунамигенных землетрясений в
Японском море за период 1973-2012 гг. по их глубинам
h, км
0-3
4-7
8-11 12-15 16-19 20-23 24-27 28-31 32-35
Количество
0
0
5
3
1
1
0
3
1
землетрясений
Рис.2. Гистограмма распределения очагов сильных, цунамиопасных и цунамигенных
землетрясений в Японском море по их глубинам
Основная масса гипоцентров расположена в пределах глубин 8-15 км. Относительно меньшее количество землетрясений имеют глубины 28-35 км, а землетрясения с
глубиной 16-23 км единичны.
Отметим, что глубокие очаги (h>200 км) характерны в основном для западного
побережья Японского моря, в районе юга Приморья, удалены от зоны столкновения
Евразийской Североамериканской плит на расстояние 600-800 км. Очаги цунамиопасных и цунамигенных землетрясений располагаются на восточном побережье Японского
моря непосредственно в районе границы столкновения, глубины очагов 8-35 км.
Выявление активных зон, которые могут быть зонами потенциальных очагов
цунамиопасных землетрясений, а также выявление их глубинного залегания является
одним из элементов изучения сейсмичности Японского моря.
Модель очагов землетрясений (рис.3) показывает, что очаги сильных землетрясений в Японском море распределены в основном на глубине от 300 до 600 км, второй
пласт – уже цунамиопасных и цунамигенных – землетрясений находится на глубине от
8 до 35 км. Приведённая модель даёт возможность связать очаги землетрясений с теми
или иными тектоническими структурами и зонами конвергенции.
198
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Рис. 3. Модель очагов сильных землетрясений в Японском море, 1973-2011 гг.
1.
2.
3.
1.
2.
3.
4.
5.
В результате проведённого анализа можно сделать следующие выводы:
Сильные сейсмические события в Японском море проявляются с магнитудой до
М=7,8.
Анализ распределения плейстосейстовых областей сильных землетрясений (М≥6)
выявляет зоны цунамиопасных землетрясений, они точно совпадают с границей
конвергенции евразийской и североамериканской тектонических плит.
Анализ распределения землетрясений с 1973 по 2011 гг. в пространстве и по глубине даёт возможность увязывать очаговые зоны глубоких землетрясений с предположением, что Плита Тихого океана перемещается со скоростью около 5 см/год в
северо-западном направлении, пододвигаясь под Японские острова, Курилы и
Камчатку. Постепенно опускаясь в астеносферу от Японского и КурилоКамчатского желобов, литосферная плита проходит под дном Охотского и Японского морей, достигая Приморья на широтах от Владивостока до северной части
залива Терпения на Сахалине. При этом передняя кромка плиты, положение которой определяется очагами глубоких землетрясений, опускается на глубину до 600700 км [5], что глубокофокусные землетрясения могут иметь природу движения
плит.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Бобков А.О. Оценка цунами-потенциала акваторий, омывающих дальневосточные
берега Российской федерации / А.О. Бобков, А.А. Поплавский // Вестник ДВО
РАН. − 2002. − №4. − С. 12-23.
Поплавская А.М. Цунами в Приморье 26 мая 1983 года и его последствия /
А.М. Поплавская. − Владивосток: ТОИ ДВНЦ АН СССР, 1988.
Кофф Г.Л. Риски цунами / Г.Л. Кофф. − Владивосток: Дальнаука, 2010.
Кубай Б.В. Цунами / Б.В. Кубай, Т.П. Щербинина. − Владивосток: ФГБУ «Приморское УГМС», 2010.
Родников А.Г. Глубинное строение континентальных окраин региона Японского
моря / А.Г. Родников [и др.] // Вестник краунц. науки о земле. − 2010. − №1. − №15.
− С. 33-44.
199
© ГИ УрО РАН, 2013
Т.А. Огнева
Пермский государственный национальный исследовательский университет, г. Пермь
О МЕТОДАХ ПОВЫШЕНИЯ АВТОМАТИЗАЦИИ ПРОЦЕССА
ИНТЕРПРЕТАЦИИ ЭЛЕКТРИЧЕСКИХ ЗОНДИРОВАНИЙ
В геофизике существует ряд проблем при решении обратных задач. Вопросы
повышения однозначности решения актуальны в различных геофизических методах и
связаны с определенными трудностями. Зачастую интерпретаторам приходится использовать не только свои знания и опыт, но и интуицию.
В случае электроразведки обратная задача может быть разделена на два этапа:
физико-математический и физико-геологический (рис.1), каждый из которых сопряжен
с различными трудностями. По известным физическим свойствам среды можно однозначно рассчитать электрическое поле, которое возникнет при исследовании этой территории (прямая задача электроразведки). Эта связь является строго определенной. При
решении обратной задачи необходимо по наблюденному электрическому полю найти
распределение свойств среды. Однако, на практике кривые зондирования всегда содержат определенные погрешности, поэтому в силу некорректности обратной задачи возникает неоднозначность и множество вариантов решения, что требует привлечения
различной дополнительной информации, включая сведения о параметрах слоев, коэффициентах анизотропии, характере поведения границ, влиянии помех и др.
Рис.1. Этапы решения обратной задачи электроразведки
Второй этап – физико-геологический, является не менее сложным и заключается
в формировании геологической модели среды на основании полученных физических
свойств. Наблюдается ситуация, аналогичная первому этапу. Каждому геологическому
образованию соответствует вполне определенное удельное электрическое сопротивление, в то время как по известным физическим свойствам невозможно однозначно восстановить геологические характеристики среды. Поэтому на данном этапе также необходимо привлечение априорной информации. В итоге возникает множество возможных
вариантов решений, отвечающих результатам полевой съемки ВЭЗ.
Одним из возможных путей решения этой проблемы является использование систем с элементами искусственного интеллекта. Это направление является перспективным и активно разрабатывается. Существует два принципиально различных подхода к
созданию интеллектуальных систем: экспертные системы и нейронные сети. Первые
моделируют процесс человеческих рассуждений и объяснений в узкой области знаний,
вторые основаны на принципах биологического строения мозга человека и состоят из
нейронов (модель клетки головного мозга), которые связаны между собой с различной
200
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
силой. Нейронные сети обучаются на примерах и могут решать задачи классификации,
аппроксимации, кластеризации и прогноза данных. Экспертные системы работают, используя базу знаний определенной области, которая позволяет делать необходимые выводы и оценивать вероятность их правильности. При этом учитывается опыт работы
многих экспертов в данной предметной области [3].
При решении обратной задачи электроразведки применение интеллектуальных
систем рационально и обоснованно, особенно это необходимо на этапе физикогеологической интерпретации, поскольку на данный момент не созданы другие способы его автоматизации. Для создания геологической модели необходимо использовать
дополнительные физические характеристики, полученные на основе комплексирования
методов. В данной работе сделана попытка поиска путей автоматизации физикоматематического этапа интерпретации.
Для создания достоверной модели геологической среды необходимо помимо полевых геофизических данных использовать большой объем априорной информации,
данных статистического анализа, а также иные сведения, полезные при интерпретации.
В программе «Зонд» реализован алгоритм решения обратной задачи, предполагающий
регуляризацию и позволяющий получать устойчивое решение на физикоматематическом этапе. Устойчивость достигается за счет привлечения дополнительной
информации. Однако априорные данные не могут однозначно соответствовать информационным возможностям метода. К примеру, при сопоставлении геологического разреза и обобщенных геоэлектрических слоев, выделенных по данным зондирования,
возникают различные варианты. В процессе интерпретации выполняется формирование
различных наборов опорных решений, критериев гладкости границ, влияния анизотропии, соответствующей формированию обобщенных слоев, определение пределов эквивалентности на основании статистических методов. Для наиболее полного использования априорной информации необходимо просмотреть сотни и тысячи вариантов решений, укладывающихся в рамки δ-эквивалентности [1, 2]. Вручную невозможно это сделать при обработке больших массивов данных. Алгоритм решения обратной задачи с
элементами регуляризации отражен формулой (1):
,
(1)
;
коэффициенты регуляризации.
В данной работе сделана попытка интерпретации при использовании максимального количества возможных вариантов задания априорной информации на основе
моделирования. Для этого использована модель, построенная для одного из участков
территории Верхнекамского месторождения калийных солей. Она включает пять профилей с общим количеством предполагаемых точек зондирования равным 80. Верхняя
часть разреза характеризуется очень изменчивыми значениями удельного электрического сопротивления (УЭС). Сопротивление горных пород терригенно-карбонатной
201
© ГИ УрО РАН, 2013
толщи, в целом, более устойчиво и зависит от содержания глинистых частиц. Соляномергельная толща выделяется в разрезе пониженными значениями сопротивления. Каменные соли являются опорным высокоомным горизонтом. На модели также отражены
аномальные зоны, соответствующие областям нарушения водозащитной толщи и связанные с возможными процессами соляного карстообразования. Геоэлектрический разрез по одному из профилей представлен на рисунке 2.
Рис.2. Исходная геоэлектрическая модель
Кривые зондирования, рассчитанные для данной модели, были использованы в
качестве исходных данных в программе «Зонд». Интерпретация проводилась в несколько этапов. При формальной количественной интерпретации без использования
процессов стабилизации и регуляризации полученное решение является неустойчивым
и не отвечает геологическим представлениям о строении территории (рис.3).
Рис.3. Результат интерпретации без использования алгоритма регуляризации
При последовательном вовлечении априорной информации в процесс регуляризации качество решения заметно повышается (рис.4). Программа создает модель,
наилучшим образом удовлетворяющую поставленным условиям. Критериями являются
совпадение рассчитанного поля с наблюденным, а также созданной модели с контрольными ВЭЗ. Одним из вариантов контроля может быть карта остаточных аномалий.
Полученный в результате интерпретации геоэлектрический разрез отражает основные особенности строения исходной модели и с достаточной точностью воспроизводит свойства среды.
Следующим шагом является автоматизация физико-геологического этапа интерпретации, основанная на интеллектуальных системах и создании базы модельных классов для решения различных геологических задач: поиска подземных вод, карстовых пустот, месторождений и др. Целью является автоматическое формирование отчета определенной структуры, с необходимыми иллюстрациями и заключениями.
202
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Рис.4. Геоэлектрический разрез, полученный в результате интерпретации с применением алгоритма регуляризации
1.
2.
3.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Колесников В.П. Основы интерпретации электрических зондирований /
В.П. Колесников. – М.: Научный мир, 2007. – 248 с.
Колесников В.П. О повышении однозначности интерпретации электрических зондирований / В.П. Колесников // Вестник Пермского университета. – Пермь: издательство ПГУ, 2011. – Вып. 2 (11). – C. 45-51.
Ясницкий Л.Н. Введение в искусственный интеллект: учеб. пособие для студ.
высш. учеб. заведений / Л.Н. Ясницкий // 2-е изд., испр. – М.: Издательский центр
«Академия», 2008. – 176 с.
В.Ю. Осипов, А.Ю. Осипова
Институт геофизики УрО РАН, г. Екатеринбург
ТЕКТОНИЧЕСКОЕ РАЙОНИРОВАНИЕ ЮГО-ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ
ПЕРМСКОГО КРАЯ ПО ОСОБЕННОСТЯМ СТРОЕНИЯ ЗЕМНОЙ КОРЫ
Аннотация. Рассмотрены результаты исследований, выполненных Институтом
геофизики УрО РАН, по созданию схемы тектонического районирования юго-запада
Пермского края с учётом информации, полученной в процессе обобщения данных ГСЗ,
МОВЗ, ОГТ на региональных профилях; анализа потенциальных полей, космодешифрирования и орогидрографии. Внесены существенные коррективы относительно рельефа фундамента осадочного слоя, за поверхность которого принята кровля нижнеархейских кристаллических комплексов, составлена схема тектонического районирования с
учетом расположения основных подразделений (блоков) земной коры и тектонических
элементов.
1. Юго-западная часть Пермского края является одним из основных нефтедобывающих районов Волго-Уральской нефтегазовой провинции. Его территория, относительно палеозоя, достаточно хорошо изучена геолого-геофизическими исследованиями. Что касается глубоко погруженных горизонтов осадочного слоя (к ним относятся
предположительно субплатформенные докембрийские отложения), то они мало изучены. Но именно они считаются потенциальными объектами для пополнения ресурсной
базы углеводородного сырья. Имеется несколько глубоких скважин, которые вскрыли
докембрийские породы в интервале глубин 2,0-5,5 км. Наиболее глубокой из них –
7,0 км – является Орьебашевская, расположенная на севере республики Башкортостан,
которая впервые вскрыла комплекс доломитов нижнего рифея, мощностью около
2,5 км и затем прошла еще более 2,0 км по терригенным осадкам того же возраста. По
203
© ГИ УрО РАН, 2013
данным Свердловского профиля ГСЗ доломиты характеризуются высокими значениями
скорости (6,8-7,0 км) и развиты преимущественно в восточной части отрицательной
структуры по кристаллическому фундаменту с аномальными чертами глубинного строения (рис.1). Глубина залегания фундамента по данным ОГТ оценивается в 8,0-13,0 км,
его скоростные параметры аналогичны нижнеархейским комплексам Южно-Татарского
свода – 5,9-6,3 км/с.
В связи с ограниченностью данных модель нижнерифейского мегакомплекса
принимается в виде субгоризонтальной слоисто-дискретной среды, что соответствует
наблюдаемой волновой картине на разрезах ОГТ. Исходя из этого, выбирается технология изучения нижнерифейского мегакомплекса и расположение параметрических, с поисковыми задачами, глубоких скважин на поднятиях в толще докембрия. Например,
Дубовогорская – на одноименном поднятии в Куединском районе. Не исключено, что
модель среды на некоторых участках и на разных глубинных уровнях может существенно отличаться от принятой. А это отрицательно скажется на решении проблемы
глубоко погруженных отложений осадочного слоя.
Основной структурой рассматриваемой территории является Калтасинская отрицательная структура с горизонтальными размерами до 150 км, рассматриваемая как
единый авлакоген [2]. Образование такого крупного подразделения континентальной
коры не могло не сопровождаться осложнениями тектонического плана, метаморфическими преобразованиями и интрузивной деятельностью. Поэтому одной из основных
задач при решении проблемы глубинной нефти является целенаправленное изучение
структурно-тектонических особенностей строения нижнерифейских комплексов с учётом специфики строения земной коры.
Рис.1. Сейсмогеологический разрез по Свердловскому профилю ГСЗ
по району Калтасинского авлакогена
Уловные обозначения: Основные поверхности раздела (1-6): 1 – Кровля нижнего мегакомплекса I СГЭ,
возможно PR1-PR2 возраста; 2 – Древний кристаллический фундамент архейского возраста; 3 – Кровля
III СГЭ, возможно протокоры; 4 – Отражающие границы кристаллической коры; 5 – Положение древнего фундамента по данным КМПВ; 6 – Переходного мегакомплекса в низах коры; 7 – Основной сейсмогеологический раздел Мохоровичича; 8 – Предполагаемые разрывные нарушения: а – разделяющие, преимущественно, блоки земной коры и верхней мантии, б – преимущественно в верхней и средней частях
коры; 9 – Значение скорости продольных волн Vp, в км/с.
2. Юго-запад Пермского края относится к достаточно хорошо изученным глубинными сейсмическими зондированиями районам России. Это Свердловское пресечение ГСЗ, отработанное по полным системам непрерывного профилирования [1], Ураль204
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
ский профиль, исследования на котором выполнены по системе ГСЗ и методу обменных волн удалённых землетрясений, геотраверс «Гранит» – по системе дифференциальных зондирований, комплексом сейсмических и других геофизических методов. В
процессе обобщения, на основе разработанной методики глубинного геокартирования
[1] составлены однотипные сейсмогеологические разрезы, объёмная плотностная модель верхней части литосферы, представленная в виде трёх крупных подразделений:
- первый сейсмогеологический этаж (до поверхности нижнеархейского кристаллического фундамента),
- кристаллическая кора (К01-М),
- верхи верхней мантии до первого регионального уровня изостатической
компенсации (М-80 км).
На рисунке 2 представлена плотностная 3D-модель, а на рисунке 3 – схема тектонического районирования кристаллической коры территории с координатами 52°-58°
в.д, 56°-58° с.ш. В процессе продолжения исследований в схему тектонического районирования верхней части земной коры, включая кристаллический фундамент, внесены
коррективы с учетом информации по региональным профилям ОГТ, по которым сотрудниками ОАО «Пермнефтегеофизика» и ООО «Пермлукойл» составлен макет тектонической
схемы
поверхности
фундамента
предполагаемого
архейсконижнепротерозойского возраста; анализа потенциальных полей, выполненного в значительном объёме в Горном институте УрО РАН [3]; результатов космодешифрирования
и анализа гидросети. Это позволило построить схему рельефа нижнеархейского кристаллического фундамента, и схему тектонического районирования верхней части земной коры, согласованной с общей моделью ВЧЛ масштаба 1:500 000 (рис.4).
Рис.2. Объемная плотностная модель
205
© ГИ УрО РАН, 2013
Рис.3. Схема тектонического районирования кристаллической коры
Условные обозначения: Геоблоки (1, 2): 1 – Восточно-Уральский (ВУГБ); 2 – Уральская складчатая система (УСС); Мегаблоки (3-5): 3 – Пермско-Камский (ПКМБ); 4 – Коми-Пермяцкий (КПМБ); 5 – Западно-Уральская мегазона (ЗУМЗ); 6 – Контуры предполагаемых палеоактивных структур верхней части
литосферы. Цифрой в кружке показан Калтасинский рифт-авлакоген (1); 7 – Контуры геоблоков (а) и
мегазон (б), контуры блоков, соответствующие глубинным разломам I, II, и III порядков; 8 – Разломная
тектоника: субширотные дислокации первого (а) и второго (б) порядка; преимущественно диагональные разломы (в), возможно сдвиговой природы (г).
3.
Установлено, что крупная отрицательная структура в поверхности древнего (нижнеархейского) кристаллического фундамента представлена двумя блоками, различающимися по специфике строения ВЧЛ. Западный, названный Воткинским, соответствует Верхнекамской впадине с типичными чертами строения континентальной
земной коры для такого типа. Восточный – Куединский блок –отличается аномальными чертами глубинного строения: значительное поднятие пород верхней мантии
до 33,0-35,0 км возможно за счёт процессов преобразования пород нижней части
земной коры в эклогиты [4], погружения поверхности нижней коры (т.н. «базальтовый слой»), увеличенной мощности нижнерифейского мегакомплекса, верхняя часть
которого представлена Калтасинскими доломитами. На основе полученной информации делается также предположение о принадлежности Куединского блока к нижнерифейскому авлакогену.
Сложное тектоническое строение (см. рисунок 3) обусловлено сдвигами, субширотными дислокациями и субвертикальными глубинными разломами. По ранее опубликованным данным [1] рассматриваемый район, особенно его восточная часть, находится в пределах глубинной флюидо-динамической зоны, элементы которой проявлены
в составленной схеме. Большинство известных месторождений юго-запада Пермского
края находят объяснение в схеме тектонического районирования, поскольку, как правило, приурочены к узлам пересечения глубинных разломов различной направленности. А это указывает на значительную роль вертикальной составляющей в УВ-системе
и может свидетельствовать о значительном потенциале субплатформенных осадочных
отложений R, особенно доломитовых и карбонатных, карбонатно-терригенных комплексов и их высокой нефтегазоперспективности.
206
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Необходимо форсировать их изучение. Прежде всего, это относится к целенаправленному параметрическому бурению скважин глубиной 5,0 км, чему должно соответствовать продолжение начатых исследований, в первую очередь это относится к созданию схематической тектонической карты нижнерифейских комплексов юго-запада
Пермского края масштаба 1:500 000 с учётом установленных особенностей строения
верхней части литосферы.
Рис.4. Схема (макет) тектонического районирования (Бардымская площадь),
с учетом элементов новейшей тектоники (В.С. Дружинин, 2012)
(Составлена на основе глубинной информации с учетом данных по космодешифрированию, геоморфологии и геофизических линеаментов)
Условные обозначения: Блоки земной коры: СТБ – Северо-Татарский, УДБ – Удмурдский, ЮТС – ЮжноТатарский, НКБ – Нижнекамский, ВКБ - Воткинский, КЛБ - Калтасинский, ПРБ - Пермский, БКБ Бымско-Кунгурский, БШБ - Башкирский, СС - Сарапульская структура;
Границы основных тектонических подразделений: 1 – Калтасинский блок; 2 – Западная граница блоков с
увеличенной глубиной залегания поверхности древнего кристаллического фундамента; 3 – Западная граница Воткинского блока; Дизъюнктивная тектоника: 4 – Линеаменты новейшей тектоники; Элементы глубинной тектоники: 5 – Субширотные дислокации; 6 – Субвертикальные разломы; 7 – Основные
составляющие сдвиговой тектоники; 8 – Пограничные зоны; 9 – Известные месторождения нефти
(Неганов В.М., 2010); 10 – Профили ГСЗ и их названия.
Исследования проведены с участием В.С. Дружинина, Н.И. Начапкина.
Работа выполнена при поддержке УрО РАН (проект ориентированных фундаментальных исследований № 12-5-012-РОСТЭК).
1.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Дружинин В.С. Роль информации о строении верхней части литосферы Уральского
региона для решения региональных задач тектонического районирования и оценки
207
© ГИ УрО РАН, 2013
2.
3.
4.
нефтегазоперспективности
исследуемых
территорий
[монография]
/
В.С. Дружинин, Н.И. Начапкин, В.Ю. Осипов. – Германия, 2012. – 153 с.
Неганов В.М. Сейсмогеологическая интерпретация геофизических материалов
Среднего Приуралья и перспективы дальнейших исследований на нефть и газ /
В.М. Неганов. – Пермь, 2010. – 248 с.
Новоселицкий В.М. Основные технологии векторной обработки и интерпретации
гравитационных и магнитных полей / В.М. Новоселицкий [и др.] // Вопросы теории
и практики геологической интерпретации гравитационных, магнитных и электрических полей: материалы сес. Междунар. науч. семинара им. Д.Г. Успенского. – М.:
ОИФЗ РАН, 2001. – С. 71-72.
Ярош А.Я. Связь верхней мантии со структурами земной коры Пермского Приуралья / А.Я. Ярош, В.С. Дружинин, Г.Г. Красин // Геофизические методы поисков
и разведки: сборник статей. – вып. 1. – СГИ. Свердловск, 1975. – С. 13-20.
Н.С. Попова, М.Г. Бояршинова
Пермский государственный национальный исследовательский университет, г. Пермь
Филиал ООО «ЛУКОЙЛ-Инжиниринг» «ПермНИПИнефть», г. Пермь
ЛИТОЛОГИЧЕСКОЕ РАСЧЛЕНЕНИЕ КАРБОНАТНЫХ ПОРОДКОЛЛЕКТОРОВ ПО ГЕОФИЗИЧЕСКИМ И ПЕТРОФИЗИЧЕСКИМ ДАННЫМ
Значительная часть добычи углеводородов в Пермском крае связана с карбонатными коллекторами. Литологический состав пород-коллекторов оказывает существенное влияние на определение их фильтрационно-емкостных свойств геофизическими
методами [5]. В данной статье, в связи с необходимостью дифференциации породколлекторов, рассматривается возможность литологического расчленения карбонатных
отложений по геофизическим и петрофизическим данным на примере фаменскотурнейских отложений северо-восточной части Башкирского свода.
Верхнедевонско-турнейский карбонатный нефтегазоносный комплекс является
одним из главных в Пермском крае. Содержит 11,8% суммарных геологических ресурсов жидких углеводородов, около 23% ресурсов растворенного газа, 9,1% свободного
газа и около 8% конденсата [4].
Карбонатная зарифовая толща фаменского яруса северной части Башкирского
свода до недавнего времени считалась малоперспективной для поисков новых залежей
нефти, несмотря на многочисленные факты притоков нефти из различных интервалов
фаменских отложений. Как правило, эти притоки квалифицировались лишь как следствие обнаружения непромышленных скоплений или просто как нефтепроявления, что
объясняется невысокой интенсивностью притоков нефти. Однако многие геологи отмечали
перспективность
фаменских
зарифовых
отложений
(С.И. Шкарубо,
И.И. Литвинова, В.А. Ощепков и др.) [1].
В административном плане территория исследований расположена в юговосточной части Пермского края. В тектоническом отношении – в восточной части
Волго-Уральской антеклизы Восточно-Европейской платформы. Палеогеографически и
палеотектонически большая часть района исследований приходится на северную часть
Таныпско-Тартинской атоллообразной банки и северную часть Уразметьевского компенсированного прогиба Камско-Кинельской системы прогибов (ККСП). Структурный
верхнедевонский план территории был образован в позднефранское время, когда формировались многочисленные органогенные постройки. По результатам исследований
многих авторов (Ю.И. Кузнецов, В.А. Ощепков, Э.К. Сташкова, А.П. Вилесов и др.)
208
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
большую часть фаменского века седиментация в пределах изучаемой территории происходила в условиях зарифового мелководья.
Литологические исследования всего многообразия карбонатных пород фаменского яруса Башкирского свода позволили установить, что формирование мощной карбонатной толщи этого района происходило в обстановках трех фациальных зон: открытого мелководного шельфа с нормальной соленостью, относительно изолированной
мелководной шельфовой лагуны и эвапоритовой (себховой) равнины [1, 2].
Для каждой фациальной зоны характерны свои литогенетические типы (ЛГТ)
пород. Объединяя все ЛГТ по составу, можно сказать, что зоне открытого шельфа соответствуют преимущественно известняки, зоне шельфовой лагуны – чаще всего переходные разности (известняки доломитовые и доломиты известковые) с включениями
сульфатов, зоне себховой равнины – доломиты с включениями сульфатов.
В турнейское время осадконакопление носило преимущественно унаследованный характер.
Как известно, процесс доломитизации по-разному влияет на формирование пористости в породах. Так, на стадии диагенеза доломитизация известкового ила, протекающая под воздействием перенасыщенных растворов, приводит к образованию доломитов, пористость которых ничтожно мала [3]. Доломиты исследуемой территории как
раз являются диагенетическими, то есть не будут представлять интереса с точки зрения
потенциальных коллекторов. Соответственно наибольший интерес в плане нефтегазоносности будут представлять известняки открытого мелководного шельфа.
В ходе выполнения работы использованы результаты исследования керна в количестве 200 образцов, отобранных из пяти скважин Аспинского, Лесного, Преображенского и Соловатовского нефтяных месторождений, а также данные комплекса геофизических исследований скважин (ГИС). Все образцы разделены на три группы, соответствующие выделенным по результатам анализа кернового материала трем крупным
литотипам: известняки, переходные разности (известняки доломитовые и доломиты известковые), доломиты. На известняки приходится 98 образцов, на переходные разности
– 78, на доломиты – 24 образца керна.
Рис.1. Сопоставление пористости и проницаемости по разным литотипам
209
© ГИ УрО РАН, 2013
По зависимости пористости от проницаемости (рис.1) не проявляется однозначная граница между литотипами, поэтому требуются дополнительные признаки для
установления геофизических и петрофизических особенностей различных типов карбонатных пород. В дальнейшем, на основе этой информации возможна реконструкция
разреза исследуемой территории, а построение попластовых карт, отражающих преобладающий тип отложений, позволит выделить наиболее перспективные участки для
разработки.
Из геофизических данных, полученных в скважинах с отбором керна, использованы показания бокового (БК), акустического (АК), нейтронного (НК) каротажа. В результате привязки керна по данным гамма-сканирования выявлено соответствие значений удельного электрического сопротивления (УЭС), интервального времени пробега
продольной волны, водородосодержания конкретным образцам керна.
Таким образом, каждый изучаемый образец керна охарактеризован шестью признаками – УЭС, интервальным временем пробега продольной волны, водородосодержанием, определенными по ГИС, а также плотностью, значениями радиусов и извилистости поровых каналов, определенными по керну.
Рис.2. Распределение литотипов по классам а – плотности, б – УЭС, в – интервального
времени пробега продольной волны, г – водородосодержания, д – радиусов поровых
каналов, е – извилистости поровых каналов
− известняк,
− переходные разности,
− доломит
210
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
По каждому из признаков построены распределения выделенных литотипов по
классам (рис.2). Более дифференцированно литологические разности выделяются по
плотности, УЭС и извилистости поровых каналов. Оставшиеся три признака можно использовать в качестве дополнительных критериев. Так или иначе, существует возможность успешного расчленения карбонатного разреза по геофизическим признакам на
петрофизической основе скважин с подробным исследованием керна. В дальнейшем
предполагается выполнить кластерный анализ данных исследования скважин без отбора керна, количественно оценить компонентный состав изучаемых отложений по данным ГИС и сравнить его с результатами лабораторных исследований.
1.
2.
3.
4.
5.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Бояршинова М.Г. Литолого-фациальная характеристика фаменских отложений северо-восточной части Башкирского свода / М.Г. Бояршинова, Е.Е. Винокурова //
Фациальный анализ в нефтегазовой литологии: труды II Регионального совещания.
– Томск: Изд-во ЦППС НД, 2012. – С. 86-92.
Вилесов А.П. Изучение литолого-фациального строения продуктивной карбонатной толщи фаменского яруса Башкирского свода с целью повышения эффективности геолого-разведочных работ / А.П. Вилесов, Е.В. Пятунина // Нефтяное хозяйство. − №6. − 2011. − С. 82-85.
Золоева Г.М. Изучение карбонатных коллекторов методами промысловой геофизики / Г.М. Золоева [и др.]. − М.: «Недра», 1977. − 176 с.
Лядова Н.А. Геология и разработка нефтяных месторождений Пермского края /
Н.А. Лядова, Ю.А. Яковлев, А.В. Распопов. − М.: ВНИИОЭНГ, 2010. − 335 с.
Попова Н.С. Разработка алгоритма определения пористости и литологического состава сульфатно-карбонатных пород-коллекторов по геофизическим данным /
Н.С. Попова, А.С. Некрасов // Геофизика, 5. – М.: РИЦ ЕАГО, 2011. – С. 89-92.
И.В. Пудова, Н.Ю. Афонин
Институт экологических проблем Севера УрО РАН, г. Архангельск
ОПЫТ ПРИМЕНЕНИЯ МАЛОГЛУБИННОЙ СЕЙСМОРАЗВЕДКИ В
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЯХ ГРУНТОВ
НИКОЛЬСКОЙ ЦЕРКВИ
Нашему поколению досталось большое наследие в виде разрушенных храмов и
церквей. Большинство из них относятся к памятникам архитектуры, часть которых православная церковь пытается восстановить собственными силами. Сохранение историко-культурного наследия жизненно необходимо в условиях современной действительности, особенно для подрастающего поколения [1].
Объектом исследований, в рамках данной работы, является сильно разрушенная
Никольская церковь: полностью отсутствуют перекрытия, часть стен опирается на
фундамент, в котором есть полости и выбоины (рис.1).
Для восстановления таких объектов важным моментом является характеристика
сферы взаимодействия геологической среды и уникального сооружения. Геофизические методы, в том числе и сейсморазведочный метод, успешно применяются для детального обследования грунтов и фундаментов ответственных сооружений [2]. Инженерно-геологическая обстановка в Нижегородской области связана с наличием карстовых зон, 14-15% от всей площади области занимает сульфатный, сульфатно–
карбонатный и карбонатный типы карстов.
211
© ГИ УрО РАН, 2013
Рис.1. Никольская церковь, г. Ворсма Нижегородской области
Решаемые задачи – определить общую геологическую обстановку под разрушенным сооружением; связать полученные результаты с имеющимися данными по
скважинам и шурфам; дать информацию для проведения дальнейших мероприятий по
укреплению основания. Используемый метод – малоглубинная сейсморазведка методом преломленных волн – позволяет выявить пространственное распределение и количественную оценку упругих и других свойств геологической среды при изучении инженерно-геологических процессов и состояния грунтов оснований храма [3].
Используемая аппаратура: переносная сейсморазведочная станция Geode (USA),
12-канальная сейсмическая коса и 12 сейсмоприемников с полосой пропускания от 14
до 40 Гц. Возбуждения упругих колебаний проводились с помощью кувалды (8 кг) по
металлической пластине. Для увеличения соотношения «сигнал-помеха» удары выполнялись серией (по тестовым наблюдениям до 5 ударов), записи суммировались.
Рис.2. Схема расположения сейсморазведочных профилей у подножия стен и внутри
церкви Никольская, − скважины,
− шурфы
Основная отработка профилей осуществлена по периметру церкви, профиля 5-8
заложены внутри сооружения, так как отсутствовало основание. На рисунке 2 пред212
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
ставлена схема расположения сейсморазведочных профилей у подножия стен и внутри
Никольской церкви с заданием условных координат по осям Х, У участка работ. Система наблюдений профильная, пункты возбуждения с выносом (максимальный 40 м)
(рис.3).
Рис.3. Профильная система наблюдений по профилю 10
Выбор системы наблюдений был задан исходя из возможности дальнейшей томографической обработки и более детального выделения неоднородностей. Профиль
наблюдений составляет 11 м, расстояние между каналами − 1 м. Обработка материалов
проводилась с помощью специализированной программы «RadExPro+» (МГУ
им. М.В. Ломоносова). На первом этапе построены преломляющие границы по системам встречных и нагоняющих годографов способом t0 и t разностных, составлены сейсмические разрезы, проведена интерпретация материала. На втором этапе будет проводиться томографическая обработка.
Верхнюю часть разреза представляют следующие инженерно-геологические
элементы (по результатам бурения): техногенный слой (наносной песок, мусор, битый
кирпич, галька), слой супесей, ниже залегает песок, водонасыщенный песок и глины
(рис.4б).
Рис.4. Сейсмогеологические разрезы профилей 9, 12 расположенных вдоль северной
стены храма относительно условных координат
По результатам сейсморазведочных работ и интерпретации полученных материалов построены сейсмогеологические разрезы. На рисунке 4а представлен один из сейсмогеологических разрезов по линии профилей 9, 12. Он был проложен в метре от стен
церкви с северной стороны. Первая преломляющая граница разделяет техногенные отложения и отложения супесей. Средние скорости верхнего слоя (V1) в пределах 203249 м/с, граничные скорости Vгр1=405-567 м/с. Вторая преломляющая граница разделяет отложения супесей и песков. Средние скорости до второго преломляющего гори-
213
© ГИ УрО РАН, 2013
зонта (V2) в пределах 246-291 м/с, граничные скорости вдоль выделенной границы
Vгр2=1260-1280 м/с.
Мощность техногенного слоя на участке исследований в среднем составляет от 1
до 2 м. Небольшое увеличение мощности от 2 до 2,2 м просматривается напротив северной стороны трапезной (профиль 9, координата по оси Х: 37-40 м) и далее в направлении до середины крыльца молельного зала (профиль 12, координата по оси Х: 4043 м). Напротив северо-восточного угла молельного зала мощность техногенного слоя
достигает 1,7-1,8 м.
Мощность слоя супесей в среднем 2 м. Небольшое понижение границы и увеличение мощности до 2,5-3 м просматривается напротив восточной стороны крыльца молельного зала и его северо-восточного угла (профиль 12, координата по оси Х: 44-51 м).
На участке напротив северо-восточного угла трапезной (профиль 9, координата по оси
Х: 36-40 м) выделена потеря корреляции поверхностных волн, предположительно, на
глубине 3 м, что указывает на неоднородность в среде.
Рис.5. Сейсмогеологические разрезы по профилям 5-6
На рисунке 5 представлены сейсмогеологические разрезы верхней части разреза
по профилям 5 и 6, и показаны некоторые характерные записи. Отметим, что данные
профиля находятся внутри здания. Первая преломляющая граница разделяет техногенные отложения и отложения супесей. Средние скорости верхнего слоя (V1) в пределах
194-237 м/с, граничные скорости Vгр1=402-428 м/с. Мощность техногенного слоя увеличивается к южному алтарю трапезной до 2 м. Выделена вторая преломляющая граница, средние скорости до второго преломляющего горизонта (V2) в пределах 209284 м/с, граничные скорости вдоль границы песков Vгр2=1250-1270 м/с. Мощность
слоя супесей по профилю 5 составляет 1-1,5 м, просматривается понижение границы к
восточной стене трапезной (координата по оси Х: 34-36 м). Мощность слоя супесей по
профилю 6 составляет 2,3-3,1 м, граница ровная.
На ряде сейсмограмм выделены дифрагированные волны, предположительно
связанные с наличием в среде локальных неоднородностей (рис.6а). На сейсмограммах
на участке работ выделяются также зоны потери корреляции волны и зоны поглощения
амплитуд. Например, на профиле 2 (рис.6б) представленная зона отождествляется нами
как засыпанный подвал. При вскрытии шурфом этой зоны, были обнаружены останки
черепов и костей, приблизительно на глубине 1,5 м. Данные неоднородности не отождествляются нами как карстовые зоны, которые так же не были выделены по данным
бурения.
214
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Рис.6. Сейсмограммы по профилю а) ПР4; б) ПР2
Рис.7. Распределение средней скорости до первого преломляющего горизонта
на участке работ
По полученным материалам построено распределение скоростей на всем участке
исследований для выделения наиболее ослабленных зон. Выделено несколько
аномальных участков (рис.7): две низкоскоростные зоны − верхняя часть основания
церкви (при вскрытии шурфами там были обнаруженны остатки человеческих костей),
− три зоны потери корреляции поверхностных волн и четыре зоны отсутствия корреляции второго преломляющего горизонта. Эти данные необходимо учесть при
восстановлении храма.
В задачу исследований входила проработка методики системы наблюдений для
сильно разрушенных объектов, учет влияния стесненной застройки соседних зданий и
условий внутренней планировки. Положительным в данном случае было то, что
удалось отработать часть профилей внутри храма. Недостаточное расстояние выноса
пунктов возбуждений от линии приема дало малую глубинность исследований.
Возможно, обработка материала методом сейсмической лучевой томографии с
применением алгоритма адаптивной автоматической параметризации среды в терминах
скоростей и глубин сейсмических границ (ИФЗ им. О.Ю. Шмидта), даст более углубленную характеристику среды. Для томографической обработки установлена скоростная модель среды: первый слой – техногенный, имеющий средние скорости продольных волн 170-240 м/с и мощность техногенного слоя в среднем от 1 до 2 м; второй слой
– супеси, средние скорости продольных волн в супесях от 250 до 330 м/с, мощность супесей 1,8-2,9 м; третий слой – пески, мощность слоя которых 4 м.
215
© ГИ УрО РАН, 2013
Таким образом, данные исследования позволили определить общую геологическую обстановку под разрушенным сооружением, выделить наиболее ослабленные
зоны и предоставить информацию строителям для реставрации храма.
Работа выполнена при частичной поддержке проекта в рамках ФЦП соглашение 8331, инициативного проекта №12-Y-5-1006, молодежного проекта №13-5-НП345.
1.
2.
3.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Игумен Иосия (Сидунов) Опыт организации строительных и реставрационных работ в Свято-Троицкой Сергиевой Лавре / Игумен Иосия (Сидунов) // Сборник трудов 3-го Международного научно-практического Симпозиума «Природные условия
строительства и сохранения храмов Православной Руси». – Сергиев Посад: Патриарший полиграфический центр, 2006. – С. 14-24.
Сейсмологические исследования в арктических и приарктических регионах / Под
ред. чл.-корр. РАН Ф.Н. Юдахина. – Екатеринбург: УрО РАН, 2011. – 244 с.
Боганик Г.Н. Сейсморазведка: учебник для вузов / Г.Н. Боганик, И.И. Гурвич. –
Тверь: Издательство АИС, 2006. – 744 с.
Р.С. Романов
ФГБОУ ВПО «Уральский государственный горный университет», г. Екатеринбург
ТЕОРЕТИЧЕСКИЕ ПРЕДПОСЫЛКИ ОКОНТУРИВАНИЯ РУДНЫХ ЗАЛЕЖЕЙ
С ПРИМЕНЕНИЕМ ПОГРУЖЕННОЙ ДВУХПОЛЮСНОЙ УСТАНОВКИ
Метод заряда является одним из основных методов скважинной электроразведки
и имеет богатую историю. Это связано с тем, что он прост в исполнении и не требует
специализированной аппаратуры. Теоретические и экспериментальные основы метода,
заложенные К. Шлюмберже, И.К. Овчинниковым, А.С. Семеновым и другими исследователями в 30–40 годах прошлого века, продолжают непрерывно совершенствоваться и
развиваться.
Данная работа направлена на теоретическое обоснование оконтуривания рудных
залежей с применением двухполюсной погруженной установки.
Известна методика, дающая возможность оконтуривания заряженных тел, находящихся на небольшой глубине, по экстремумам графиков градиент-потенциалов. Но
она имеет свои недостатки [1]. Одним из главных недостатков в этой методике является
необходимость наличия удаленного «бесконечность» заземления. Другим недостатком
данной методики являются неточности результатов при попытках оконтуривания глубокозалегающих тел, для которых экстремумы значительно смещаются относительного
границ рудных тел.
Ввиду недостатков методики, рассмотренной выше, была предложена методика
оконтуривания рудных тел с применением двухполюсной установки [2]. Теоретические
исследования по новой методике были проведены путем физического моделирования в
электролитической ванне. С течением времени и развитием вычислительной техники,
представилась возможность выполнить исследования путем аналитических расчетов
поля.
В настоящей работе приводятся результаты расчета электрического поля токовой системы «заряженное тело – отрицательный точечный источник». Расчеты проводились с применением решения, известного из работы [3], при допущении, что заряженное тело – это идеально проводящий плоский диск, расположенный в изотропном
216
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
проводящем полупространстве. Были учтены эффекты влияния границы раздела «земля-воздух», а также эффекты взаимовлияния заряженной пластины и точечного источника, а поле изучалось на поверхности полупространства. По результатам этих расчетов построены картины изолиний потенциала в нижнем полупространстве, графики
градиент-потенциала поля положительно заряженного тела и суммы полей положительно заряженного тела и точечного отрицательного источника на разных глубинах.
Картины поля дают представление о его структуре и условиях растекания тока при
двух вариантах токовой установки.
Из приводимых графиков градиент-потенциала при малых глубинах положение
экстремумов градиент-потенциала для сравниваемых токовых установок не сильно различается и приблизительно соответствуют границам заряженного тела (рис.1).
Рис.1. Графики градиент-потенциала от заряженного тела (1) и от системы
«заряженное тело – отрицательный точечный источник» (2) на малых глубинах
Рис.2. Графики градиент-потенциала от заряженного тела (1) и от системы
«заряженное тело – отрицательный точечный источник» (2) на больших глубинах
Одним из главных преимуществ данной методики при исследованиях на малых
глубинах перед стандартной модификацией метода заряда является отсутствие зазем217
© ГИ УрО РАН, 2013
ления «бесконечность», что существенно сокращает временные и финансовые затраты
и трудоемкость метода.
С увеличением глубины, градиенты двухполюсной установки остаются близки
границам тела, а при традиционном варианте экстремумы значительно смещаются
(рис.2). Последний пример показывает перспективность применения двухполюсной
установки в методе заряда и, следовательно, необходимость продолжения исследований по моделированию полей для различных взаимоположений заряженного тела и точечного источника.
Хотя данный вариант заряженного тела требует возможности помещения отрицательного источника под пересеченное рудное тело, что не всегда обеспечивается, он
может быть рекомендован для проведения разведочных работ и накопления производственного опыта.
1.
2.
3.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Родионов П.Ф. Электроразведка методом заряда / П.Ф. Родионов. – М.: Наука,
1971.
Сапожников В.М. Математическая обработка и интерпретация материалов метода
заряда: учеб. пособие / В.М. Сапожников. – Свердловск: изд-во УПИ
им. С.М. Кирова, 1977. – 50 с.
Семенов М.В. Электроразведка рудных полей методом заряда / М.В. Семенов [и
др.]. – Л.: Недра, 1984. – 216 с.
М.А. Романова
ФГБОУ ВПО «Уральский государственный горный университет», г. Екатеринбург
ФИЗИКО-ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ОБОСНОВАНИЕ ПРИМЕНЕНИЯ
ГЕОФИЗИЧЕСКИХ МЕТОДОВ ДЛЯ ПОИСКА ЭПИГЕНЕТИЧЕСКИХ
МЕСТОРОЖДЕНИЙ УРАНА
Корректное применение геофизических методов для поисков месторождений
полезных ископаемых возможно только при наличии обоснованного комплекса физико-геологических предпосылок. Наиболее ярким примером является поиск сульфидных
месторождений электроразведочными методами. Эти методы эффективны при концентрации сульфидов свыше десяти процентов.
В урановых объектах содержание полезного компонента обычно не превышает
десятых долей, реже – первых процентов. Урановые минералы по плотности, магнитной восприимчивости, удельному электрическому сопротивлению и поляризуемости
незначительно отличаются от вмещающих горных пород. Соответственно методы гравиразведки, магниторазведки и электроразведки не могут использоваться в прямых поисках урана.
Радиометрические методы выделяют зоны с повышенными содержаниями радионуклидов (в т.ч. и урана), но характеризуются малой глубинностью и не эффективны
при поисках глубокозалегающих месторождений с поверхности. Глубинный эманационный трековый метод не даёт нужных результатов. Это следует из сопоставления интервала половинного ослабления активности потока радона (0,4-0,7 м в грунтах), скорости миграции радона в обводненных горных породах и его периода полураспада.
Применение методов общей геофизики для выделения физико-химических барьеров, извлекающих уран из растворов, весьма проблематично. Основание:
− минералы, которые обычно полагают осадителями (восстановителями) урана (сульфиды, органические вещества и т.п.) в урановорудных зонах и вбли218
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
зи них имеют практически те же концентрации, что и сам уран. На глубинах
более 50 м подобные минеральные скопления выделить сложно;
− минералы-восстановители рудных зон должны давать отрицательные аномалии естественного электрического поля (ЕП). Вместо этого, по многочисленным данным каротажа ПС урановорудные зоны либо не выделяются совсем, либо связаны с положительными аномалиями потенциала ЕП.
Известно, что в некоторых случаях уран находится на участках с повышенными
концентрациями органического вещества. Но органическое вещество не определяется
геофизическими методами, применяемыми при поисках урана. Кроме того, по ряду
причин, обязательность осаждения урана органическим веществом представляется сомнительной [1].
Таким образом, устанавливается проблема обоснования применимости геофизических методов для поиска урановых месторождений, которая требует решения.
Обратимся к известным физико-геологическим особенностям, присущим формированию урановых руд. В частности, к результатам изучения распределений урана в
потоках вод, протекающих через болота Канады и США. Воды потоков, втекающих в
болота, характеризуется повышенными концентрациями урана (около 3×10-4 г/л). Воды
болот имеют высокие концентрации урана (2×10-3 г/л и более). Воды, вытекающие из
болот, содержат уран в фоновых концентрациях (5×10-6 г/л и менее). Обычно полагается, что высокие концентрации урана в водах болот являются следствием разрушения
урансодержащих веществ в торфяниках и гумусе с концентрацией урана до 0,1÷0,2%.
Хотя более логичным представляется накопление урана из втекающих потоков. При
этом первичное накопление происходит в воде болот, а вторичное – в твердой фазе.
Объяснение локальности накопления урана в потоке вод, с позиций стандартных
представлений геохимии и гидрогеохимии, сомнительно по следующим причинам:
1) На сегодняшний момент геохимические представления основаны на термодинамике. Но применение термодинамики к геологическим процессам не всегда оправдано. Термодинамический подход используется для характеристики химических процессов в закрытых средах (рис.1). В реальных геологических средах механический процесс
– течение вод – обуславливает удаление части реагентов из места реакции и привнос
новых. Таким образом, геологические среды являются открытыми средами. То есть к
реакциям, происходящим в реагирующем объеме, через посредство потока добавляются реакции взаимодействия самого реагирующего объема с окружающей его средой.
Рис.1. Схематическое сопоставление условий прохождения химических реакций в различных средах
2) Еще одним существенным отклонением процессов, происходящих в геологических средах, от термодинамических представлений является структурный фактор.
219
© ГИ УрО РАН, 2013
Общеизвестно, что геометрия пространства, в котором происходят геологические процессы, оказывает существенное воздействие на процесс формирования руд. То есть химические процессы перехода веществ из вод в твердое состояние зависят от формы потока миграции рудных веществ. Известно также, что в лабораторных условиях прохождение химических реакций не зависит от формы объема. Соответственно, без дополнительных условий объяснение известного геологического факта – накопления рудных
веществ в «структурных ловушках» – на основе использования только термодинамических представлений невозможно. В реальных геологических средах использование термодинамических характеристик взаимодействия горных пород и вод должно производиться с обязательным учетом влияния дополнительных факторов.
Наиболее общей и обязательной в гидрогенных месторождениях является структурная особенность: приуроченность оруденения к местам изменения поперечного сечения водопроводящего канала. На этих местах изменяется скорость течения потока:
чем больше поперечное сечение потока, тем меньше его скорость, и наоборот (рис.2).
Рис.2. Схема распределения характеристик электрического поля
в месте выхода потока вод из трещин в открытое пространство
Геометрические характеристики среды непосредственно на прохождение химических реакций влияния не оказывают. Зато скорость течения потока вод может влиять
на химические реакции путем воздействия ЕП, возникающего при движении вод относительно горных пород. Известна формула (1) зависимости напряженности электрического поля от скорости течения вод [2]:
2ερυ
(1)
⋅ξ ,
π ⋅r
где ξ − дзета-потенциал двойного электрического слоя, v – скорость движения раствора, Е − напряженность электрического поля, r − радиус капилляра, ρ − удельное электрическое сопротивление жидкости, ε − диэлектрическая проницаемость раствора.
Напряженность электрического поля оказывает непосредственное и направленное силовое воздействие на электрически заряженные частицы твердой и жидкой фаз
(ионы). Соответственно, происходит воздействие и на обмен веществ между фазами.
Электрическое поле обуславливает прохождение электрического тока в проводящих средах. При этом на распределение тока в пространстве неизбежно влияние геоE=
220
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
метрических параметров окружающей и реагирующей сред, а также их удельных электрических сопротивлений.
Фильтрация потока вод через пористую среду в едином направлении обеспечивает формирование электрического поля по течению потока. Согласно имеющимся
теоретическим и экспериментальным данным:
- начало потока отмечается отрицательными значениями потенциала;
- фронт потока – положительными.
Известно, что при стекании вод с холма разница потенциала ЕП между вершиной и подошвой может достигать 600 мВ и более. Подобный уровень достаточен для
прохождения многих электрохимических реакций.
Электрическое поле оказывает на воды силовое воздействие, препятствующее
движению катионов (и растворенных веществ целом). В местах повышения напряженности электрического поля (изменения поперечного сечения потока) условия для
накопления рудных веществ непосредственно в водах наиболее благоприятны.
Это представление полностью соответствует обобщению результатов радиогидрогеохимических исследований А.К. Лисицына [3] (рис.3).
Рис.3. Распределение значений основных физико-химических параметров, определенных по скважинам одного из урановых месторождений Южного Казахстана
Итак, уровень напряженности электрического поля определяется скоростью потока вод за счет изменения его поперечного сечения. Кроме того, при прочих равных
условиях участки возрастания удельного электрического сопротивления вмещающих
горных пород характеризуются большим уровнем напряженности электрического поля
по сравнению с участками низкого сопротивления. Соответственно, изменяется интенсивность перехода веществ между жидкой и твердой фазами [4].
Приведенное представление является упрощенной моделью формирования руд.
Данные электроразведки доказывают приуроченность урановорудных объектов к блокам горных пород аномально высокого удельного электрического сопротивления. Кроме того, на урановорудных зонах наблюдается наличие положительных аномалий естественного электрического поля.
Экспериментальным подтверждением влияния поперечного сечения потока вод
на осаждение из него радионуклидов являются результаты радиационных обследований на технологическом оборудовании добычи нефти. Пластовые воды, поступающие в
оборудование вместе с нефтью, зачастую характеризуются повышенными активностями радионуклидов. Осаждение радионуклидов на стенках труб и емкостей приводит к
возрастанию их гамма-активности. Отмечено повышение МЭД труб на участках увели221
© ГИ УрО РАН, 2013
чения их диаметра. Особенно интенсивное повышение МЭД свойственно буферным
емкостям. Выявлено различие распределений МЭД по буферным емкостям в зависимости от направления потока. Продольный ввод потока характеризуется резким возрастанием МЭД на участке ввода и постепенным понижением к месту вывода потока водонефтяной эмульсии.
Следует обратить внимание на сходство уровней суммарной альфа активности
пластовых вод ряда нефтяных месторождений и урановых месторождений. Это заставляет задуматься о реальной скорости образования руд урановых месторождений, т.к.
возрастание содержаний радионуклидов в технологическом оборудовании на нефтедобыче составляет первые годы до выхода на асимптоту.
Приведенные особенности подтверждают соответствие реальности модифицированного представления. В природных условиях распределения потенциала естественного электрического поля и удельного электрического сопротивления горных пород достаточно надежно изучаются с помощью методов электроразведки. Все указанные особенности можно и нужно использовать в практике поиска урановых месторождений и, возможно, эксплуатации.
1.
2.
3.
4.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Романов А.М. Модификация физико-геологических представлений о формировании эпигенетических месторождений урана / А.М. Романов, М.А. Романова. – Екатеринбург, 2012. – С. 119-131.
Фридрихсберг Д.А. Курс коллоидной химии / Д.А. Фридрихсберг. – Л.: Химия,
1974.
Лисицын А.К. Гидрогеохимия рудообразования / А.К. Лисицын. – М.: Недра, 1975.
Романов А.М. Взаимодействие вод с горными породами / А.М. Романов. – Алматы:
ИВТ НАК «Казатомпром», 2003.
П.А. Рязанцев
Институт геологии КарНЦ РАН, г. Петрозаводск
ОСОБЕННОСТИ ГЕОЭЛЕКТРИЧЕСКОГО МОДЕЛИРОВАНИЯ
ПРИ ИЗУЧЕНИИ НАРУШЕННОСТИ ГРАНИТНОГО МАССИВА
Введение. Важной частью успешного применения электроразведочной геофизики является выбор физико-геологической модели, которая наиболее полно определяла
бы особенности геологического разреза и отвечала информационным возможностям
используемых методов [1]. Поэтому изучение особенностей моделирования при создании геоэлектрических разрезов может являться дополнительным средством для улучшения последующей интерпретации. Следует отметить, что для каждого отдельного
случая геологического строения или методологии проводимых работ существует своя
специфика создания моделей.
В данной работе анализируются результаты опытно-методических работ по изучению нарушенности, проведённых на Салминском массиве гранитов-рапакиви, расположенном в Республике Карелия. Интерес к данному объекту обусловлен тем, что граниты-рапакиви характеризуются, как правило, высокими удельными сопротивлениями,
что на фоне обводнённости зон ослабления приводит к возникновению резкой контрастности. В результате чего возникает целый ряд особенностей при построении геоэлектрических моделей, недоучёт которых понижает качество проводимых работ.
Объект исследования и методы его изучения. Салминский многофазный массив гранитов-рапакиви – один из нескольких плутонов, расположенных вдоль южной
222
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
краевой части Фенноскандинавского щита в виде пояса, в котором он занимает наиболее восточное положение и является по времени образования самым молодым [2].
Практический интерес к его изучению обусловлен возможностью разведки новых месторождений облицовочного камня. Исследование нарушений и тектонических напряжений в пределах Салминского массива показало, что современная картина его трещиноватости обусловлена как прототектоникой, так и новейшей тектоникой [3]. В пределах массива был выделен ряд участков, на которых выполнялись опытно-методические
работы по изучению трещиноватости с использованием геофизики.
В качестве основного метода использовалась электротомография на постоянном
токе – методика, основанная на применении многоэлектродных электроразведочных
кос, подключаемых к аппаратуре, способной коммутировать токовые и измерительные
электроды на произвольные выводы косы. Такая технология на порядок увеличивает
производительность и разрешающую способность исследований методом сопротивлений, особенно если аппаратура имеет несколько измерительных каналов, позволяющих
измерять разность потенциалов одновременно с нескольких приемных линий [4].
Для проведения работ использовалась многоэлектродная электроразведочная
станция «СКАЛА-48» с двумя 24-электродными косами [5]. Измерения выполнялись
дипольной установкой, эффективной по разрешающей способности и с хорошей чувствительностью к вертикальным границам [6]. Шаг позиций электродов равнялся 5 м,
такая геометрия позволила получить максимальную глубину исследований в пределах
45 м.
Результаты. В качестве примера рассматриваются два перпендикулярных профиля (обозначенные А-Б и В-Г и длиной 230 м каждый), выполненных в пределах Салминского массива гранитов-рапакиви на крупном естественном обнажении (рис.1).
Рис.1. Два перпендикулярных профиля электротомографии
(штриховкой обозначены нарушенные области)
В первую очередь следует отметить крайне высокие уровни удельных сопротивлений, полученных при моделировании, что обусловлено минералогическим составом
гранитов-рапакиви, и прежде всего отсутствие рудных включений. Интересный результат электротомографии – обнаружение мощной зоны пониженных сопротивлений, локализованной между пикетами 80x–160x, -18y–-38y по профилю А-Б и 140x–220x, -18y–
-40y по профилю В-Г. В геологическом плане данная область, возможно, связана с распространением крупного субгоризонтального нарушения с последующей дезинтеграцией пород и образованием дресвы, что характерно для процесса выветривания гранитов-рапакиви.
223
© ГИ УрО РАН, 2013
Уверенно выделяется обводнённый приповерхностный слой мощностью 4-5 м.
Слева на профиле В-Г наблюдается мощная зона пониженных сопротивлений (до 20 м),
которая приурочена к понижению рельефа. Следует отметить, что, несмотря на чувствительность дипольной установки к вертикальным границам, субвертикальные
нарушения на геоэлектрических разрезах проявлены слабее, по сравнению с горизонтальными.
Для детального анализа получаемой картины распределения сопротивлений по
профилю А-Б построены разрезы распределения относительной чувствительности и
уровня невязки (рис.2). По распределению чувствительности можно выделить несколько особенностей, характерных для этого разреза. Это, прежде всего, области понижения
значений с 0,6 до 0, 25 условных единиц на пикетах 30x−60x, 10y−20y и 140x−190x,
10y−20y (рис.2а). Эти области совпадают с наиболее высокоомными областями на
псевдоразрезе удельных сопротивлений. Вероятней всего, именно такое распределение
чувствительности и вызывает мнимое увеличение сопротивлений, в результате чего образуются локальные аномалии, не имеющие геологического отражения.
Рис.2. Разрезы по профилю А-Б: а) Относительной чувствительности (в усл. ед.); б)
Уровня невязки между измеренными и рассчитанными данными (в процентах)
Интересным фактом является и то, что по распределению уровня невязки (то
есть расхождения измеренных и рассчитанных данных) наибольший процент расхождения, до 38%, наблюдается именно в этих областях (рис.2б). Появление таких аномалий предположительно связано с контрастной зоной перехода между относительно
проводящей верхней и монолитной зоной высокого сопротивления. Кроме того своё
влияние могла оказать трещиноватость, выступая в качестве приповерхностной неоднородности. Подобный эффект выделяется в ряде случаев при выполнении вертикальных электрических зондирований и носит название С-эффект [7]. Также следует отметить, что предполагаемая зона дробления в интервале глубины 18-40 м попадает в область малой чувствительности и низкого разрешающей способностью, в результате чего модельное сопротивление в её пределах занижено относительно истинных значений
и имеет резкий контраст относительно окружающей обстановки.
Заключение. В результате проведённых методических работ на массиве гранитов-рапакиви можно выделить следующие особенности при создании геоэлектрических
моделей:
1. Высокий уровень модельных сопротивлений (до 100 кОм·м);
224
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
2.
3.
Наличие резких контрастов удельных сопротивлений;
Возникновение ложных аномалий и изменение уровня удельных сопротивлений из-за наличия неоднородностей;
4. Слабая проявленность вертикальных нарушений на фоне уверенно выделяющихся горизонтальных;
5. Высокий процент расхождения измеренных и модельных данных в областях
распространения геологических неоднородностей.
Учёт данных факторов позволяет корректнее выполнять интерпретацию результатов данных электротомографии по гранитным массивам, особенно в районах с недостаточной геологической изученностью.
1.
2.
3.
4.
5.
6.
7.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Колесников В.П. Основы интерпретации электрических зондирований /
В.П. Колесников. – М.: Научный мир, 2007. – 248 с.
Светов А.П. Магматизм шовных зон Балтийского щита / А.П. Светов,
Л.П. Свириденко. – Л.: Наука, 1991. – 200 с.
Иванов А.А. Методологические основы оценки месторождений блочного камня /
А.А. Иванов, В.А. Шеков // Горный журнал. – 2012. – №5. – М.: Издательский дом
«Руда и металлы». – С. 44-47.
Манштейн А.К. Малоглубинная геофизика: учебное пособие / А.К. Манштейн. –
Новосибирск.: Издательство НГУ, 2002. – 136 с.
Балков Е.В. Электротомография: аппаратура, методика и опыт применения /
Е.В. Балков [и др.]. – Новосибирск, 2010. – 21 с. // [Электронный ресурс]. Режим
доступа: www.nemfis.ru
Loke M.H. Tutorial: 2-D and 3-D electrical imaging surveys / M.H. Loke. – Malasya,
2010. – 148 р. // [Электронный ресурс]. Режим доступа: www.geotomo.com
Электроразведка методом сопротивлений. Учебное пособие. / Под ред.
В.К. Хмелевского, В.А. Шевнина. – М.: Изд. МГУ, 1994. – 160 с.
Б.В. Саакян, А.Л. Оганесян
Институт геофизики и инженерной сейсмологии НАН Республики Армения, г. Гюмри
ПРОСТРАНСТВЕННО-ВРЕМЕННОЙ АНАЛИЗ СЕЙСМИЧНОСТИ СЕВЕРОЗАПАДНОЙ ЧАСТИ АРМЕНИИ
Богатые исторические сведения, а также современные инструментальные данные указывают, что территория северо-западной части Армении и примыкающая к ней
область Джавахетского нагорья насыщена сейсмическими событиями [2, 6, 11]. Исследование сейсмического режима этой территории является крайне важной и актуальной
задачей, так как обусловлено ее высокой сейсмичностью, повышенной плотностью
населения, а также наличием в ней очаговой зоны разрушительного Спитакского землетрясения 7 декабря 1988 г. с MS=6,7.
Авторами была поставлена задача произвести пространственно-временной анализ распределения землетрясений на этой территории на основе базы долговременных
инструментальных данных, с целью выявления характерных закономерностей и особенностей проявления сейсмичности. Следует отметить, что в прошлом также выполнялись многочисленные аналогичные исследования, направленные на изучение как
сейсмичности очаговой зоны Спитакского землетрясения, так и сейсмичности
Джавахетского нагорья в отдельности. Принимая во внимание, что сейсмичность вышеуказанных областей представляет собой сейсмогенетически взаимосвязанную си225
© ГИ УрО РАН, 2013
стему, для исследований была выбрана территория, ограниченная географическими координатами φ=40,6º÷41,6ºN, λ=43,3º÷44,7ºE.
На основе сбора, анализа и систематизации инструментальных данных основных
параметров землетрясений, приведенных в различных мировых, региональных и республиканских каталогах, впервые для исследуемой территории был составлен сводный
электронный каталог землетрясений за период с 1962 по 2004 гг, состоящий из более
11 тысяч сейсмических событий [5, 9]. Каталог был подвергнут двухэтапной выборке.
На первом этапе из него были отфильтрованы многочисленные афтершоки, сопровождающие сильные землетрясения, а также землетрясения, проявленные в виде “роев” и
разных группирующихся событий. Для этой цели был применен метод “пространственно-временного окна Кнопова” [13], основанного на зависимости площади и времени
проявления афтершоков от величины магнитуды основного толчка.
lgL=a1+b1MS, lgT=a2+b2MS
(1)
На основе учета региональных особенностей сейсмичности для исследуемой
территории были рассчитаны значения эмпирических коэффициентов a и b этих зависимостей. Для обеспечения однородности представительности инструментальных данных, на втором этапе был исследован закон повторяемости землетрясений, который показал, что за наблюдаемый период представительным энергетическим классом является
K≥8.
В результате проведенной двухэтапной выборки для дальнейших исследований
в сводном электронном каталоге остались 2970 независимых сейсмических событий.
Как известно, каждое сейсмическое событие представляет собой функцию пятимерных
переменных F (φ, λ, H, T, K), из которых φ, λ, H − пространственные координаты гипоцентра, а T и K − соответственно время возникновения и сила землетрясения. Эти параметры были приняты за основу при проведении пространственно-временного анализа
сейсмичности. Согласно принятому в сейсмологических исследованиях принципу
иерархичности, пространственный анализ является основным. Исходя из этого, для
данной территории была построена карта распределения эпицентров землетрясений
(рис.1).
На данной карте указаны также основные геотектонические элементы исследуемой территории, описанные в работах [5, 7, 9]. Как видно из приведенной карты, земная
кора исследуемой территории имеет сложное геотектоническое строение, состоящее из
системы разнотипных и разнонаправленных активных глубинных разломов. Многочисленные исследования по геоморфологии и современных движениях земной коры указывают на то, что в данном регионе происходят активные геодинамические процессы
[1, 4, 8]. Они сопровождаются приведенными в сводном электроном каталоге многочисленными сейсмическими событиями, пространственное распределение эпицентров
которых также имеет сложное строение. Практически вся исследуемая территория покрыта эпицентрами землетрясений различных энергетических классов. На этой же карте в реальных геометрических размерах приведены очаги сильных землетрясений:
Дманиского 01.01.1978 г. (MS=5,2), Параванского 13.05.1986 г. (MS=5,6) и самого разрушительного на Кавказе в XX веке Спитакского землетрясения 07.12.1988 г. (MS=6,7).
На исследуемой территории выявляются отдельные зоны и области с более высокой
плотностью распределения эпицентров землетрясений. Они в основном взаимосвязаны
с определенными сейсмотектоническими элементами и их дизъюнктивными узлами.
226
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Рис.1. Карта распределения эпицентров землетрясений различных энергетических
классов и активные глубинные разломы
В первую очередь следует выделить зону, протягивающуюся вдоль ПамбакСеван-Сюник глубинного активного разлома первого ранга от юга-востока к западу исследуемой территории, а также сейсмоактивную область Джавахетского нагорья, замкнутую субмеридианальными Абул-Самсарским и Кетчутским активными разломами.
Учитывая то обстоятельство, что сейсмическое поле исследуемой территории состоит
из эпицентров землетрясений с широким диапазоном энергетических классов K, для
выделение структуры пространственного распределения землетрясений различных
энергетических классов был построен комплекс карт эпицентров землетрясений с энергетическими классами K≥8, K≥9, K≥10, K≥11 (рис.2а, б, в, г), по методике, приведенной
в работе [3].
Анализ карт показывает, что сейсмическое поле эпицентров этих землетрясений
по мере увеличения значений подвергается пространственным изменениям. На общем
фоне сужения этих полей с возрастанием энергетических классов, наблюдается тенденция стягивания этих зон к сейсмотектоническим структурам района исследования.
Особенно явно это просматривается на рисунке 2г, где эпицентры землетрясений с
K≥11 фактически трассируют отдельные сегменты сейсмоактивных глубинных разломов ПССР и КР.
Особый интерес представляет распределение гипоцентров землетрясений по
глубине земной коры исследуемой территории. Для этой цели из сводного каталога была проведена выборка землетрясений, имеющих достаточную точность глубин залегания очагов (∆h=±2 км), общее количество которых составило порядка 1100 событий. На
основе этих данных были построены графики распределения суммарной высвобожден227
© ГИ УрО РАН, 2013
ной сейсмической энергии ∑E Дж и количество N очагов землетрясений по глубине залегания (рис.3).
41,600С
41,600С
а) K≥8
б) K≥9
41,000С
41,000
40,600С
43,300В
44,000В
41,600С
40,600
43,300В
44,700В
44,000В
г) K≥11
41,500С
в)
44,700В
Bogdanovk
a
Bavr
a
41,000С
40,600
43,300В
41,000С
44,000В
40,700С
43,300В
44,600В
44,000В
44,500В
Рис.2. Карта областей пространственного распределения эпицентров землетрясений
различных энергетических классов K
Распределение очагов землетрясений по глубине представлено 4-ми кривыми,
соответственно, с изменением энергетических классов с K≥8 до K≥11. На всех кривых
наблюдаются два ярко выраженных пика, соответствующих глубинам 5 км и 10 км, и
указывающих на наличие в земной коре исследуемой территории двух сейсмоактивных
слоев:
− в переходной зоне от осадочного к гранитному слоям (3÷7 км), в котором
сосредоточены в основном очаги слабых и средней силы землетрясений с
К=8÷10;
− в переходной зоне от гранитного к базальтовому слоям земной коры (мощность 9÷13 км), в котором в основном располагаются очаги более сильных
землетрясений с K≥10.
228
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Рис.3. График распределения суммарной высвобожденной сейсмической энергии и количества очагов землетрясений по глубине залегания
По сравнению с кривыми распределения количества землетрясений с глубиной
график высвобожденной суммарной сейсмической энергии имеет сложный вид. Высвобожденная суммарная сейсмическая энергия сконцентрирована в основном в глубинах слоя, имеющего мощность H=9÷15 км. Именно в этом сейсмоактивном слое располагаются гипоцентры сильных землетрясений, произошедших в исследуемой территории: Дманиского 1978 г. (MS=5,2), Параванского 1986 г. (MS=5,6) и самого разрушительного в XX веке на Кавказе Спитакского землетрясения 7 декабря 1988 г. (MS=6,7).
Следует отметить, что наличие двух сейсмоактивных слоев в земной коре характерно только для исследуемой территории. В многочисленных аналогичных исследованной территории Кавказа в целом и отдельных ее сейсмоактивных областей территориях такое явление не наблюдается.
С целью анализа временно-энергетического распределения сейсмичности исследуемой территории была построена сводная гистограмма распределения количества
землетрясений и высвобожденной суммарной сейсмической энергии по годам (рис.4).
Рис.4. Распределение количества землетрясений и высвобожденной суммарной сейсмической энергии по годам
229
© ГИ УрО РАН, 2013
Анализ этой гистограммы показывает, что сейсмический режим исследуемой
территории имеет сложное проявление. Четко выделяется период 1988-1990 гг., совпадающий с возникновением Спитакского землетрясения 7 декабря 1988 г. и последующего афтершокового процесса, в котором как количество выделенных землетрясений,
так и высвобожденная суммарная сейсмическая энергия имеют абсолютно высокие
значения. Однотипные периоды с относительно низкими значениями этих параметров
наблюдаются также при Дманиском 1978 г., и Параванском 1986 г. землетрясениях. В
отличие от них выделяется период с 1994 по 2004 г., который характеризуется наличием большого количества сейсмических событий и относительно низкими и средними
значениями высвобожденной сейсмический энергии.
Наряду с такими проявлениями сейсмичности наблюдаются отдельные года:
1973 г., 1977 г., 1985 г., 1987 г., когда значения как количества землетрясений, так высвобожденной суммарной сейсмической энергии минимальны и фактически представляют собой явления сейсмических затиший, предваряющих сильные землетрясения в
районе исследования.
На основе вышеприведенных исследований возникают следующие основные
выводы:
1. Пространственный анализ распределения эпицентров землетрясений указывает на
высокую сейсмическую активность и сложную структуру сейсмического поля исследуемой территории. Наблюденные на этой территории эпицентры землетрясений с K≥10 имеют тенденцию стягивания к сейсмотектоническим структурам и
фактически их трассируют.
2. В земной коре исследуемой территории выделяются характерные только этой области два сейсмоактивных слоя с различными глубинами значения и мощностями.
Выявленные очаги сильных землетрясений расположены во втором, более глубоком сейсмоактивном слое.
3. Временно-энергетический анализ сейсмичности указывает на сложный характер
проявления сейсмического режима во времени, с наличием явлений сейсмических
затиший и периодов активизации сильных землетрясений.
1.
2.
3.
4.
5.
6.
7.
8.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Балян С.П. Новейшая и современная тектоника сейсмоактивных орогенов Армении
и района Спитакского землетрясения / С.П. Балян, Д.А. Лилиенберг,
Е.Е. Милановский // Геоморфология. − №4. − 1989. − С. 3-15.
Бюс Е.И. Сейсмические условия Закавказья / Е.И. Бюс. − Т.I, II, III. − Тбилиси,
1948, 1952, 1955.
Геодакян Э.Г. Поля плотностей сейсмического фона территории Армении и их
связь с очагами сильных землетрясений / Э.Г. Геодакян [и др.]. − Гюмри: ‘Гитутюн’ НАН РА, 2011. − С. 60-77.
Горшков А.И. Морфоструктура Малого Кавказа и места возможных землетрясений
(M≥5,5) / А.И. Горшков [и др.] // Физика Земли. − №6. − 1991. − С. 30-36.
Гоцадзе О.Д. Параванское землетрясение 13 мая 1986 г. / О.Д. Гоцадзе [и др.]. − М.:
Наука, 1991. − С. 1-122.
Землетрясения Северной Евразии 1991-2004 гг. − Обнинск: ГС РАН, 1997-2010 гг.
Караханян А.С. Активная тектоника и сейсмичность / А.С. Караханян // Геология
Севана. − Ереван: Изд. НАН РА, 1994. − С. 122-128.
Лилиенберг Д.А. Анализ геодезических и морфоструктурных данных района катастрофического землетрясения в Армении / Д.А. Лилиенберг, В.Р. Ященко // Геоморфология. − №3. − 1991. − С. 23-28.
230
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
9.
Оганесян С.М. Выделение зон возникновения очагов землетрясений на основе сейсмологической идентификации и параметризации основных элементов структурнодинамической модели земной коры Армении / С.М. Оганесян [и др.] // Науки о
земле. − 2008. − Т. LXI. − С. 39-44.
10. Рубинштейн М.М. Сейсмотектонические особенности Джавахетского (Ахалакского) Нагорья / М.М. Рубинштейн, А.Д. Цхакая // Академия наук Грузинской ССР −
Труды Института геофизики. − Т. XVII. − 1958. −С. 161-174.
11. Сейсмологический бюллетень Кавказа 1962-1990 гг. // Мецинереба. − Тбилиси.
12. Gardner J.K. Is the sequence of earthquakes in southern California, with aftershocks removed, poissonian? / J.K. Gardner, L. Knopoff // Bulletin of the Seismological Society of
America. − Vol.64, №5. − 1974. − Р. 1363-1366.
Р.Ю. Сальманова
Институт геологии УНЦ РАН, г. Уфа
УЧЕТ ВЛИЯНИЯ ПАЛЕОКЛИМАТА ПРИ ОЦЕНКЕ ГЛУБИННЫХ
ТЕМПЕРАТУР ДЛЯ ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ РЕСПУБЛИКИ БАШКОРТОСТАН
В работе предложена новая методика расчета глубинных температур с учетом
исправленных на влияние палеоклимата значений теплового потока. Описанная методика протестирована на имеющихся качественных данных по глубоким скважинам, в
которых выполнены измерения температуры. С использованием материалов по региональным сейсмическим профилям и предложенной новой методики выполнена оценка
глубинных температур до отметки -10000 м. Составлены схемы изотерм для платформенной части Республики Башкортостан на отметках
-5000 м, -10000 м. Такой
подход может и должен использоваться и в других регионах. Полученные результаты
могут учитываться как при изучении процессов нефтегазообразования, так и при оценке сохранности залежей углеводородов.
Измерения температуры в скважинах на изучаемой территории на протяжении
многих лет проводились трестом «Башнефтегеофизика». Глубины, до которых выполнены измерения температуры в скважинах составляют, в основном, от 1 до 3 км. В нескольких параметрических скважинах глубина измерения температуры достигает 55,5 км. Таким образом, прямые данные о температурном режиме глубоких горизонтов
практически отсутствуют. Эти сведения можно получить только путем численных оценок.
Для расчета глубинных температур необходимо иметь сведения о глубинном
строении изучаемого региона и о теплофизических свойствах отдельных слоев разреза.
Сведения о глубинном строении были приняты по результатам комплексных геофизических работ, проводившихся ОАО «Башнефтегеофизика» по региональным профилям
с целью изучения структурно-тектонических особенностей строения рифей-вендских и
палеозойских отложений до глубины 12-15 км. Теплопроводность выделяющихся по
геолого-геофизическим данным отдельных горизонтов рифей-вендских отложений и
кристаллического фундамента охарактеризована по данным наших измерений на образцах из глубоких параметрических скважин [1].
Обычно оценка глубинных температур в районах со стационарным тепловым
полем проводится по известной плотности теплового потока и теплопроводности отдельных слоев земной коры [4] и, на первый взгляд, не представляет трудностей. Однако даже если пренебречь вкладом радиоактивных источников тепла для самой верхней
части коры, оценка теплопроводности отдельных горизонтов остается отдельной сложной задачей и вносит свою долю неопределенности в результат. Кроме того, есть еще
231
© ГИ УрО РАН, 2013
оно обстоятельство, которое может существенно повлиять на результаты расчета температур глубоких горизонтов. Это влияние прошлых изменений климата на результаты
определения плотности теплового потока. Показано [2], что на территории Башкирского Предуралья поправки в измеренную плотность теплового потока на влияние палеоклимата могут составлять 20-40% в зависимости от глубины скважины. Этот факт
необходимо учитывать при оценке температур глубоких горизонтов, не вскрытых бурением.
В предположении о плоскопараллельном залегании слоев и вертикальности
скважины температуру T(x) на некоторой глубине x можно представить в виде суммы
[3, 4]:
∆x
T ( x ) = T0 + q ∑ i + Θ( x ) ,
i λ i
(1)
где T0 – температура поверхности Земли, q – плотность глубинного теплового потока,
Δxi – мощность i-го слоя с теплопроводностью λi, Θ(x) – температурная аномалия на
глубине x, вызванная прошлыми изменениями климата.
Тогда, если T1 – температура, измеренная в скважине на некоторой глубине x1,
то температуру нижележащих слоев можно рассчитать следующим образом:
∆x
T ( x ) = T1 + q ∑ i + Θ( x ) − Θ( x1 ).
i λ i
(2)
Искажения Θ(x) для отдельных зон изучаемого региона рассчитаны на основе
модели прошлых изменений климата, предложенной в работе [2].
Оценки показывают, что влияние двух последних членов в правой части уравнения (2) практически несущественно. Основной вклад в разницу между температурами
на некоторой глубине, определенными с использованием измеренных и исправленных
на влияние палеоклимата значений теплового потока, вносит плотность теплового потока q, принятая при расчетах.
Проверка предложенного метода расчета глубинных температур выполнена по
данным из глубокой параметрической скважины Леузинская-1, расположенной в башкирской части Юрюзано-Сылвенской впадины Предуральского прогиба. Использована
термограмма, записанная до глубины 4512 м. Перед измерением температуры скважина
находилась в консервации больше месяца, после окончания бурения прошло больше 3
месяцев.
Оценки показывают, что при характерных для платформенной части Республики
Башкортостан значениях плотности измеренного и исправленного на влияние палеоклимата теплового потока 35 мВт/м2 и 45 мВт/м2 разница в вычисленных температурах на глубине 5 км составляет порядка 20°C, а на глубине 10 км уже порядка 40°C.
При этом температуры, вычисленные с использованием исправленной на влияние палеоклимата плотности теплового потока, лучше согласуются с результатами измерений
в глубоких скважинах.
Таким образом, при оценке температур глубоких горизонтов, не вскрытых бурением, в качестве верхней границы расчетной области можно принять максимальную
глубину, на которой надежно измерена температура в скважине. Предлагается при
оценке температур глубоких горизонтов, не вскрытых бурением, использовать не измеренные классическим способом значения плотности теплового потока, а значения, исправленные на влияние палеоклимата.
С использованием предложенной методики построены карты распределения
температур в западной части Республики Башкортостан на отметках -5000 м и 10000 м.
232
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Температурное поле изучаемого региона неоднородно, и неоднородность возрастает с увеличением глубины. Температура меняется от 66°C до 134°C на отметке 5000 м и от 117°C до 227°C на отметке -10000 м. На обеих картах повышенными значениями температур выделяются южный купол Татарского свода и Мраковская впадина.
Пониженные значения температур отмечаются на северо-востоке территории в
Юрюзано-Айской впадине, в северо-западной части и в районе Бирской седловины.
Тепловое поле в определенных зонах сильно дифференцировано. Поскольку распределение плотности теплового потока на изучаемой территории относительно однородно,
неоднородности температурного поля могут объясняться распределением пород с различными теплофизическими и емкостными свойствами, т.е. литолого- фациальной характеристикой разреза. Возможно влияние движения подземных вод по проницаемым
зонам, хотя этот вопрос требует дополнительного изучения.
В работах Н.Н. Христофоровой с коллегами [5, 6] при анализе температурного
поля соседней Республики Татарстан отмечается, что наблюдаемые перепады в температуре в значительной степени определяют пути миграции нефти и газа и тесно связаны с процессами формирования залежей углеводородов и, соответственно, их распределением по площади региона.
Карты изотерм глубоких горизонтов построены для Республики Башкортостан
впервые. Рекомендуется использовать их при проведении поисково-разведочных работ
на нефть и газ в глубинных горизонтах осадочной толщи.
1.
2.
3.
4.
5.
6.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Голованова И.В. Тепловое поле Южного Урала / И.В. Голованова. − М.: Наука,
2005. − 189 с.
Голованова И.В. Новый вариант карты теплового потока Урала, построенный с
учетом влияния палеоклимата / И.В. Голованова [и др.] // Доклады Академии наук.
− 2008. − Т.422, №3. − С. 394-397.
Демежко Д.Ю. Геотермический метод реконструкции палеоклимата (на примере
Урала) / Д.Ю. Демежко. − Екатеринбург: УрО РАН, 2001. − 144 с.
Любимова Е.А. Термика Земли и Луны / Е.А. Любимова. − М.: Наука, 1968. − 279 с.
Христофорова Н.Н. Тепловой режим и оценка перспектив нефтегазоносности Приволжского региона / Н.Н. Христофорова [и др.] // Георесурсы. − 2004. − №1 (15). −
С. 24-27.
Христофорова Н.Н. Анализ геотермических карт и перспективы нефтегазоносности
глубинных отложений (на примере Республики Татарстан) / Н.Н. Христофорова,
А.В. Христофоров, М.А. Бергеманн // Георесурсы. − 2008. − №3 (26). − С. 10-12.
И.А. Сизаск
Геофизическая служба РАН, г. Воронеж
ОПЫТ АНАЛИЗА СОСТОЯНИЯ ГРУНТОВЫХ УСЛОВИЙ НА ОСНОВЕ
ВРЕМЕННЫХ ВАРИАЦИЙ ВЫСОКОЧАСТОТНОГО
МИКРОСЕЙСМИЧЕСКОГО ШУМА
На основе анализа временных вариаций миросейсмического шума (МСШ) в
районе двух сейсмических станций, расположенных на территории Воронежского кристаллического массива, сделана попытка оценки стабильности грунтовых условий в
месте установки станций.
Временные вариации МСШ представляют собой временные изменения среднего
значения модуля амплитуды колебаний в 20-минутном интервале. Длительность интер233
© ГИ УрО РАН, 2013
вала в 20 мин, в течение которого вычислялся средний уровень, выбрана с тем условием, чтобы минимизировать влияние случайных помех. На рисунке 1 приведены графики колебаний микросейсмического шума в диапазоне частот 2,0-8,0 Гц. за период с
01/01/2009 по 01/10/2012.
Рис.1. Вариации микросейсмического шума по записи сейсмостанции «Сторожевое»
в диапазоне частот 2,0-8,0 Гц
Как было показано в работах [1, 2], МСШ в диапазонах частот 2,0-8,0 Гц наиболее чувствителен к особенностям строения и состояния верхней части геологического
разреза в пунктах установки сейсмических станций. Учитывая это, для анализа стабильности грунтовых условий анализировались временные вариации МСШ именно в
этом диапазоне частот.
На рисунке представлены двадцатиминутные вариации с наложенным осреднением. Для выявления характера временных вариаций на длинных периодах 20минутные интервалы были последовательно осреднены до среднесуточных (рисунок 1а, 1б) и среднемесячных (рисунок 1в). Из полученных графиков видно, что минимальные значения в течение суток изменяются незначительно и в период 2009-2012 гг.
почти не подвержены сезонным изменениям. Следует отметить, что среднесуточное
значение модуля амплитуды вертикальной составляющей (Z) МСШ имеет существенно
большую интенсивность и хорошо прослеживаемую сезонную изменчивость.
В таблице собраны среднегодичные значения амплитуд МСШ и значения среднеквадратичного отклонения за 2011-2011 гг. по данным сейсмических станций «Сторожевое» и «Осинки», находящихся примерно в 10 км друг от друга, но в различных
грунтовых условиях (табл.1).
234
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Таблица 1
Среднее значение минимальных уровней 3-компонент МСШ и их среднеквадратические отклонения для районов станций локальной сети
за временной интервал 2011-2012 гг.
CHZ
CHN
CHE
Диапазон
Ср.
Ср. кв.
Ср.
Ср. кв.
Ср.
Ср. кв.
Станция
частот
знач.
откл.
знач.
откл.
знач.
откл.
Гц
мкм/с
мкм/с
мкм/с
мкм/с
мкм/с
мкм/с
«Сторожевое»
2011
«Сторожевое»
2011
«Осинки»
2011
«Осинки»
2012
2,0-8,0
0,0177
0,0033
0,0273
0,0041
0,0266
0,0039
2,0-8,0
0,0167
0,0026
0,0269
0,0033
0,0254
0,0030
2,0-8,0
0,0415
0,0119
0,0573
0,0185
0,0551
0,0160
2,0-8,0
0,0457
0,0094
0,0665
0,0152
0,0683
0,0119
Как видно из таблицы 1, средние значения суточных минимумов соответствующих компонент МСШ для разных станций различаются. Однако для условий каждой
станции они характеризуются очень небольшими среднеквадратическими отклонениями, что может свидетельствовать о стабильности грунтовых условий в районе каждой
станции в период 2011-2012 гг.
Рис.2. Спектральный состав минимального уровня МСШ в разные месяцы 2012 г.
Были вычислены амплитудные спектры составляющих МСШ для интервалов с
минимальным уровнем его интенсивности и выполнено их сопоставление в течение года (рисунок 2). Как видно из рисунка, спектральные амплитуды в диапазоне частот 1,0235
© ГИ УрО РАН, 2013
8,0 Гц близки по интенсивности для всех анализируемых спектров, что характеризует
стабильность основных параметров МСШ в области его минимальных значений, для
геологических условий места расположения конкретной станции в течение длительного
промежутка времени. Кроме того, временные вариации суточных минимальных значений в течение года в районе конкретной станции всех компонент МСШ не превышают
15%. Все это свидетельствует о том, что значение интенсивности во временном интервале суточных минимумов и спектры волнового поля в этом интервале отражают геологические условия в пункте наблюдений.
В этой связи представляется возможным оценивать временную стабильность
геологических условий в пункте наблюдений путем сравнения уровня минимума в течение суток МСШ и амплитудных спектров на длительных временных интервалах. Как
следует из сравнения этих параметров микросейсмического шума по станциям «Сторожевое» и «Осинки» за период 2011-2012 гг. геологические условия верхней части
разреза были стабильны в местах установки этих сейсмических станций.
1.
2.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Надежка Л.И. О суточных вариациях микросейсмического шума на территории
Воронежского кристаллического массива / Л.И. Надежка [и др.] // Современные
методы обработки и интерпретации сейсмологических данных. Материалы шестой
международной сейсмологической школы. Апатиты, 15-19 августа 2011 г. − Апатиты, 2011. – С. 204-207.
Орлов Р.А. Опыт использования микросейсмического шума для решения геологических задач в условиях платформы (на примере Воронежского кристаллического
массива) / Р.А. Орлов // Вестник Воронежского государственного университета.
Серия Геология. − Воронеж, 2011. − №1. − С. 184-192.
Д.В. Софронов
Пермский государственный национальный исследовательский университет, г. Пермь
ИСТОКООБРАЗНЫЕ АППРОКСИМАЦИИ ГЕОПОТЕНЦИАЛЬНЫХ ПОЛЕЙ:
СРАВНИТЕЛЬНЫЙ АНАЛИЗ ОДНОУРОВНЕВЫХ И МНОГОУРОВНЕВЫХ
МОДЕЛЕЙ ЭКВИВАЛЕНТНЫХ ИСТОЧНИКОВ
При решении интерпретационных задач геофизики широко используются
аппроксимации аналитическими функциями с построением моделей эквивалентных
источников. В статье кратко рассматриваются алгоритмы истокообразной
аппроксимации с различной геометрией источников в модели, а также выполнен
сравнительный анализ трансформаций гравитационного поля с применением двух
алгоритмов,
различающихся
построением
однои
многоуровневых
аппроксимационных конструкций.
В геофизической практике выбор метода построения той или иной геометрии
эквивалентной модели определяется особенностями решаемой задачи. Основным
теоретическим базисом аналитических аппроксимаций является теорема о
единственности двух гармонических функций [4]. В данной постановке предполагается
совпадение с точностью до нуля двух функций, модельной и исходной, на
непрерывной, замкнутой и гладкой поверхности, охватывающей все источники поля
[1].
Учет криволинейного характера поверхности наблюдений давно уже не является
проблемой, не имеющей возможности решения в рамках современной геофизики. Методы аналитических аппроксимаций позволяют создавать ε-эквивалентные приближе236
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
ния наблюденных потенциальных геофизических полей в условиях резкорасчлененного
рельефа земной поверхности, и на их основе с точностью до δ≤α вычислять различные
трансформанты поля в верхнем полупространстве.
В простейшем случае при задании гравитационного поля в узлах квазиравномерной сети построение аналитической модели поля выполняется путем его приближения системой гармонических потенциальных функций – полей элементарных источников (точечных масс, шаров, материальных отрезков или нитей и т.д.), расположенных
под каждой точкой задания поля всюду ниже поверхности наблюдений. Поскольку количество эквивалентных источников принимается равным числу точек задания поля, а
геометрические параметры источников фиксированы, то задача аппроксимации сводится к нахождению решений нормально определенной и хорошо обусловленной системы
линейных алгебраических уравнений (СЛАУ) вида mG=U. Здесь G – матрица гармонических потенциальных функций, m – вектор неизвестных физических параметров
(условно – «масс» источников), U – вектор наблюденных значений гравитационного
поля [1, 2]. Искомые коэффициенты m (условно – «массы» источников) определяются
путём решения данной системы приближенными численными методами, ввиду наличия
помех в правой части уравнений, описывающей поле.
В простейшем варианте, когда значения поля заданы в узлах регулярной сети,
источники обычно располагаются под каждой точкой задания поля на глубине h0, где
∆x≤h0≤2∆x, где Δx – шаг сети. При h0>2∆x обусловленность СЛАУ ухудшается, а в
случае h0<∆x поведение модельного поля вне точек исходной матрицы становится менее предсказуемым, поскольку возрастает влияние высокочастотной составляющей, что
негативно сказывается на точности восстановления поля и его трансформант вне исходных точек.
Попытки оптимизации геометрии эквивалентных источников в модели в зависимости от условий поставленной задачи предпринимались наряду со становлением
теории метода. При неравномерном пространственном распределении точек с измеренными значениями поля (нерегулярное множество) В.И. Ароновым и В.О. Михайловым
в 1976 г. предложен один из первых вариантов разноуровневых аппроксимаций, когда
источники располагаются на серии поверхностей S1, S2, S3, …, расстояния от поверхности наблюдений до которых соизмеримы со средними расстояниями между точками в
отдельных выборках значений поля, а максимальная глубина источников h1max определяется радиусом наибольшего «белого пятна» в области задания поля [1].
Метод квадродерева – один из наиболее эффективных методов иерархического
представления численной информации, широко применяется в практике фрактального
анализа данных. Квадродеревья являются фрактальными объектами, поскольку обладают выраженным самоподобием относительно масштаба приближения.
Суть метода истокообразной аппроксимации потенциального поля с использованием квадродерева заключается в следующем: область задания поля разбивается на
совокупность квадратных элементов (ранговых областей) S1 со стороной l1; в пределах
каждой области вычисляется значение поля, соответствующее данному приближению
(в простейшем случае – среднее арифметическое всех значений, попавших в данную
область). Эквивалентные источники располагаются на глубине l1≤h1≤2l1 в центре квадратов и решается соответствующая СЛАУ. Модельное поле от первого уровня источников вычитается из наблюденного, а полученная разность поступает для аппроксимации на следующий этап решения, на котором каждый квадрат разбивается еще на четыре подобласти S2 со стороной l2=0,5l1, и процедура повторяется рекурсивно. Процесс
прекращается, когда размер наименьшей из ранговых областей Sq становится равен
ячейке матрицы значений поля, либо когда достигнута необходимая априори точность
237
© ГИ УрО РАН, 2013
приближения потенциального поля. Число уровней Q деления исходной области S0
называется глубиной квадродерева [3].
Другим способом построения многоуровневой аппроксимационной конструкции
является метод адаптивной аппроксимации, особенностью которого является отказ от
решения СЛАУ. Построение модели эквивалентных источников сводится к сумме простейших одномерных задач линейной минимизации. Расположение источников в модели становится более адекватным распределению в пространстве морфологических особенностей приближаемого поля, а их число намного меньшим по отношению к равномерному размещению при сохранении требуемой точности восстановления поля. Алгоритм допускает распараллеливание итерационного процесса, и демонстрирует высокую
эффективность при решении задач интерполяции поля в узлы регулярной сети.
Основная идея технологии заключается в следующем: область поиска решения
представляется в виде трехмерного сеточного пространства S={si,j,k}. Начиная с некоторой начальной конфигурации источников, которая в общем случае может не содержать аномальных масс, производится дополнение модели новыми элементами.
Присоединение нового источника на каждой итерации выполняется исходя из
минимальной невязки наблюденного и модельного полей, а его масса определяется
независимо посредством одномерной оптимизации. При этом на пространственное распределение источников не накладываются условия связности, и их расположение в аппроксимационной конструкции естественным образом адаптируется к морфологическим особенностям исходного потенциального поля, а критерием останова процесса
является достижение некоторого порогового значения точности аналитического описания [5].
Результаты анализа работы алгоритмов на практических данных показали, что
одноуровневые конструкции намного более чувствительны к выбору фона, чем многоуровневые. Скорее всего, это связано с тем, что все источники модельного поля располагаются на одинаковой глубине, таким образом, при создании модели в один слой
«масс» идёт аппроксимация как высокочастотной, так и низкочастотной составляющей.
Это проявляется в возникновении сильных краевых эффектов при вычислении трансформант поля. Нелинейная фоновая составляющая потенциального поля может быть
связана как с влиянием источников, расположенных за пределами изучаемой площади,
так и с глубокозалегающими объектами в ее пределах.
Наиболее характерный пример проиллюстрирован на рисунке 1. Гравитационное поле в пределах участка работ имеет вид выраженного регионального минимума,
осложненного сочетанием локальных аномалий разного порядка и знака. Диапазон значений варьирует в пределах от -6 до -17 мГал. Следует добавить, что на северо-западе и
северо-востоке площадь захватывает влияние мощных сторонних источников, создающих интенсивные положительные аномальные поля.
В первом случае (при сопоставлении гравитационных полей, пересчитанных на
высоту 1000 м с помощью одноуровневой конструкции и многоуровневой методом
квадродерева) видно, что на второй метод низкочастотный фон оказывает значительно
меньшее влияние. Это связано с тем, что при создании модели источники располагаются на разной глубине в зависимости от уровня квадродерева, и более глубокие выбирают региональную составляющую, а расположенные ближе к поверхности – локальную.
Метод имеет и свои недостатки, в частности, когда необходимо аппроксимировать региональную составляющую поля непосредственно на краях площади. Они связаны с
тем, что источники, расположенные на нижних уровнях квадродерева, находятся от
края на расстоянии половины размера ранговой области, и выбор остаточной части фона в краевой области осуществляется модельными телами, помещаемыми ближе к поверхности.
238
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Рис. 1. Сравнительный анализ трансформант гравитационного поля.
Гравитационное поле ∆g (А – Е) и его первая вертикальная производная Vzz (Ж – М)
редуцированные на высоту 1000 м: А, Б, В, Ж, З, И – с использованием алгоритма простой одноуровневой аппроксимации, Г, Д, Е, К, Л, М – метода квадродерева. Трансформанты А, Г, Ж, К получены без вычитания фоновой функции; Б, Д, З, Л – с вычитанием среднеарифметического фона; В, Е, И, М – с вычитанием максимального значения поля (тёмным цветом выделена отрицательная аномалия).
239
© ГИ УрО РАН, 2013
При вычитании среднеарифметического фона усиливается влияние сторонних
источников, и в углах площади появляются краевые эффекты − экстремумы поля. При
этом, карты гравитационного поля, полученные с использованием одноуровневой аппроксимации и квадродерева, хорошо сопоставимы между собой. То же наблюдается и
для его вертикального градиента, на картах которого в северо-западном и восточном
краях расположены значительные положительные градиенты.
При вычитании максимального значения, отличие поля на краях области от нуля
становится намного меньшим, однако, в трансформантах, построенных с использованием одноуровневой модели источников, продолжают проявляться краевые эффекты,
связанные с весьма интенсивным остаточным нелинейным фоном.
Любые аппроксимации в той или иной степени проявляют чувствительность к
региональному фону, независимо от его происхождения. Тем не менее, при выборе метода истокообразных аппроксимаций, на наш взгляд, приоритет следует отдавать многоуровневым конструкциям, поскольку они более адекватно морфологии поля задают
распределение масс по носителю, что неизменно сказывается в лучшую сторону на качестве получаемых трансформант.
1.
2.
3.
4.
5.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Аронов В.И. Методы построения карт геолого-геофизических признаков и геометризация залежей нефти и газа на ЭВМ / В.И. Аронов. – М.: Недра, 1990. – 301 с.
Долгаль А.С. Компьютерные технологии обработки и интерпретации данных гравиметрической и магнитной съемок в горной местности / А.С. Долгаль. – Абакан:
ООО «Фирма «Март», 2002. – 188 с.
Долгаль А.С. Построение аналитических аппроксимаций геопотенциальных полей
с учетом их фрактальной структуры. / А.С. Долгаль, А.В. Пугин // Доклады Российской академии наук. – 2006. – Т. 410. – С. 1152-1155.
Корн Г Справочник по математике (для научных работников и инженеров) /
Г. Корн, Т. Корн.– М.: Издательство «Наука», 1973. – 803 с.
Пугин А.В. Адаптивная истокообразная аппроксимация геопотенциальных полей
на основе одномерной оптимизации. / А.В. Пугин [и др.] // Вопросы теории и практики геологической интерпретации гравитационных, магнитных и электрических
полей: Мат-лы 37-й сессии Международного семинара им. Д.Г. Успенского. – М.:
ИФЗ РАН, 2010. – С. 330-334.
Е.В. Судничникова1, Е.С. Антипина2, С.С. Дудаева3, В.А. Ахметзянов1
1
ОАО НПП «ВНИИГИС», г. Октябрьский, 2ПИТЦ «ГЕОФИЗИКА», г. Пермь,
3
ООО «СевКавнефтегазгеофизика», г. Ставрополь
ВЫДЕЛЕНИЕ ТРЕЩИНОВАТЫХ КОЛЛЕКТОРОВ И ОПРЕДЕЛЕНИЕ
ХАРАКТЕРА НАСЫЩЕНИЯ ПО КОМПЛЕКСУ СНГК+2ННКТ И БКС
Прискважинная зона коллекторов нефтегазовых скважин в процессе бурения,
обсадки и цементирования обсадной колонны подвергается мощному воздействию различных техногенных факторов, приводящих к нарушению термобарического, геохимического равновесия в нефтегазовых коллекторах. Бурение скважин на полимерных
промывочных жидкостях с малой фильтрацией в продуктивные пласты коллектора создает благоприятные предпосылки для оценки геофизических характеристик пластаколлектора, определяющих характер насыщения и тесно связанных с влиянием техногенных процессов. Геофизическая характеристика и, в том числе, ядерно-физические
свойства коллектора, определяются физическими процессами в прискважинной зоне и,
240
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
в первую очередь, зависят от подвижности пластовых флюидов и фазового состояния
углеводородов в коллекторе (нефть, свободный газ). Основными свойствами, определяющими подвижность углеводородного флюида, являются вязкость, плотность, газовый фактор нефти, температура, распределение флюидов в коллекторе, давление
насыщением нефти газом, пластовое давление [1, 2]. Среднее содержание газа в нефти
в пластовых условиях составляет 20-50 м3/т, для некоторых нефтей 500 м3/т и более.
Среднее содержание газа в воде не превышает 2-3 м3/т. Следовательно, при техногенном воздействии на коллектор при прочих равных условиях содержание свободного
газа в прискважинной зоне нефтегазового коллектора будет значительно выше, чем в
водоносной части пласта. Появление свободного газа сопровождается изменением
ядерно-физических свойств пластов-коллекторов. Наиболее подвержена техногенному
воздействию легкая низковязкая нефть с высоким газовым фактором.
В низкопористых трещиноватых и низкопроницаемых нефтегазоносных коллекторах после техногенного воздействия на коллектор, из-за большей подвижности газа
по сравнению с нефтью и водой его содержание в прискважинной зоне будет значительнее по сравнению содержанием нефти и воды (фильтрата промывочной жидкости).
Рис.1. Результаты применения комплекса СНГК+2ННКт по ДПВ
в открытом стволе скважины в комплексе ГИС
241
© ГИ УрО РАН, 2013
На рисунке 1 приведены результаты исследований эксплуатационной скважины,
пробуренной на полимерной промывочной жидкости. На рисунке изображены данные
комплекса ГИС, результаты интерпретации функций дефицита плотности и водородосодержания (P(dd_h), P(dd_ngk), P(dd_nnk)), а также результаты обработки сканирующего БК.
Рассмотрим трещиноватые коллектора на примере пласта в интервале 1655,31659 м. Трещиноватые коллектора характеризуются низкими значениями пористости
по 2ННКт и сопротивления по БК, характерными для водоносных пластов. Сканирующая модификация БК характеризует этот интервал высокой анизотропией электрических свойств, что характерно для трещиноватой породы. Комплексом СНГК+2ННКт по
технологии дефицита плотности и водородосодержания трещиноватые коллектора характеризуются повышенным скоплением газа, т.к. газ наиболее подвижен по сравнению с нефтью и водой, о чем и свидетельствуют приращения между парами кривых
аналитических параметров ДПВ.
Скважина была перфорирована в интервалах 1655,0-1659,0, 1666,5-1668,0,
1671,5-1673,5 м. Получен приток нефти 15 т/сут и воды 5 т/сут. В процессе эксплуатации скважины происходило обводнение. Продукция обводнилась на 50% за 7 месяцев
эксплуатации. По результатам интерпретации комплекса СНГК+2ННКт видно, что вода
поступает из интервала 1656,5-1658,0 м.
Рис.2. Результаты применения комплекса СНГК+2ННКт по ДПВ, ОПК, БКС, данных
керна и ГИС в открытом стволе скважины
На рисунке 2 приведен пример сопоставления обработки комплекса
СНГК+2ННКт по ДПВ, ОПК, БКС и описание керна. Кривые аналитических параметров ДПВ комплекса СНГК+2ННКт нормированы по водоносному пласту, на планшете
интервал нормировки выделен розовым цветом.
Водоносный пласт характеризуется высокой остаточной нефтегазонасыщенностью (Кнг≈30%), о чем свидетельствует невысокая корреляция нормируемых аналитических параметров и описание керна. Опробование коллекторов в точке на глубине
242
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
1626,5 м подтверждает результаты интерпретации комплекса СНГК+2ННКт по методике ДПВ.
В точке на глубине 1641,5 м по опробованию пластов (ОПК) получен приток
фильтрата и газа, что свидетельствует о трещиноватости коллектора. В трещиноватом
коллекторе газ более подвижен, чем нефть. Незначительные расхождения пар аналитических параметров в точке отбора флюида свидетельствуют о высокой остаточной
нефтегазонасыщенности (Кнг≈30%).
Несовпадение результатов измерения анизотропии по БКС с трещинами, выделяемыми по керну, свидетельствует о том, что трещины гидродинамически не связаны
(возможно слепые, техногенные) или представлены глинистыми пропластками. Наличие анизотропии по БКС является необходимым, но недостаточным признаком для выделения гидродинамически связанных трещин, которыми определяются фильтрационные свойства пласта.
Вывод. Трещиноватые нефтегазоносные коллектора в низкопористом карбонатном разрезе выделяются по повышенному содержанию свободного газа в прискважинной зоне, так как свободный газ более подвижен, чем нефть и вода.
1.
2.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Кожевников Д.А. Нейтронные характеристики горных пород и их использование в
нефтегазопромысловой геологии / Д.А. Кожевников. – М.: "Недра", 1974. – 184 с.
Урманов Э.Г. Спектрометрический гамма-каротаж нефтегазовых скважин /
Э.Г. Урманов // 2-е изд., перераб. и доп.; под общ. ред. А.М. Блюменцева. – М.:
ВНИИгеосистем, 2010. – 164 с.
1
А.В. Таранюк
Научно-исследовательский Иркутский государственный технический университет,
ФГУНПГП “Иркутскгеофизика”, г. Иркутск
АВТОМАТИЧЕСКАЯ ИНВЕРСИЯ ОККАМА С ИСПОЛЬЗОВАНИЕМ
АЛГОРИТМА КРИСТЕНСЕНА В ЗАДАЧАХ РУДНОЙ ГЕОФИЗИКИ
В настоящее время активно разрабатываются алгоритмы полностью автоматической инверсии данных электромагнитных зондирований, и одним из самых популярных
и изученных является метод Оккама. Группой датских исследователей из
«HydroGeophysics Group University of Aarhus» для картирования гидрогеологической
сети разработана, по оценкам экспертов, одна из самых лучших систем аэро-МПП
«SkyTEM». Для массовой инверсии данных этой системы на первом этапе используется
метод Оккама в сочетании с быстрым решением прямой задачи с помощью приближенного алгоритма Кристенсена.
Мы поставили перед собой задачу осуществления автоматической инверсии разреза для данных рудной геофизики методом Оккама [1]. Данная инверсия основана на
понятии “гладких” моделей, для которых вводимое понятие грубости модели принимает как можно меньшее значение:
,
(1)
где
– дискретная модель среды,
.
Второй важной характеристикой при поиске модели является степень несоответствия полевых данных и практических данных
, полученных с помощью прямого моделирования:
,
(2)
243
© ГИ УрО РАН, 2013
где
является неопределенностью в j-ом элементе данных,
– векторное обозначение
.
модели,
Математическая проблема обратной задачи заключается в поиске некой модели
для имеющегося набора данных и ассоциированных с ним неопределенностей с
учетом того, что значение мало насколько это возможно, а
находится в диапазоне
приемлемых для данного решения значений .
Принимая во внимание необходимость многократного вызова процедуры решения прямой задачи во время автоматической интерпретации, можно утверждать, что
оперативность обратного решения в определенно степени зависит от скорости работы
прямой задачи. С целью сокращения времени, требующегося для моделирования процесса становления поля в среде, было принято решение о необходимости программной
реализации уже упомянутого алгоритма Кристенсена, как метода решения прямой задачи [2]. Этот метод основан на аппроксимации горизонтально-слоистой изотропной
среды эквивалентным однородным полупространством, что дает возможность использования простых и быстрых в вычислении формул для расчета электромагнитного поля
в среде. При этом под эквивалентностью понимается равенство продольной проводимости полупространства и суммарной продольной проводимости пачки слоев, лежащих выше глубины проникновения поля в среду в отдельно взятый момент времени:
,
(3)
– магнитная проницаемость вакуума, – время,
где
– эмпирический коэффициент.
– кажущаяся проводимость,
Рис.1. Результат ручного подбора разреза на основе данных каротажа и с учетом поляризуемости среды (а) и результат автоматической инверсии Оккама с использованием
прямой задачи Кристенсена (б) с обнуленными поляризационными параметрами на тестовом профиле
244
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Одной из замечательных особенностей совместного использования упомянутых
техник является возможность получения информации о распределении удельного электрического сопротивления без привлечения априорной информации. Это достигается за
счет фактического отсутствия ограничений на количество заданных в модели слоев при
расчете прямой задачи. На рисунке 1а представлен разрез, полученный в ходе интерпретации с ручным подбором стартовых моделей на основе данных каротажа и учитывающий эффект поляризуемости среды, который возникает за счет наличия в среде
многолетнемерзлых пород и хорошо объясняется теорией межповерхностной поляризации Максвелла-Вагнера [3, 4]. Результат автоматической инверсии для 20-слойных
моделей методом Оккама без учета эффекта поляризуемости проиллюстрирован на рисунке 1б.
Необходимо отметить, что совокупное использование описанных техник прямого и обратного моделирования позволяет значительно увеличить скорость интерпретации данных в сравнении с классическими задачами, рассчитывающими поле над многослойной средой. Так, например, время счета прямой задачи для 12-слойной модели
составляет около 1,5 мс, а для интерпретации разреза, состоящего из
320 двадцатислойных моделей (рис.1б), на компьютере со средней производительной
мощностью потребовалось приблизительно 8 мин 30 с.
О точности подобранных моделей для отдельно взятого пикета можно судить по
величине среднеквадратичного отклонения между теоретической и эталонной кривыми
становления поля. Графики отклонений представлены на рисунке 2. Наилучшим является результат ручного подбора “Mars”, среднее медианное значение невязки которого
равно 5,4%. Следует отметить, что с точки зрения точности подбора автоматическая
инверсия Оккама с приближенным алгоритмом Кристенсена показывает не худший, а
для большинства точек даже лучший результат, чем ручной подбор в программе
“Podbor”.
Рис.2. Среднеквадратичные ошибки результатов инверсии
Критические значения ошибки, полученные в ходе выполнения инверсии Оккама и присущие отдельным группам пикетов, вероятнее всего, связаны с высокой поляризуемостью среды. Но не стоит забывать и о том, что прямая задача Кристенсена является приближенным методом моделирования сигналов и не учитывает свободных зарядов, скапливающихся на границах сильноконтрастных слоев разреза и дающих определенный вклад в кривую становления поля.
Для более детальной визуальной оценки степени влияния эффектов индукционно-вызванной поляризации на результаты инверсии рассмотрим различные разрезы по
пикетам 126650-127550, полученные в ходе интерпретации как сигналов, включающих
в себя вклад, вносимый поляризуемостью среды, так и сигналов за вычетом данного
вклада (рис.3).
245
© ГИ УрО РАН, 2013
Рис.3. Инверсия эталонных кривых с использованием прямой задачи А. А. Петрова,
учитывающая поляризуемость среды и априорную информацию по каротажу - (а); инверсия эталонных кривых методом Оккама с алгоритма Кристенсена (О-К) - (б); инверсия синтетических кривых, рассчитанных от разреза (а) без учета поляризуемости, методом О-К - (в); инверсия синтетических кривых, рассчитанных от разреза (а) с учетом
поляризуемости, методом О-К - (г)
Основываясь на значениях среднеквадратичных отклонений между эталонными
и теоретическими кривыми можно сделать вывод о том, что инверсия Оккама дает достаточно хорошее приближение в случае интерпретации синтетических кривых без поляризуемости в качестве входных данных. При наличии в интерпретируемых данных
поправок от эффекта вызванной поляризации погрешность результатов несколько возрастает. Рассмотрим модель, полученную в результате ручного подбора с использованием каротажных данных, и автоматически подобранные модели в результате применения инверсии Оккама для пикета 127450 (рис.4).
Рис.4. Модель для пикета 127450 составленная на основе каротажных данных - (а); результаты инверсии Оккама от эталонной кривой - (б), от синтетической кривой для модели (а), рассчитанной без учета поляризуемости - (в), от синтетической кривой для
модели (а) с учетом поляризуемости - (г)
Видно, что рассчитанные модели (рис.4б-г) согласуются с каротажными данными (рис.4а). Отсутствие на них опорного высокоомного горизонта объясняется недостаточно большим временем записи сигнала, в течение которого поле не достигло соответствующих глубин, из-за чего наличие данного горизонта не было отражено в кривых
становления. Сравнивая референтный разрез (рис.4а) с 20-ти слойным разрезом
(рис.4в), полученным с помощью инверсии Оккама от синтетической кривой, рассчи246
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
танной от модели с обнуленными параметрами поляризуемости, следует отметить уверенное выделение слоя с УЭС равным 300 Ом*м, при условии усреднения мощности и
проводимости соответствующей пачки слоев. В нижележащем проводящем слое
наблюдается характерная осцилляция, обязанная своим появлением условию гладкости
результирующей модели. Результаты инверсии от эталонной и синтетической кривой
для поляризующейся модели (рис.4б и г) имеют более гладкие, размытые границы слоев.
Данная работа отражает лишь первые шаги на пути к массовому применению
автоматической инверсии для переходных процессов. Очевидно, что игнорирование
поляризационных параметров приводит к появлению систематических ошибок и «размазыванию» границ геоэлектрических горизонтов. Необходимо исследовать возможность учета поляризационных параметров в инверсии Оккама, а также при решении
прямой задачи методом Кристенсена.
1.
2.
3.
4.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Constable S.C. Occam’s inversion: A practical algorithm for generating smooth models
from electromagnetic sounding data / S.C. Constable, R.L. Parker, C.G. Constable // Geophysics. − Vol. 52, No. 3. − 1987. − P. 289-300.
Christensen N.B. A generic 1-D imaging method for transient electromagnetic data /
N.B. Christensen // Geophysics. − Vol. 67, No. 2. − 2002. − P. 438-447.
Стогний В.В. Импульсная индуктивная электроразведка при изучении поляризующейся среды криолитозоны Якутской кимберлитовой провинции / В.В. Стогний //
Криосфера Земли. − Т. XII, № 4. − 2008. − С. 46-56.
Kozhevnikov N.O. Fast-decaying IP in frozen unconsolidated rocks and potentialities for
its use in permafrost-related TEM studies / N.O. Kozhevnikov, E.Y. Antonov // Geophysical Prospecting. 54. − 2006. − P. 383-397.
М.Д. Трофимов, Р.А. Шишмарев, А.А. Переведенцева
Научно-исследовательское геологоразведочное предприятие АК «АЛРОСА»,
г. Мирный
ИЗУЧЕНИЕ ГЕОЭЛЕКТРИЧЕСКОЙ НЕОДНОРОДНОСТИ ЗЕМНОЙ КОРЫ
ВЕРХНЕГО ТЕЧЕНИЯ РЕКИ ЫГЫАТТЫ
Прогноз кимберлитовых полей в пределах алмазоносных районов и перспективных площадей базируется на признаках и предпосылках, которые включают глубинные
(по геофизическим данным), тектонические (в т.ч. палеотектонические), магматические, минералогические и др. Каждый применяемый критерий должен иметь точные
количественные параметры, по которым можно оценить степень вероятности проявления кимберлитового магматизма на прогнозируемой площади.
В настоящее время перспективы малоизученных территорий Якутской алмазоносной провинции (ЯАП) оцениваются неоднозначно, что, отчасти, объясняется неполным представлением геологов о разнообразии проявлений кимберлитового магматизма
Сибирской платформы. Несмотря на это, в пределах ЯАП остаются достаточно обширные районы, перспективные на выделение новых кимберлитовых полей.
2010-2012 гг. нами были проведены геофизические работы методом магнитотеллурического зондирования (МТЗ) по изучению глубинного и структурнотектонического строения алмазоперспективных площадей верхнего течения
р. Ыгыатты с целью прогнозирования проявлений кимберлитового магматизма.
247
© ГИ УрО РАН, 2013
Полевые исследования по методике МТЗ выполнялись с использованием
V5 System 2000 с автоматической регистрацией данных в частотном диапазоне 3200,0002 Гц (рис.1).
Рис.1. Внешний вид V5 System 2000 (Phoenix Geophysics Ltd)
V5 System 2000 – это аппаратурно-программный комплекс, позволяющий проводить синхронную регистрацию магнитных и электрических компонент МТ-поля в
неограниченном числе пунктов наблюдений, в диапазоне от десятков кГц до десятитысячных долей Гц. В комплект V5 System 2000 входят: регистратор MTU, GPS-антенна,
неполяризующиеся электроды, индукционные магнитные датчики, батарея питания
(12 В) и соединительные кабели. Ядром системы является автономный, малогабаритный цифровой регистратор MTU с 24-х разрядным АЦП.
Суточная автономная работа регистратора обеспечивается внешней батареей питания 12 В. Вмонтированная в каждый прибор система GPS обеспечивает синхронизацию регистраторов, расположенных на неограниченном расстоянии с точностью ±1 мкс
в режиме реального времени и автоматически определяет координаты текущего положения каждого прибора. Регистратор приспособлен к работе в самых разных климатических условиях в диапазоне температур от -20°C до +50°С [1].
Таблица 1
Технические характеристики регистратора магнитотеллурического поля МТU
Параметры
Диапазоны
Частотный диапазон
400-0,0002 Гц
Динамический диапазон
±1,2 В
Входное сопротивление
1 МОм
Суточная автономная работа
12 В, 45 А/ч или 25 А/ч
Аккумулятор
Число каналов
2-5
Размеры
23×22×11 см
Вес
4 кг
Диапазон рабочих температур
-20°C до +50°С
Прибор MTU-5 позволяет регистрировать две компоненты электрического поля
и три магнитного, MTU-2E производит запись двух электрических компонент электромагнитного поля. Низкочастотные сигналы регистрируются непрерывно, средне- и высокочастотные – с заданными оператором интервалами. Усиление фиксируемых компонент регулируется в зависимости от уровня сигнала и интенсивности помех.
На территории исследований МТ-зондирования проведены по имеющейся на
местности сети буровых линий, сейсморазведочных профилей и дорог по сети площад-
248
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
ной съемки (6-8)×2 км (рис.2). В результате проведения полевых работ исследованиями
охвачена площадь более 3000 км2.
Рис.2. Схема расположения пунктов МТЗ
Площадь исследований в региональном плане расположена в пределах западной
части Сюгджерской седловины, которая является зоной сочленения крупных тектонических элементов Сибирской платформы: Тунгусской и Вилюйской синеклиз, АнабароОленекской и Непско-Ботуобинской антеклиз. Западное крыло седловины характеризуется значительным погружением нижнепалеозойских пород на запад и осложнено
субмеридиональными, север-северо-западными разломами Ахтарандинской зоны, Сырганским разломом и другими разрывными нарушениями (Алымджахский, Олгуйдахский) северо-восточного простирания. На востоке участка работ прослеживаются грабены сложного строения, относимые к Вилюйско-Мархинской зоне глубинных разломов [2].
В результате проведенных МТ-зондирований в северо-восточной части площади
определены основные черты глубинной электропроводности кристаллической коры.
При интерпретации МТ-кривых были построены параметрические разрезы 2Dинверсии. Они характеризуют на определенных гипсометрических уровнях блоки разного сопротивления, подобранные в результате моделирования разреза с учетом каждой кривой МТЗ. По результатам предыдущих работ было показано, что на разрезах
2D-инверсии более контрастно проявляются отдельные структуры – по сопротивлению
они более дифференцированы. Кроме этого, 2D-модели четче коррелируются с потенциальными полями, что не маловажно для последующего геологического истолкования
полученных данных.
Глубинный геоэлектрический разрез земной коры изученной площади, в целом,
соответствует «нормальному» разрезу антеклиз. На построенных моделях 2D-инверсии
(рис.3) консолидированная кора представлена двумя слоями без четко выраженного переходного комплекса на уровне средней коры. Нижнекоровый слой мощностью 1720 км характеризуется пониженными значениями сопротивлений увеличивающихся от
подошвы к кровле (от 100 до 500 Ом*м). Вверх по разрезу удельное сопротивление
структурно-вещественных комплексов резко возрастает. Максимальный градиент соответствует глубинам 15-25 км. По-видимому, именно этот интервал следует отождеств249
© ГИ УрО РАН, 2013
лять с переходным гранулит-базитовым комплексом. Максимальные значения сопротивлений (1500 Ом*м и более) отмечаются в верхнекоровом слое на глубинах 5-15 км.
Рис.3. Геоэлектрические разрезы (2D-инверсия) по профилям ПР 8, ПР 16, ПР 24, ПР
32, ПР 40, ПР 48, ПР60
Рассмотренное выше распределение геоэлектрических параметров на уровне
консолидированной коры осложняется сквозькоровыми проводящими (10-50 Ом*м) и
высокоомными (более 1000 Ом*м) блоками. Наиболее контрастно в пределах площади
выделяется протяженный непроводящий блок в западной части профиля ПР 40.
В геоэлектрическом разрезе осадочного чехла картируется два обобщенных геоэлектрических горизонта. Первый горизонт приурочен к отложениям перми, ордовика
и верхоленской серии верхнего кембрия, осложненным субпластовыми интрузивными
образованиями. Мощность горизонта изменяется от 900 до 1000 м, продольное сопротивление составляет 5-20 Ом*м. Второй геоэлектрический горизонт представлен породами среднего кембрия – венда. В пределах слоя сопротивление поступательно увеличивается: на уровне кристаллического фундамента значение удельного сопротивления
500 Ом*м. Общая мощность горизонта составляет 2300 м. Основной прирост проводимости в породах платформенного чехла (до 79 Cм) соответствует низкоомным образо250
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
ваниям, слагающим интервал до 1000 м. Ниже 1000 м, по мере увеличения сопротивлений вниз по разрезу, рост проводимости поступательно сокращается. До кровли архейпротерозойских пород проводимость увеличивается только на 14 См. Суммарная продольная проводимость осадочного чехла составляет 93 См.[3].
В ходе работы были проанализированы имеющиеся на изученную площадь геолого-геофизические материалы, и на их основании установлено, что по проявленности
региональных геофизических и структурных предпосылок опоискованная территория
относится к участкам перспективным на обнаружение продуктивного кимберлитового
магматизма.
1.
2.
3.
4.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Поспеева Е.В. Методическое пособие по применению магнитотеллурических зондирований при среднемасштабных алмазопоисковых работах / Е.В. Поспеева. –
Мирный: Мирнинская городская типография, 2006. – 80 с.
Манаков А.В. Отчет «Адаптация современных геофизических и компьютерных
технологий в геологоразведочное производство АК «АЛРОСА» с целью прогнозирования и поисков проявлений кимберлитового магматизма (объект Геофизический-2) / А.В. Манаков [и др.]. – Мирный, 2004.
Манаков А.В. Отчет «Совершенствование и разработка геофизических и компьютерных методик исследований с целью прогнозирования и поисков месторождений
алмазов (объект Геофизический-3) / А.В. Манаков [и др.]. – Мирный, 2009.
Электроразведка: Справочник геофизика. В двух книгах / под ред.
В.К. Хмелевского и В.М. Бондаренко // Книга первая. – 2-е изд., перераб. и доп. –
М.: Недра, 1989 г. – 438 с.
Н.В. Фадеева
Институт геофизики Уро РАН им. Ю.П. Булашевича, г. Екатеринбург
МЕТОДИКА УТОЧНЕНИЯ ПАРАМЕТРОВ СТРУКТУРНО-БЛОЧНОЙ
МОДЕЛИ ВЕРХНЕЙ МАНТИИ ПРИ ПОМОЩИ ВЕЙВЛЕТ-АНАЛИЗА
Изучение строения верхней мантии является актуальной задачей. Все структуры
тектоносферы вносят вклад в гравитационное поле. Чтобы выделить мантийную составляющую необходимо максимально убрать из гравитационного поля вклады от других структур. В первую очередь нужно определить и устранить эффект коры, который,
с одной стороны, является наиболее значимым, а с другой – может быть достаточно
надежно определен независимо от гравитационного поля по априорным данным [2].
Цель данного исследования заключалась в уточнении определенной начальной
модели разреза Земли по некоторому профилю в рамках предположения о блочном
строении верхней мантии. Поправки вводятся на основе дополнительного условия изостатического равновесия и проведения вейвлет-анализа данных, полученных вычислением аномального гидростатического давления от начальной модели.
Исследование распределения плотности в верхней мантии Земли может осуществляться на основе комплекса геофизических данных, прежде всего данных ГСЗ и
гравиметрии. Обратные задачи сейсмоплотностного моделирования относятся к классу
неустойчивых задач. Поэтому для них особенно важны плотностные модели начального приближения, а также определение дополнительных условий на искомое решение.
Начальные модели должны отражать общие особенности распределения плотности, а
соответствующие им аномальные гравитационные поля приблизительно совпадать с
аномалиями наблюденного поля.
251
© ГИ УрО РАН, 2013
Построение плотностной модели начального приближения, основывается на
следующей априорной информации:
1. двумерные скоростные разрезы земной коры исследуемой территории;
2. эмпирическая корреляционная зависимость скорость-плотность, которая в
ходе решения будет уточняться для данной территории;
3. карты гравитационного поля в редукции Буге.
Таким образом, при моделировании плотностного разреза земной коры нужно
перейти от значений скорости к плотностям. Сам по себе пересчет скоростей в плотности уже содержит существенный элемент неопределенности [4], что необходимо учитывать при использовании корреляционной зависимости скорость-плотность.
В силу того, что для чехла и верхней коры возможно применять пересчет интервальных скоростей в плотности, на основании данных сейсмических исследований выделяется слоисто-блоковая структура чехла и коры. Переход выполняется по уточненной для данной области корреляционной кусочно-линейной зависимости «плотностьскорость», которая получена на основе решения обратной задачи гравиметрии по рассматриваемым профилям [8].
В результате получена модель разреза, которая состоит из осадочного чехла,
консолидированной коры и однородной мантии ниже границы М.
Дальнейшее совершенствование модели заключается в уточнении вертикальноблочного строения верхней мантии. В качестве дополнительной информации для получения геологически содержательного решения используется гипотеза об изостатической компенсации на глубине. Изостазия является одним из основополагающих принципов, который должны учитывать любые геотектонические построения как отмечалось, например, в [3]. При этом показано, что большинство регионов Земли находятся в
состоянии, близком к изостатическому равновесию.
При моделировании условие изостатической компенсации на глубине дает возможность выделить границы блоков в мантии и уточнить в них искомое распределение
плотности таким образом, чтобы достигалось состояние, близкое к изостатическому
равновесию.
В качестве примера исследуемой области был взят скоростной разрез земной коры по геотраверсу Кварц [6]. Плотностная модель строится до глубины 80 км. Принимается, что на этом уровне для данной территории достигается изостатическая компенсация. Выбор глубины 80 км согласуется с имеющимися сейсмическими и сейсмогеологическими данными [1, 5].
Методика определения параметров искомых блоков заключается в следующем:
1. Проводится расчет давления с шагом h вдоль профиля на выбранной глубине;
2. Рассчитываются аномальные массы и плотности, которые необходимо добавить к начальной модели в области, заключенной между границей М и горизонтальной линией, находящейся на глубине 80 км, чтобы выполнилось
условие изостатического равновесия;
3. При помощи вейвлетов по полученному графику избыточного давления
определяется положение вертикальных границ блоков;
4. В пределах выделенных блоков проводится усреднение вычисленных на шаге 2 аномальных плотностей. Таким образом, определяются избыточные
плотности блоков в мантии.
Анализ кривой аномального давления (далее графика «litos») на глубине осуществляется при помощи вейвлета Гаусса «мексиканская шляпа» («gaus2»). Для выделения блоков на основании компенсации избыточного давления форма этого вейвлета
представляется наиболее подходящей. Проводится разложение кривой «litos» по
252
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
вейвлету «gaus2». Далее, определяются нулевые значения разложения, которые в данной методике интерпретируются как возможные вертикальные границы блоков мантии.
Исходя из предположения, что для данной территории мантия может состоять из 10
блоков, был сделан выбор искомых границ неоднородностей.
Поправки, введенные в рамках предположения об изостатической компенсации,
позволяют перераспределить плотность в мантии таким образом, чтобы:
1. значение избыточного давления на заданной глубине стало близко к нулю,
2. плотности нижних блоков имели геологически содержательные значения,
3. гравитационное аномальное поле изменилось незначительно, поскольку
глубинные аномалии не вносят большой вклад в суммарное аномальное поле.
Дальнейшие этапы исследования строения области заключаются в проведении
уточнения плотностей верхних слоев в рамках линейной обратной задачи, а также в
подборе аномальных тел, находящихся в коре. Такая процедура позволяет значительно
приблизить модельное поле к наблюденному полю, внося незначительные изменения в
достигнутое условие изостатического равновесия, поскольку малые тела не вносят
большой вклад в вес всего столба.
Применяя данную методику для анализа нескольких профилей на площади,
можно получить исходные данные для построения трехмерной модели распределения
литостатического давления в верхней части литосферы в пределах исследуемой территории, как например в [7].
На рисунках наглядно представлена описанная методика.
Рис.1. Исходные данные для модели разреза по профилю «Кварц» с однородной мантией. «1а» - графики полей измеренного (сплошная линия) и модельного (пунктирная линия); «1b» - плотностная модель разреза начального приближения;
«1с» - график аномального давления «litos» модели.
253
© ГИ УрО РАН, 2013
Рис.2. Разложение графика аномального давления на глубине 80 км по вейвлетам
«gaus2». Вверху – график «litos», внизу – значения коэффициентов разложения.
Рис.3. График коэффициентов разложения при определенном значении масштаба
вейвлета. Дополнительно отмечены нули на графике, которые интерпретируются как
положение вертикальных границ блоков мантии.
Рис.4. Уточненная модель разреза по профилю «Кварц» с полученным блоковым строением мантии. «2а» - графики полей измеренного (сплошная линия) и модельного
(пунктирная линия); «2b» - плотностная модель разреза с неоднородной мантией;
«2с» - график аномального давления уравновешенной модели.
254
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Рис.5. Значения полученных плотностей в блоках мантии
Таким образом, предложен способ разбиения однородной мантии на вертикальные блоки и определения их плотности. При этом для итоговой модели разреза выполнено условие изостатического равновесия на глубине 80 км. Также, это условие сохранится при дальнейшем уточнении параметров коры и чехла для подбора поля. Описанная методика является одним из инструментов в комплексе программ, которые обеспечивают разностороннее изучение области. Такой интегрированный подход позволит
получить геологически содержательную модель исследуемой области.
1.
2.
3.
4.
5.
6.
7.
8.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Дружинин В.С. Методика составления плотностных моделей верхней части литосферы по профилям ГСЗ / В.С. Дружинин [и др.] // Материалы Международной
конференции, посвященной 50-летию ИГ УрО РАН. − Екатеринбарг, 2008. − С. 7680.
Кабан К.М. Гравитационная модель коры и верхней мантии / К.М. Кабан // Российский журнал наук о Земле. − 2001. − Т.3, №2. − С. 143-163.
Короновский Н.В. Изостазия / Н.В. Короновский // Соросовский образовательный
журнал. −−2001. − Т.7, №11. − С.73-78.
Ладынин А.В. К методике изучения плотностной неоднородности верхней мантии /
А.В. Ладынин // Геология и геофизика. − 1973. − №6. − С. 60-67.
Павленкова Г.А. Новые данные о структуре земной коры и верхов мантии по профилю «Кварц» / Г.А. Павленкова // Разведка и охрана недр. − № 2. − 2000. − С. 1115.
Романюк Т.В. Сейсмоплотностное моделирование коры и верхней части мантии
вдоль геотраверса «Кварц» / Т.В. Романюк // Физика Земли. − 1995. − №9. − С. 1123.
Фадеева Н.В. Технология уточнения плотностных неоднородностей верхней мантии / Н.В. Фадеева, А.Г. Цидаев // 40-я сессия Международного семинара имени
Д.Г. Успенского. − 2013. − С. 343-347.
Цидаев А.Г. Об одном методе решения линейной обратной задачи гравиметрии /
А.Г. Цидаев, Н.В. Фадеева, Д.Д. Бызов // 38-я сессия Международного семинара
имени Д.Г. Успенского. − 2011. − С. 288-291.
255
© ГИ УрО РАН, 2013
Т.Ф. Харисов, И.Л. Озорнин
Институт горного дела УрО РАН, г. Екатеринбург
ИССЛЕДОВАНИЕ НАПРЯЖЕННО-ДЕФОРМИРОВАННОГО СОСТОЯНИЯ
КРЕПИ ПРИ СТРОИТЕЛЬСТВЕ ВЕРТИКАЛЬНЫХ СТВОЛОВ В
ТЕКТОНИЧЕСКИ НАПРЯЖЕННОМ ГОРНОМ МАССИВЕ
Стволы являются капитальными горными выработками, которые должны функционировать на протяжении всего срока службы шахты. В горной промышленности, на
строительство стволов приходится до 20% общей стоимости и 50-60% продолжительности строительства предприятия в целом.
Состояние крепи стволов зависит от пород горного массива, от его трещиноватости, неоднородности, геологических нарушений и от напряжений, которые там формируются, также большую роль играет неравномерное давление пород на крепь, вследствие анизотропии поля напряжений в горном массиве. Напряжения в крепи и напряжения в массиве связаны между собой прямо пропорционально, и по мере проходки
ствола напряженно деформированное состояние массива изменяется вследствие формирования вторичного поля напряжений [1].
В Казахстане на шахтах Донского ГОКа на протяжении нескольких лет и по сей
день сотрудниками Института горного дела УрО РАН ведется комплекс исследовательских работ на стволах: «Клетевой», «Вспомогательный», «Скипо-клетевой», «Северный
вентиляционный» и «Вентиляционный 5КС». Массив данного месторождения сложен
из метаморфических скальных пород и является тектонически напряженным. До глубины 910 м массив сложен преимущественно амфиболитами, в том числе габброамфиболитами. Породы трещиноватые с кварц-кремнистым заполнителем трещин. А
на глубине более 910 м породный массив сложен из трещиноватых серпентинизированных пород с серпофитовым заполнителем трещин.
ИГД УрО РАН производились замеры деформаций в крепи (бетонная, чугунные
тюбинги) методом щелевой разгрузки [2], которая предусматривает следующие операции:
1. Формирование на исследуемом участке крепи, на контуре вертикальных или
горизонтальных ребер тюбингов, плоских пропилов глубиной не менее
20 мм, разнесенных на расстояние 200÷300 мм (рис.1).
2. Последующий замер деформаций напряженного чугуна на плоскости пропилов. Деформации замеряли с помощью серийного индикатора часового
типа (прибор ИЧ-10Р с точностью отсчета 0,01 мм) по смещениям пары реперов, предварительно установленных на контуре ребер тюбинговой крепи.
3. Путем решения плоской задачи теории упругости пересчет полученных величин относительных деформаций в напряжения по формуле:
σ=(Е ε)/(1–К)
(1)
где Е – модуль упругости чугуна, ε=U/l – относительная деформация контура ребра тюбинга на базе l; l –расстояние между реперами, мм; U – замеренные взаимные смещения реперов, мм; К –коэффициент концентрации напряжений σ, определяется по эмпирической зависимости, приведенной на диаграмме
рис.2 [2].
Согласно опубликованным в справочниках [3] экспериментальным данным модуль упругости чугуна марки СЧ 25-44, из которого были отлиты тюбинги ствола "Вентиляционный", составляет Е=100000 МПа;
256
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Рис.1. Схема замеров напряжений в ребрах тюбинговой крепи методом щелевой разгрузки: h – глубина пропилов; L – расстояние между пропилами; l – расстояние между
реперами (база замера)
Коэффициент концентрации напряжений
К
1
0,9
0,8
0,7
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0
0
0,05
0,1
0,15
0,2
0,25
Отношение глубины пропилов h к расстоянию L между ними
Рис.2. Диаграмма для нахождения коэффициента К концентрации напряжений, действующих на внутренней поверхности ребер тюбинговой крепи
На протяжении многих лет и по сей день сотрудниками ИГД производится мониторинг напряженно-деформированного состояния крепи ствола «Вентиляционный»
шахты «ДНК». При проходке данного ствола установлено, что в габброамфиболитовом массиве напряжения бетонной крепи ствола при проходке находятся в
пределах 4-9 МПа до глубины 910 м, то есть не превышают нормативной прочности
для бетона класса В25. Фактическая «кубиковая прочность» крепи по результатам испытания составляет R=32,74 МПа (ГОСТ 26633-91).
Средние показатели прочностных свойств пород габбро-амфиболитов в интервале глубин 40-910 м в массиве, где ведется проходка ствола «Вентиляционный», достигают на одноосное сжатие в образце 71 МПа и в массиве пород (расчетная)
21,9 МПа. В серпентинизированных породах в интервале глубин 910-1200 м предел
прочности в образце достигает 78 МПа и в массиве пород (расчетная) 21,1 МПа. Из
приведенных данных видно, что прочностные свойства пород в серпентинитовом и
габбро-амфиболитовом массиве как отдельного образца, так и породного массива практически одинаковы.
Разница заключается в том, что в серпентинитовом массиве трещины между
блоками заполнены мягким (жидким) материалом – серпофитом, а в габброамфиболитовом массиве – кальцитовой спайкой. Поэтому при одинаковой «кубиковой»
прочности пород (серпентиниты и габбро-амфиболиты) устойчивость массива пород
габбро-амфиболитов выше, и напряжения в бетонной крепи стволов не превышают 4257
© ГИ УрО РАН, 2013
9 МПа, в то время как при проходке стволов в серпентинитовом массиве с серпофитовым заполнителем трещин напряжения в бетонной крепи достигают передела прочности при глубине 600 м, что приводит к ее деформации и нарушению (рис.3). Подтверждением этого вывода является проходка стволов по совмещенной схеме на шахте
«ДНК» Донского ГОКа в серпентинитовом массиве, где напряжения в монолитной бетонной крепи были на допустимом уровне и не превышали предела прочности бетона
вплоть до глубины 600 м, но после данной отметки происходил резкий рост напряжений, вплоть до разрушения крепи. В то время как в габбро-амфиболитовом массиве
напряжения в бетонной крепи на глубине 900 м не превышали 30% от передела прочности крепи.
Следовательно, на основании выполненных исследований делается вывод, что
напряжения в бетонной крепи при проходке стволов в тектонически напряженном горном массиве при одинаковой прочности пород формируются в зависимости от материала заполнителя межблоковых трещин в массиве горных пород.
Также, при строительстве стволов по совмещенной схеме проходки, значительный рост напряжений в крепи наблюдается при проходке сопряжений (рис.3), но как
показывают исследования, при разном заполнителе трещин, напряжения и деформации
крепи вблизи сопряжения достигают разных значений.
Рис.3. Формирование напряжений в крепи стволов, пройденных в серпентинитовых и
габбро-амфиболитовых массивах пород
Так, например, в процессе разделки сопряжений гор. -320 м, гор. -400 м и -480 м
в габбро-амфиболитовом массиве напряжения бетонной крепи ствола составляли не
более 51% от передела прочности бетона. При визуальном осмотре крепи каких-либо
деформаций и нарушений крепи не наблюдалось. Максимальные значения напряжений
были зафиксированы в бетонной крепи на глубине 602 м при проходке насосной камеры, оно достигло -17 МПа, что составляет 51,9% от предела прочности крепи, крепь не
деформировалась. Самые высокие напряжения были зафиксированы при разделке сопряжения в серпентинитовом массиве с серпофитовым заполнителем трещин, на глубине 960 м (гор. -560 м). Напряжения в тюбинговой крепи на глубине 962 м (гор. 564 м) под сопряжением достигали -625 МПа, что составляет 65,8% от предела прочности чугуна СЧ 25. При разделке данного сопряжения неоднократно происходили деформации и нарушения крепи на глубине 949 м и 962 м, то есть над сопряжением и под
258
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
ним образовались трещины в чугунных тюбингах, вплоть до полного раскалывания
тюбинга в кольце №22 и №30 (рис.4).
Рис.4. Ствол «Вентиляционный» сопряжение гор. -560 м
При проходке сопряжений создаются большие площади обнажения массива горных пород, поэтому необходимо управлять процессом поэтапного обнажения и крепления массива, так как при обычном способе проведения сопряжений происходят большие деформации приконтурного массива. Поэтому сотрудниками ИГД был предложен
усовершенствованный способ проходки сопряжений на больших глубинах.
Перед началом строительства в кровле сопряжения на длину 15-20 м создается
защитный 3-х рядный экран из буровых скважин, заполненных трубами и монолитным
бетоном (рис.5). Скважины бурятся параллельно кровле сопряжения из ствола. Размеры
сопряжения должны быть оптимальными и не создавать большой площади обнажения.
Рис.5. Проведение и крепление сопряжения в тектонически напряженном горном массиве
Необходимо создать условия минимального деформирования массива пород,
применяя опережающую анкерную крепь быстрого закрепления. В зависимости от
принятой высоты опалубки (3 или 4 м) сопряжение будет проходиться в один или два
слоя, и каждый слой выполняется под прикрытием анкерной крепи, установленной по
259
© ГИ УрО РАН, 2013
сетке 0,5х0,5 м длиной 2,4 м, с металлической решетчатой затяжкой. Пока не будет
сделана уходка ниже отметки горизонта, возводить постоянную крепь не рекомендуется, так как это вызывает деформации крепи ствола. Поскольку рассечка и стволовая
часть продолжительное время будут находиться без постоянного крепления, можно
временно нанести набрызгбетон.
Сформировавшиеся напряжения в монолитной бетонной крепи при проходке
ствола 5КС до глубины 910 м в условиях тектонически напряженного габброамфиболитового горного массива не превышают нормативный предел прочности бетона на сжатие. Переход на тюбинговую крепь оказался целесообразным, так как напряжения в тюбинговой крепи в серпентинитовом массиве с серпофитомым заполнителем
трещин также не превышают предела прочности тюбинга СЧ 25, нарушение тюбингов
произошло только вблизи сопряжения гор. -560 м, которое проходилось в сильнотрещиноватом серпентинитовом массиве. На данный момент продолжается проходка
ствола с глубины 910 м в серпентинитовом массиве пород, в качестве крепления ствола
применяются чугунные тюбинги. Проходка ствола и исследование напряженнодеформированного состояния крепи (чугунных тюбингов) будет выполняться Институтом горного дела до глубины 1200 м.
Таким образом, можно сделать следующие выводы:
1. Напряжение в крепи при проходке стволов в тектонически напряженном
горном массиве пород формируется в зависимости от характеристик заполнителя межблоковых трещин в массиве горных пород.
2. При наличии серпофитовой прослойки в трещинах напряжения в бетонной
крепи достигают предельной величины на глубине 600 м.
3. Наличие кальцитовой спайки в межблоковых трещинах массива пород обеспечивает уровень напряжений в бетонной крепи в пределах 4,0-9,0 МПа на
глубине 900 м, то есть в пределах нормативной прочности бетона класса
В25.
4. При проходке сопряжений, в крепи ствола над сопряжением формируется
повышенный уровень напряжений, так как создаются большие площади обнажения массива горных пород. Поэтому примыкающую часть сопряжения
к стволу проходят под прикрытием опережающих защитных экранов, представленных железобетонными анкерами в скважинах ø110 мм.
5. Сооружение сопряжения ствола с горизонтом следует начинать с проходки
ствола с применением временной крепи на полную глубину сопряжения, затем послойно сверху вниз производить разделку сопряжения с применением
временной анкерной крепи.
Исследования выполнены при поддержке Министерства образования и науки
Российской Федерации, соглашение № 8348 и интеграционного проекта Президиума
УрО РАН № 12-И-5-2050.
1.
2.
3.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Боликов В.Е. Прогноз и обеспечение устойчивости капитальных горных выработок
/ В.Е. Боликов, С.А. Константинова. − Екатеринбург: УрО РАН, 2003. – 374 с.
Зубков А.В. Геомеханика и геотехнология / А.В. Зубков. − Екатеринбург: УрО
РАН, 2001. – 335 с.
Материалы в машиностроении. Выбор и применение. / Колл. авторов под ред.
А.А. Жукова и А.Д. Шермана // Том 4. Чугун. − М.: "Машиностроение", 1969. – 248 с.
260
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
В.В. Хохлова, А.А. Симанов
ГИ УрО РАН, г. Пермь
СОВРЕМЕННЫЕ МЕТОДЫ ОБРАБОТКИ ВЫСОКОТОЧНЫХ
ГРАВИМЕТРИЧЕСКИХ НАБЛЮДЕНИЙ
В гравиразведке первичными материалами для последующей геологической интерпретации являются аномалии силы тяжести в редукции Буге. Очевидно, что они
должны быть свободны от помех негеологического характера, таких как влияние рельефа местности, высота точки наблюдения и т.д. Принятые процедуры обработки гравиметрических данных, описанные в учебниках по геофизике, формализовались в 1920-х
и 1930-х годах, когда использовались маятниковые гравиметры и вариометры. Эти
процедуры были продиктованы точностью съемки и ограничениями в вычислительной
мощности, данными о рельефе и точностью знания абсолютного значения силы тяжести. Не было смысла улучшать процедуры обработки, при условии, что мы не можем
получить достаточно точные полевые данные.
В настоящее время существенно возросла точность гравиметрической съемки и
планово-высотной привязки пунктов наблюдений, возросли знания о форме Земли, создана мировая опорная гравиметрическая сеть, в открытом доступе имеются детальные
базы данных о фигуре геоида и рельефе Земли и, учитывая современные вычислительные мощности, нет никаких причин для применения упрощенных формул при вычислении поправок и редукций в гравиметрические наблюдения. Соответственно, должны
быть пересмотрены и процедуры обработки гравиметрических данных.
Авторами предлагается использование новых стандартов (процедур) редуцирования гравиметрических данных удовлетворяющим современным требованиям гравиразведки. Предлагаемые стандарты базируются на международно принятых процедурах
[1, 3], уравнениях и параметрах (эллипсоид Красовского, параметры Земли – ПЗ90) ,
которые отличаются от стандартных процедур, описанных в существующих учебниках,
инструкциях [4, 5].
В рамках описанного выше подхода разработана технология первичной обработки гравиметрических данных, которая воплощена в программном модуле
«New_standards» (рис.1) и решает следующие задачи:
− вычисления поправок и аномальных значений силы тяжести по формулам,
описанным в существующих учебниках и инструкциях;
− вычисление аномальных значений силы тяжести с использованием современных процедур редуцирования гравиметрических данных;
− создание каталогов гравиметрических пунктов;
− выбор плотности промежуточного слоя [6].
Алгоритм вычисления аномалий силы тяжести включает вычисления географических координат (поскольку обычно известны прямоугольные координаты гравиметрических пунктов), нормального поля силы тяжести и собственно аномалий. Исходными данными являются массивы координат пунктов и наблюденных значений силы тяжести. Кроме указанных данных вводятся массивы поправок δgр за влияние рельефа
окружающей местности, вычисленные в отдельной программе «TopWin», разработанной в Горном институте УрО РАН [7]. Для выбора плотности промежуточного слоя использовался известный метод Л.Л. Неттлетона, где для каждого профиля строится семейство кривых аномалий Буге, вычисленных с различной плотностью промежуточного слоя, и из них выбирается та, которая меньше всего коррелирует с рельефом местности. Расчет корреляции производится по методу Пирсона и алгоритму Любимовых.
261
© ГИ УрО РАН, 2013
Рис.1. Интерфейс программы «New_standards»
Рассмотрим пример использования данной технологии на одном из участков
гравиметрической съемки, выполненной в восточной части Пермского края. Гравиметрическая съемка масштаба 1:50 000 выполнена с использованием высокоточных гравиметров Autograv CG-3M (Scintreх, Канада). Для проведения топографо-геодезической
съемки использовалась аппаратура GPS-5700 Trimble (США), электронные тахеометры
Trimble 3305 (США) и Nikon DTM-352 (Япония). Среднеквадратическая погрешность
определения аномалии Буге с учетом погрешности наблюденных значений силы тяжести, определения высот и координат пунктов составила ±0,053 мГал. Перепад высот
рельефа в пределах площади съемки составляет от 142 до 502 м. Расчет поправок в
ближней и центральной зонах осуществлялся с помощью векторизованных топографических карт масштаба 1:25 000, а для средней и дальней зон использовались матрицы
высот SRTM [2].
Произведена первичная обработка гравиметрических данных с помощью программного модуля «New_standards», в результате которой созданы каталоги гравиметрических наблюдений по различным стандартам редуцирования. Кроме того, в случае
современных стандартов редуцирования использовались высоты гравиметрических
пунктов относительно референц-эллипсоида. Построены карты гравитационного поля с
использованием новых процедур и общепринятых стандартов редуцирования.
На рисунке 2 показаны карты гравитационного поля с поправкой за влияние рельефа местности (А) и карта разности аномалий Буге, вычисленных с использованием
новых процедур и общепринятых стандартов редуцирования (Б). Как видно из рисунка,
разность аномалий, вычисленных различными способами, достигает 0,15 мГал, т.е. на
порядок превосходит точность полевой съемки. Разность аномалий возникает, в основном, за счет ошибки использования упрощенной формулы вычисления аномалий в свободном воздухе и пренебрежения влиянием атмосферного эффекта. Погрешность, обусловленная использованием различной системы высот (косвенный эффект), практически не сказывается на морфологии локальных аномалий из-за небольших размеров
площади съемки. Хотя величина разности аномалий несравнима с диапазоном изменения поправок за влияние рельефа, тем не менее, искомые геологические объекты более
262
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
отчетливо выделяются на карте, построенной с использованием новых процедур редуцирования.
Рис.2. Использование новых процедур обработки гравиметрических данных:
А – карта аномалий гравитационного поля с учетом поправки за рельеф местности;
Б – нормированная разность аномалий, вычисленных по инструкции и по новым
стандартам
Установлено, что ошибки, вносимые в аномалии Буге традиционными процедурами обработки гравиметрических данных, существенным образом загрубляют аномалии силы тяжести. Доказано, что использование современной формулы вычисления
нормального поля, учет эллипсоидальности Земли при определении вертикального градиента и промежуточного слоя существенно повышают точность вычисления гравитационных аномалий.
Таким образом, при современном технологическом и метрологическом обеспечении полевых работ, необходимо пересмотреть стандартные процедуры обработки
гравиметрических данных, чтобы не загрублять аномалии силы тяжести.
Работа выполнена при поддержке РФФИ (грант № 11-05-96013).
1.
2.
3.
4.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Hinze W.J. New standards for reducing gravity data: The North American gravity database /
W.J. Hinze [et al.] // Geophysics. – 2005. − V.70, №4. − P. J25-J32.
SRTM 90 m Digital Elevation Data [Электронный ресурс]. – Режим доступа:
http://srtm.csi.cgiar.org/.
Бычков С.Г. Методы обработки и интерпретации гравиметрических наблюдений при
решении задач нефтегазовой геологии / С.Г. Бычков. – Екатеринбург: УрО РАН, 2010.
– 187 с.
Гравиразведка. Справочник геофизика. − М.: Недра, 1990. – 607 с.
263
© ГИ УрО РАН, 2013
5.
6.
7.
Инструкция по гравиразведке. − М.: Недра, 1980. − 80 с.
Любимов Г.А. Методика гравимагнитных исследований с использований ЭВМ /
Г.А. Любимов, А.А. Любимов. − М.: Недра, 1988. − 303 с.
Симанов А.А. Использование ГИС-технологий для учета влияния рельефа местности
при гравиметрической съемке / А.А. Симанов // Восьмая Уральская молодежная научная школа по геофизике. Сборник материалов. − Пермь, 2007. − С. 234-238.
С.И. Шадрина
Пермский государственный национальный исследовательский университет, г. Пермь
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПРИЁМА СТАТИСТИЧЕСКОГО МОДЕЛИРОВАНИЯ ДЛЯ
ПОВЫШЕНИЯ ОДНОЗНАЧНОСТИ РЕШЕНИЯ ОБРАТНОЙ ЗАДАЧИ
ЭЛЕКТРИЧЕСКОГО ЗОНДИРОВАНИЯ
Электрическое зондирование является одним из базовых методов электроразведки. Количественная интерпретация остаётся одним из проблемных её этапов. До сих
пор остаётся неудовлетворённость, связанная с отсутствием строгих количественных
оценок информативности исходных данных, обеспечивающей требуемую детальность
расчленения разреза [1]. Поэтому данная проблема актуальна в наше время.
Классический взгляд на принцип эквивалентности в электроразведке был разработан А.М. Пылаевым (1968) для горизонтально-слоистого разреза [3]. Суть состояла в
подборе набора эквивалентных решений для трёхслойных моделей сред в рамках заданной погрешности полевых наблюдений с построением соответствующих номограмм
оценки эквивалентности.
С появлением быстрых и точных программ расчёта кривых ВЭЗ в середине 80-х
годов стало возможным увидеть расширенные границы действия принципа эквивалентности (Б.П. Петрухин, 1988), полученные результаты которых имеют ряд особенностей.
Основная цель при написании данной работы состояла в изучении пределов эквивалентности при решении обратной задачи электрического зондирования применительно к конкретному интерпретационному методу. Для этого была использована методика статистического моделирования. Она включает следующие задачи:
1) проведение экспериментальных работ по оценке пределов эквивалентности для заданного набора моделей горизонтально-слоистых сред для разного типа разрезов;
2) изучение возможности использования статистического моделирования в целях повышения однозначности определения параметров среды;
3) исследование характера погрешности определения эквивалентных параметров среды;
4) проведение сравнительного анализа с результатами ранее выполненных работ в
этом направлении;
5) обобщение полученных результатов и построение номограмм, отражающих предельные значения выделенных слоёв.
Для решения данных задач были использованы программа расчёта теоретических кривых зондирования для горизонтально-слоистых моделей сред («Model-VES1D») и программа статистического моделирования, используемая в программе количественной интерпретации «ЗОНД». Исследования проводились на примере трёхслойной
модели среды. Процесс анализа включал в себя последовательность следующих операций:
1. Задание набора интерпретационных моделей: а) параметры первого слоя составляли: ρ1=1 Ом*м, h1=1 м; б) параметры второго слоя включали набор значений:
264
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
h2=0,25; 0,50; 1; 2; 4; 10 м; ρ2=2; 4; 10 Ом*м, в) сопротивление третьего слоя:
ρ3=0,5 Ом*м (табл.1).
Таблица 1
№
Вариант 1
Вариант 2
Вариант 3
слоя
Om*m
m
Om*m
m
Om*m
m
1
ρ1
h1
ρ1
h1
ρ1
h1
1
1
1
1
1
1
2
ρ2
h2
ρ2
h2
ρ2
h2
2
0,25
4
0,25
10
0,25
0,50
0,50
0,50
1
1
1
2
2
2
4
4
4
10
10
10
3
ρ3
h3
ρ3
h3
ρ3
h3
0,50
0,50
0,50
2.
3.
Расчёт теоретических кривых зондирования для заданного набора моделей с помощью программы «Model-VES-1D». В результате расчёта формируется проект для
использования его как исходного для программы «ЗОНД» [2].
Количественная интерпретация набора теоретических кривых, включающая в себя
статистическое моделирование. В результате интерпретации получаем набор эквивалентных решений. Один из фрагментов интерпретации представлен на рисунке 1.
Рис.1. Фрагмент интерпретации одиночного зондирования
для параметров второго слоя: ρ=2 Ом*м, h=2 м
4.
Статистический анализ с целью определения средних значений и пределов эквивалентности искомых параметров.
5. Расчёт интерпретационных параметров и графическое оформление результатов.
В результате обобщения получены следующие результаты:
1) Установлено, что характер погрешности определения эквивалентных параметров включает две составляющие: статическую и статистическую.
Статическая погрешность завышает истинные значения слоёв. Степень завышения зависит от относительной мощности выделяемого слоя, но находится устойчиво.
Статистическая погрешность достаточно изменчива по величине. Дисперсия в
зависимости от параметров слоёв изменяется от 0,1% в случае h2/h1>3 м до 15% в случае, когда h2/h1 стремится к 0,5 м.
265
© ГИ УрО РАН, 2013
2)
Построены графики и номограммы для определения статистической погрешности для заданного набора моделей. Получены обобщающие графики для оценки
пределов мощности второго слоя при разных значениях его сопротивления (для разных
типов кривых) (рис.2).
Рис.2. Обобщающие графики для оценки пределов мощности второго слоя при разных
значениях его сопротивления: для кривых типа Н (а), для кривых типа К (б)
3)
Определены области возможного выделения слоя для разных типов кривых (рис.3).
Рис.3. Номограммы, отражающие предельные значения выделения слоёв: для кривых
типа Н (а), для кривых типа К (б); А – область выделения слоя, В – отсутствие выделения слоя.
Данная задача считается новой при работе над данным вопросом, поскольку до
недавнего времени широких исследований с помощью метода статистического моделирования не проводилось, хотя отдельные попытки подобного анализа предпринимались.
1.
2.
3.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Колесников В.П. Основы интерпретации электрических зондирований /
В.П. Колесников. – М.: Научный мир, 2007. − 248 с.
Обработка и интерпретация результатов полевых наблюдений в программе ЗОНД.
[Электронный ресурс]. – Режим доступа:
http://permgeo.ru/download/Brief_Manual_ZOND.pdf
Пылаев А.М. Руководство по интерпретации вертикальных электрических зондирований / А.М. Пылаев. − М.: Недра, 1968. − 148 с.
266
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
А.А. Шатская
Национальный исследовательский Томский политехнический университет, г. Томск
ИЗУЧЕНИЕ ВЛИЯНИЯ ТРЕЩИНОВАТОСТИ КОЛЛЕКТОРА НА
АМПЛИТУДНЫЙ СПЕКТР СЕЙСМИЧЕСКОГО СИГНАЛА НА ОСНОВЕ
МАТЕМАТИЧЕСКОГО МОДЕЛИРОВАНИЯ
Метод математического моделирования получил распространение в сейсморазведке примерно с середины 60-х годов. Использование синтетических сейсмограмм,
являющихся результатом решения одномерной динамической задачи, имеет следующие
цели:
1) теоретические исследования распространения волн в сложных средах с целью изучения принципиальных связей между строением модели и структурой образующегося в ней сейсмического поля, а также с целью экспериментальной проверки аналитических решений;
2) прогнозирование волновых полей для заданных сейсмогеологических условий с целью обоснования проектируемой методики сейсморазведки путем
анализа свойств полезных и мешающих волн;
3) сопоставление расчетных волновых полей с наблюденными при обработке и
интерпретации разведочных материалов с целью оптимизации параметров
обработки и повышения полноты и достоверности геологической интерпретации ее результатов [3].
Переход к двумерному сейсмическому моделированию, т. е. к использованию
синтетических временных разрезов, означал не просто увеличение количества синтезируемых трасс, а качественно новый уровень реализации метода моделирования. Речь
идет об открывшейся возможности применения математического моделирования непосредственно в процессе интерпретации данных сейсмических наблюдений. В целом,
это позволило получить важные для практики интерпретации выводы о том, какие особенности и признаки нужно искать на реальной сейсмозаписи при изучении того или
иного геологического объекта [4].
Цель данной работы – найти способы анализа волновых полей на основании решения прямых задач для выявления трещиноватых областей. Сейсмические трассы
можно анализировать как во временной области, так и в частотной. В настоящей работе
анализ будет проводиться в частотной области. Поэтому наша задача на основании
численного моделирования выяснить влияние трещиноватости на спектральные свойства отраженных сигналов. Расчеты проводились конечно-разностным методом в рамках модели гипоупругой хрупкой среды, т.к. именно такая среда описывает механизмы
распространения волн в трещинах, заполненных флюидом [5].
На первом этапе работы был создан алгоритм для построения модельного разреза. Программа написана на языке программирования Fortran. В текстовом файле описываются условные скважины – точки на профиле, для которых известны следующие
свойства: глубина скважины, границы пластов, скорость распространения сейсмической волны (плотность принимается постоянной и равной 2,0 г/см3, т.к. она незначительно влияет на акустическую жесткость). После задания этих условий программа
рассчитывает параметры среды между двумя скважинами и строит сейсмогеологическую модель участка профиля в виде двухмерного изображения, состоящего из элементарных ячеек различного цвета. Цвет ячейки определяется присущей для нее скоростью
волны (рис.1). В данной работе мы приняли параметры вмещающей среды
Vp=3000 м/с, Vs=2000 м/с, ρ=2000 кг/м3, параметры слоя Vp=2000 м/с, Vs=1500 м/с,
267
© ГИ УрО РАН, 2013
ρ=2000 кг/м3, сверху расположена линия «источник-приемник». В центре среднего слоя
задали трещиноватую область с более низкой скоростью Vp=1800 м/с.
Рис.1. Модель среды с низкоскоростным пластом, содержащим зону трещиноватости с
трещинами 1-го типа (отрыва), трещиноватость 2%. 1 – вмещающая среда,
2 – слой с трещиноватой зоной, ∇- падающая волна
Результатом решения прямой динамической задачи обычно является сейсмическая трасса в виде импульсных коэффициентов отражения, которые затем подвергаются свертке с импульсом, моделирующим сейсмический сигнал [4]. Коэффициенты отражения, присущие каждой резкой границе изменения акустических свойств среды,
определяются из начальных условий по формуле:
(1)
K отр = (γ 2 − γ 1 ) /(γ 2 + γ 1 ), γ = V ⋅ σ ,
где V– скорость акустической волны в пласте, σ – плотность породы пласта [1].
Форма импульса регистрируемой волны зависит от особенностей источника, явлений на границах, поглощающих свойств среды, условий приема и записи колебаний.
Вследствие изменчивости этих факторов форму сейсмического импульса в каждом
случае можно определить только экспериментально. При этом часто возникают значительные трудности, вызываемые интерференционным характером записи колебаний.
Применение импульсных источников (взрыв, удар) приводит к возникновению коротких импульсов с небольшим (до 2-3) числом видимых периодов колебаний. Вблизи источника эти импульсы отличаются резким вступлением, по мере удаления от него
вступление становится все более плавным [3].
Для аналитического представления формы наблюдаемых колебаний предложены
различные виды импульсов. Они построены на основе функции гармонических колебаний заданной частоты ω0.Успех использования синтетической трассы для целей интерпретации во многом определяется правильным выбором начального приближения этого
импульса [2]. Существует несколько подходов к заданию формы сейсмического сигнала. Первый основан на извлечении его из реальной трассы временного разреза путем
расчета автокорреляционной функции – операции свертки трассы с самой собой, сдвинутой на определенный шаг. Этот метод дает неплохие результаты, так как сама трасса
несет информацию о форме импульса, проходящего через толщу пород [6]. Однако в
данной работе мы ставим задачу исследовать общие закономерности отклика среды, не
привязываясь к какой-либо конкретной площади и профилю, поэтому в качестве формы
импульса будет использоваться импульс Рикера:
2
(2)
U y = F (t ) = −2πf e(t − t o ) ⋅ e −2πf (t −to ) ,
268
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
где U y – y-компонента скорости смещения. Этот импульс характеризуется высокой
плавностью функции, ее производных и спектра. Исходные параметры импульса задаются также в отдельном файле.
Рис.2. Импульс Рикера
Вторым шагом работы программы является построение модельного сейсмического поля по заданным параметрам среды и форме исходного сигнала путем свертки
трассы коэффициентов отражения с функцией исходного сигнала. Можно задавать шаг
вычисления сейсмических трасс и анализировать получаемое волновое поле. На рисунке видим, что участок с пониженной скоростью формирует дополнительные возмущения в волновой картине (рис.3).
Рис.3. Модельный сейсмический разрез, рассчитанный по заданным параметрам среды
На втором этапе нашей работы была решена задача о падении плоской упругой
волны на среду, содержащую слой, в котором случайно заданы трещины. Исходная модель остается прежней – слой с низкими значениями скорости и плотности залегает
между плотными высокоскоростными пластами, но теперь в центре среднего пласта
задается множественная трещиноватость – 2% трещин первого типа. Зона трещиноватости (участок другого цвета в центре слоя 2 на рисунке 1) составила 1600 расчетных
точек – это 32 трещины. Отдельная трещина описывается двумя берегами и вершинами. Берега трещин расположены горизонтально, так что трещины ведут себя как трещины первого типа (трещины отрыва).
Выявление зон, в которых повышена трещиноватость, проводится на основе
анализа аномальных скоростей в пласте. Характерными их особенностями являются:
1) Аномальный рисунок волнового поля, обусловленный нарушением фазовой
корреляции до полного исчезновения регулярной записи (по нарастанию
степени нарушенности отражений: вертикальные и субвертикальные смещения осей синфазности, снижение прослеживаемости отражений, прерывистость отражений, лоскутный характер отражений, разнонаклоненность
269
© ГИ УрО РАН, 2013
фрагментов осей синфазности и, наконец, хаотический рисунок волнового
поля);
2) Аномалия амплитуды (снижение интенсивности отражений);
3) Изменчивость формы импульса отраженной волны (снижение когерентности отражений);
4) Аномалия частотного состава сейсмозаписи;
5) Аномальное снижение скоростей суммирования ОГТ, достигающее 600 м/с;
6) Аномальное возрастание частотно-зависимого поглощения.
Заданная в нашей модели трещиноватость среды приводит к возникновению
рассеянных волн и явлению дифракции. Эти особенности хорошо видно на получившейся модельной сейсмограмме (рис.4). Таким образом, каждая отдельная трещина при
прохождении через нее знакопеременного импульса порождает область дифракции. На
сейсмограмме хорошо виден общий вклад области дифракции в волновое поле – дифракция начинается сразу после образования отраженной волны с 50 мс и к 175 мс достигает краев модели. На сейсмограмме в центре выделена пунктирная линия – примерный центр наблюдения. Для этой линии справа на рисунке приводится верхняя
часть трассы с указанием положительной и отрицательной фаз.
Рис.4. Модельная сейсмограмма. Знаками “+” и “−“ показаны положительная и отрицательная фазы импульса Рикера. Цифрами обозначены: 1 − падающая волна,
2 − отражение от кровли слоя, 3 − отражение от подошвы слоя.
Слева приведен участок трассы для пунктирной линии
Для дальнейшего анализа берется часть трассы между цифрами 2 и 3
(512 точек), то есть отраженная волна. В таком окне проводится преобразование Фурье,
и оно же выполняется для исходного импульса Рикера, то есть для падающей волны.
Для иллюстрации ниже будут приводиться только модули комплекснозначных амплитудных спектров Фурье, которые для краткости будем называть спектрами.
Для исследования отраженных волн именно в спектральной области нас побудил
эксперимент, описанный в [7]. Суть его в том, что исходный сигнал (сигнал А в случае
лабораторного эксперимента), распространяясь в поглощающей среде (образец песчаника, как и любое реальное тело, является поглощающим), записывается затем в виде
сигнала B со спектром, существенно лишенным высоких частот. В нашей работе была
поставлена задача исследовать поведение спектра исходного импульса и спектра отраженных волн, полученных при математическом моделировании, и сравнить результаты
с исследованием этих же параметров описанным выше физическим путем.
270
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Рассчитанные спектры построены на рисунке (рис.5). Хорошо видно, что максимум спектра отраженной волны явно сместился вправо. Кроме того, если для частот
около 20 Гц амплитуды спектров в трещиноватой и сплошной средах сопоставимы, то в
диапазоне от 30 до 50 Гц можно говорить об отличиях на порядок.
Рис.5. Спектры падающей (1) и отраженной (2) волн для модели упруго-хрупкой среды
Таким образом, на основе численного моделирования и сравнения с экспериментальными данными установлено, что спектр волны, отраженной от трещиноватой области, при упруго-пластическом поведении среды резко теряет часть высоких частот и
уверенно отличается от спектра волны в сплошной среде. В дальнейшем планируется
использовать результаты данной работы для исследования и выделения трещиноватых
зон на реальных сейсмических временных разрезах.
1.
2.
3.
4.
5.
6.
7.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Бондарев В.И. Сейсморазведка: учебник для вузов / В.И. Бондарев. − Екатеринбург:
Изд-во УГГУ, 2007. − 690 с.
Гогоненков Г.Н. Расчет и применение синтетических сейсмограмм /
Г.Н. Гогоненков. − М.: Недра, 1972. − 140 с.
Гурвич И.И. Сейсмическая разведка / И.И. Гурвич, Г.Н. Боганик // 3-е изд., переработанное. − М.: Недра, 1980. − 551 с.
Корягин В.В. Математическое моделирование в сейсморазведке / В.В. Корягин,
Ю.П. Сахаров. − М.: Наука, 1988. − 156 с.
Немирович-Данченко М.М. Возможности обнаружения множественной трещиноватости сплошной среды на основе оценки спектральной плотности энергии отраженного сигнала / М.М. Немирович-Данченко // Технологии сейсморазведки. −
2009. − №4. − С. 32-36.
Поданева Д.С. Алгоритм построение пластовой модели среды с согласованием
данных наземной сейсморазведки и скважинной сейсморазведки / Д.С. Поданева //
Технология Microsoft в теории и практике программирования. – Томск: Изд-во
ТПУ, 2012. – С. 57-62.
Сейсмическая стратиграфия / Под редакцией И. Пейтона // ч.1. Пер. с англ. − М.:
Мир, 1982. − 375 с.
271
© ГИ УрО РАН, 2013
Ш.П. Шозиёев
Институт геологии, сейсмостойкого строительства и
сейсмологии АН Республики Таджикистан, г. Душанбе
О МИГРАЦИИ ОЧАГОВ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ ВДОЛЬ
ВАНЧ-АКБАЙТАЛЬСКОГО РАЗЛОМА НА ПАМИРЕ (ТАДЖИКИСТАН)
Миграция очагов тектонических землетрясений – одно из важных свойств сейсмотектонических процессов. Изучение миграции очагов даёт возможность прослеживать динамику тектонических процессов. В настоящей работе рассматривается миграция землетрясении в районе Ванч-Акбойтальского разлома, одного из крупнейших на
Центральном Памире. Линия Ванчского глубинного разлома и зона Акбайтальских чешуйчатых надвигов, по мнению многих исследователей, представляет собой тектоническую границу первого порядка и известна под названием «Главной линии Памира»,
отделяющей структуры Кунь-Луня от структур Каракурум. Киммерийская и Альпийская эпохи складчатости проявились весьма интенсивно на всей территории Памира.
Однако главную роль тектонических движения сыграли к югу от описываемого глубинного разлома, то есть на территории сейсмогенных зон Центрального Памира. Шов
сопровождался участками чешуйчатого строения, которые образовались в условиях
двухстороннего давления с юга и с севера, но давление с юга, по всей видимости, из-за
движения Индостанской плиты преобладает. В соответствии с действующей картой
общего сейсмического районирования территории Таджикистана Ванч-Акбайтальская
зона землетрясений относится к 8-ми балльной с повторяемостью 100 лет. Начиная с
октября 2007 г., в Ванчском районе произошла значительная активизация землетрясений [3]. К настоящему моменту здесь зарегистрировано более 200 ощутимых землетрясений на площади около 400 км2. За это время отмечено три главных землетрясения: 78 апреля 2008 г. с интенсивностью в эпицентре 4-5 баллов, 3 марта 2009 г. – 5-6 баллов
и 2 января 2010 г. – 6 баллов (по шкале МСК).
В 1985 г. А.А. Никонов выдвинул гипотезу об активации восточных участков
Дарваз-Каракульского и Гиссаро-Кокшаалского разломов [8]. Согласно идее
С.А. Федотова о заполнении промежутка между очагами произошедших сильных землетрясений другими землетрясениями, западная часть этих разломов также была признана потенциально опасной [7]. Это подтверждается в частности временным отсутствием сильных землетрясений в западной зоне Дарваз-Каракульском разломе [2]. По
комплексу геолого-геофизических данных в исследуемом районе выделены несколько
сейсмогенных зон [1, 5, 6, 9, 10, 11].
Сейсмогенная зона Северного Памира совпадает с одноименной тектонической
зоной, обособившейся в палеозое и обновленной в альпийский этап, однако, в гораздо
меньшей степени сейсмоактивна, чем соседние сейсмогенные зоны. Эта зона ограничена Дарваз-Каракульским разломом.
Сейсмогенная зона Центрального Памира в виде широкой дугообразной полосы
протягивается через весь Памир и далее по территории Афганистанa и Китая. Центральный Памир, как и Северный, характеризуется малым количеством очагов коровых
землетрясений, но большим наклоном графикa повторяемости. Максимальное известное здесь землетрясение соответствует К=17 (М=7,25, Сарезское землетрясение 1911 г).
Сейсмичность рассматриваемого района исследований представлена с помощью
«Каталога сильных и ощутимых землетрясений с магнитудой М около 4,5±0,3 и выше
за период с 1990 г. по 2010 г.» В каталоге жирным шрифтом выделены основные землетрясения с афтершоками и сериями роя (таблица 1).
272
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
№
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
Лунный
день
4
12
14
2
2
15
17
7
16
18
7
4
Таблица 1
Год
ч.м.с.
С.ш.
В.д.
H, км
K
M
E=10K
10.12.1999
30.04.2004
02.02.2007
07.04.2008
07.04.2008
17.06.2008
19.07.2008
03.03.2009
03.10.2009
02.01.2010
20.04.2010
15.06.2010
2:11:55
14:11:24
22:02:41
22:00:11
22:02:32
22:05:18
23:08:29
14:22:12
22:46:20
2:15:05
10:58:28
23:39:12
38,1
38
38,8
38,4
38,4
38,2
38,3
38,2
38,25
38,3
38,25
38,47
71,2
70,8
71,6
71,7
71,6
71,6
71,65
71,4
71,45
71,5
71,5
71,8
10
30
20,00
20
20
20
10-20
10-20
10
5-10
5-10
10
12,2
12,1
12,8
11,8
11,6
10,9
11,9
13
10,2
13,5
11,9
12
4,6
4,5
4,9
4,3
4,2
3,8
4,4
5
3,4
5,3
4,4
4,4
1,58E+12
1,26E+12
6,31E+12
6,31E+11
3,98E+11
7,94E+10
7,94E+11
1,00E+13
1,58E+10
3,16E+13
7,94E+11
1,00E+12
Из каталога следует, что с 1999 по 2004 гг. в зоне разлома было сейсмическое
затишье, далее идет освобождение напряжений с глубины 30 км к поверхности и количество толчков от нижних к верхним разрезам геосреды возрастает. Можно заметить,
что землетрясения под № 2, 3, 4, 5, 6, 9 происходили близко к полнолуниям и новолуниям, т.е. в периоды экстремальных приливных сил, с периодичностью около 14 суток.
Можно предположить, что некоторые из них вызваны особенностями влияния орбитального движения Солнца-Земли-Луны. По-видимому, остальные землетрясения вызваны сезонными атмосферными вариациями, например, обусловленными высокой
контрастностью рельефа (здесь сосредоточены высочайшие вершины Памира – пик
Исмоила Сомони (7495 м), несколько вершин выше 6000 м). Миграция землетрясений
вдоль Ванч-Акбайтальской разломной зоны показана на рис. 1.
Рис. 1. Миграция землетрясений вдоль Ванч-Акбайтальской разломной зоны.
В рамках представлений о реструктуризации гетерогенной геосреды каждая серия роя, по-видимому, может быть рассмотрена как результат передачи и перехода тектонических напряжений от одной части разрывной зоны в окрестности разлома к другой – соседней [4].
Выражаю благодарность д. ф.-м. н. Ф.Х. Каримову за полезные обсуждения
статьи.
273
© ГИ УрО РАН, 2013
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Бабаев А.М. Важнейшие разломы Таджикистана и их систематика / А. М. Бабаев //
Геология и гефизика Таджикистана. – Душанбе: Дониш, 1989. – С. 33-52.
2. Губин И.Е. Закономерности сейсмических проявлений на территории Таджикистана / И.Е. Губин. – М.: АН СССР, – 1960. – 464 с.
3. Джураев Р.У. Некоторые особенности Ванчского землетрясения 3 марта 2009 года /
Р.У. Джураев, Д.Н. Низомов // Труды Международной конференции по снижению
сейсмического риска, посвящённой 60-летию со дня Хаитского землетрясения 1949
года в Таджикистане. – Душанбе: Дониш, 2009. – С. 5-13.
4. Каримов Ф.Х. Динамика афтершоков землетрясений и иерархические стадии реорганизации гетерогенных сред / Каримов Ф.Х., Шозиёев Ш.П. // Тезисы VIII Международной школы-семинара «Физические основы прогнозирования разрушения
горных пород». – Санкт-Петербург: 2010. – С.44-45.
5. Маламуд А.С. Циклы землетрясений и тектонические волны / А.С. Маламуд,
В.Н. Николаевский. – Душанбе: Дониш, 1989. – С.141.
6. Мирзоев К.М. Сейсмогенные зоны Памира / К.М. Мирзоев [и др.] // Геология и
геофизика Таджикистана. – Душанбе: Дониш, 1985. – C. 117-138.
7. Мирзоев К.М. Основные характеристики сейсмичность сейсмогенных зон Таджикистана / К.М. Мирзоев. // Сейсмотектоника некоторых районов юга СССР. – М.:
Наука, 1976. – C. 118-129.
8. Никонов А.А. Миграция сильных землетрясений вдоль основных зон разломов
Средней Азии / А.А. Никонов. – ДАН СССР, 1975. – т. 225, №2. – C. 306-309.
9. Ранцман Е.Я. Места землетрясений и морфоструктура горных стран. /
Е.Я. Ранцман. – М.: Наука, 1979. – С. 170.
10. Bihong Fu. Slip partitioning in the northeast Pamir–Tian Shan convergence zone / Bihong Fu, Yoshiki Ninomiya, Jianming Guo // Tectonophysics. – 2010. – V. 483. –
P. 344–364.
11. Burtman V.S. Geological and geophysical evidence for deep subduction of continental
crust beneath the Pamir / Burtman V.S., Molnar P. – Geol. Soc. Amer Spec., 1993. –
V. 281. – 76 p.
1.
М.Й. Шумскайте
Институт нефтегазовой геологии и геофизики им. А.А. Трофимука СО РАН,
г. Новосибирск
ОПРЕДЕЛЕНИЕ ВЗАИМОСВЯЗИ ПАРАМЕТРА ПОРИСТОТИ И
ЯМР-ПОРИСТОСТИ ДЛЯ ОЦЕНКИ ВОДОНАСЫЩЕННОСТИ ПЛАСТА
Одной из основных физических характеристик горных пород, по которой определяется флюидонасыщение, является их удельное электрическое сопротивление. Даже
при относительно небольшой минерализации пластовых вод удельное электрическое
сопротивление нефтенасыщенного коллектора будет выше, чем водонасыщенного. При
петрофизических исследованиях керна особое внимание уделяется изучению электрических характеристик водонасыщенных образцов и установлению их связей с фильтрационно-емкостными свойствами. Для определения коэффициента пористости наряду со
стандартными лабораторными методами в настоящее время все чаще используют ЯМРрелаксометрию. Этот метод направлен на решение широкого круга задач петрофизических исследований, в т.ч. определение пористости (общей, эффективной, связанной с
глинами), распределение пор по размерам, проницаемость, оценка содержания глинистых минералов и их типа. Настоящие исследования направлены на экспериментальное
274
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
изучение характера зависимости параметра пористости и данных ЯМР-релаксометрии
и её сравнительный анализ с теоретическими уравнениями.
В работе проведены лабораторные исследования образцов керна с использованием ЯМР-релаксометрии, центрифугирования и определения удельного электрического сопротивления. Изучено более 200 образцов керна четырех нефтяных месторождений Красноярского края и Новосибирской области. Методика работ включала следующие этапы: а) насыщение образцов керна моделью пластовой воды (от 6 до 35 г/л); б)
измерения на ЯМР-релаксометре; в) определение удельного электрического сопротивления; г) исследования методом центрифугирования (после каждого скоростного режима этапы б) и в) повторялись); д) расчет параметра пористости [1].
По результатам проведенных лабораторных исследований выявлена взаимосвязь
ЯМР-пористости и параметра пористости (рис.1). Экспериментально установлено, что
ЯМР-пористость не зависит от минерализации пластовой воды. Полученная зависимость, имеющая вид Рп=
, согласуется результатами стандартных исследований и
удовлетворяет общеизвестным выражениям связи параметра и коэффициента пористости.
Для сопоставления выявленной экспериментальной связи с теоретическими зависимостями, рассмотрены следующие формулы [3]:
(1)
Р п=
Р п=
(2)
Р п=
(3)
Р п=
(4)
где (1) – формула Тимура, (2, 3) – Хамбла, (4) –Розалеса.
Рис.1. Взаимосвязь параметра пористости и ЯМР-пористости
Для анализа полученных результатов построены зависимости параметра пористости от ЯМР-пористости, рассчитанные по приведенным формулам. Для изученных
образцов установленная экспериментальная зависимость хорошо согласуется с (1), это
указывает на возможность оценки параметра пористости по данным ЯМР с использованием теоретических уравнений.
275
© ГИ УрО РАН, 2013
К основным результатам работы относится следующее. Проведены лабораторные ЯМР-исследования более 200 образцов керна нефтяных скважин четырех месторождений. Для изученных образцов установлены экспериментальные зависимости параметра пористости и ЯМР-пористости. Полученные результаты согласуются с данными стандартных исследований и удовлетворяют общеизвестным уравнениям.
Автор выражает благодарность В.А. Вавилину и Ю.К. Доломанскому за поддержку работы и полезные консультации.
1.
2.
3.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Дж. Амикс Физика нефтяного пласта / Дж. Амикс, Д. Басс, Р. Уайтинг. − М.: Гостоптехиздат, 1962. − 572 с.
Вендельштейн Б.Ю. О связи между параметром пористости, коэффициентом поверхностной проводимости, диффузионно-адсорбционной активностью и адсорбционными свойствами терригенных пород / Б.Ю. Вендельштейн // Труды МИНХ и
ГП. − Вып.31. − М.: Гостоптехиздат, 1960. − С. 16-30.
Д. Тиаб Петрофизика: теория и практика изучения коллекторских свойств горных
пород и движения пластовых флюидов / Д. Тиаб, Эрл Ч. Доналдсон. − М.: «Премиум Инжиниринг», 2009. − 864 с.
А.Н. Шушкова
Институт геологии КомиНЦ УрО РАН, г. Сыктывкар
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ НЕСУЩЕЙ
СПОСОБНОСТИ ГРУНТОВ ПОД ФУНДАМЕНТ ПАМЯТНИКА
Современные четверичные отложения в районе г. Сыктывкара залегают непосредственно на отложениях триаса и юры. Причем в северной и северо-восточной части
города четвертичные отложения лежат на породах нижнего триаса, а в юго-западной
его части − средней юры. Сложены четвертичные отложения, в основном, суглинками с
прослоями супесей и песков. Иногда отмечаются в них включения гальки различных
пород. Мощность четвертичных отложений варьирует от 20 до 80 м.
Исходя из поставленной задачи «Определение несущей способности грунтов
под фундамент памятника» были выполнены следующие инженерно-геофизические
работы:
1) определение геоэлектрического разреза с помощью электрического зондирования;
2) определение несущей способности насыпного грунта (песка) различной степени увлажнения (слабо увлажненный, сильно увлажненный) и песков естественного залегания с помощью вибропенетрационной установки;
3) определение влияния уровня вибраций от автотрассы республиканского значения на устойчивость грунтов.
1. Определение границ геологических слоев на объекте исследования производилось с помощью вертикального электрического зондирования, которое в условиях
хорошей дифференциации горных пород по удельному электрическому сопротивлению
позволило получить геологический разрез до глубины 7,0 м. Результаты вычислений
приведены на рисунках 1 и 2.
276
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Рис.1. График изменения мощностей слоев и их удельных электрических сопротивлений по глубине
Рис.2. Мощности слоев и их удельные
электрические сопротивления с глубиной
Результаты. Техногенная толща грунтов:
1.
0-0,45 м – сухой песок, мощность − 0,45 м;
2.
0,45-0,93 м – слабо увлажненный песок, мощность – 0,48 м;
3.
0,93-1,10 м – сильно увлажненный песок, мощность – 0,17 м.
Природная толща грунтов:
4.
1,10-1,65 м – почвенный слой, мощность – 0,55 м;
5.
1,65-2,17 м – супесь, мощность – 0,55 м;
6.
2,17-4,27 м − песок слабо увлажненный, мощность – 2,10 м;
7.
4,27-6,50 м − песок с верховодкой, мощность – 2,20 м;
8.
Глубже 6,5 м – суглинок (водоупорный).
В геоэлектрическом разрезе выделено восемь слоев, три из них − пески техногенного образования, которые в состоянии различного увлажнения способны пропускать водные осадки. Пять нижних слоев относятся к грунтам естественного осадконакопления и представлены в основном песками различной влажности. Примерно на интервале глубин 4,3-6,5 м находится песок, уровень обводненности которого может постоянно меняться в зависимости от интенсивности выпадения дождей. Опорным горизонтом верховодки является суглинок, который с учетом техногенных грунтов находится на глубине 6,5 м; без учета этого слоя – в пределах 4,0 м.
2. Определение несущей способности грунтов производилось с помощью вибропенетрационной установки, которая состоит из массивного стола и вибратора, частотного преобразователя, кернодержателя, индикаторных часов ИЧ-10 с ценой деления
0,01 мм [2]. Принцип работы заключается в следующем: с помощью частотного преобразователя подается выбранная частота, соответствующая вычисленному заранее некоторому значению ускорения, согласно ему возникают колебательные движения стола,
передающие эту же амплитуду и скорость движения кернодержателю, т.е. испытуемому керну. С некоторого значения силы вибраций грунт начинает уплотняться или разрыхляться, что отмечается смещением стрелки на индикаторных часах. Ниже приведены диаграммы поведения различных видов песков от силы вибраций (рис.3−5).
277
© ГИ УрО РАН, 2013
Рис.3. Зависимость уплотнения крупнозернистых песков естественного залегания от
интенсивности вибраций
(а/g – относительное ускорение,
S – величина усадки грунта)
Рис.4. Зависимость уплотнения среднезернистых слабо увлажненных песков
техногенного залегания от интенсивности
вибраций
(а/g – относительное ускорение,
S – величина усадки грунта)
Рис.5. Зависимость уплотнения среднезернистых сильно увлажненных песков техногенного залегания от интенсивности вибраций (а/g – относительное ускорение,
S – величина усадки грунта)
Результаты. Лабораторные исследования грунтов на несущую способность показали, что:
−
уплотнение крупнозернистых песков естественного залегания начинается
со значений 0,14 единиц относительного ускорения, далее с увеличением
силы вибрации он уплотняется до значения 0,42 единиц относительного
ускорения. Общая величина уплотнения достигает при этом 0,25 мм
(рис.3);
−
уплотнение среднезернистых слабо увлажненных песков техногенного залегания происходит в два этапа: первый этап начинается со значений относительного ускорения 0,13 единиц, второй этап начинается со значений
0,26 единиц относительного ускорения. Далее под действием увеличивающейся силы вибрации величина уплотнения песков достигает значения
2,4 мм при 0,42 единиц относительного ускорения частиц грунта. С этого
значения при последующем добавлении силы вибрации уплотнение пере278
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
ходит в фазу разрыхления, т.е. сила разрыхления превышает силу тяжести
частиц песка и силу сцепления между их зернами за счет силы натяжения
тонкой пленки воды в них (рис.4);
−
процесс уплотнения тех же среднезернистых песков техногенного залегания, но уже с сильным их увлажнением, несколько отличается по сравнению со слабой их увлажненностью. Этот процесс характеризуется, прежде
всего, с одной стороны меньшими значениями величин уплотнений, с другой − более частыми их этапами. Первый этап уплотнения начинается так
же, как и в предыдущий раз, с относительного ускорения 0,13 единиц, второй этап начинается уже с 0,15, третий этап − с 0,33; на первых двух этапах
уплотнения незначительны, на третьем этапе, несмотря на значительное
относительное ускорение, уплотнение сильно увлажненного техногенного
песка происходит всего на 0,9 мм. Далее с увеличением силы вибрационных воздействий относительного ускорения 0,42 единиц уплотняет этот
песок до величины 1,5 мм, и на этом процесс уплотнения останавливается,
несмотря на достаточно большие силы воздействия относительного ускорения – до 0,74 единиц (рис.5).
3. Определение влияния уровня вибраций от автотранспорта на устойчивость
грунтов (техногенные пески).
По нашему мнению, одним из основных воздействий влияния на устойчивость
грунтов в районе установки памятника могут быть вибрации, исходящие от близко расположенной автотрассы республиканского значения. Волновой пакет вибрационного
поля, создаваемый автотранспортом, распространяется в частотном диапазоне 3-5 Гц
основного спектра частот прямой волны и 10-25 Гц отраженной волны от поверхности
суглинков. Наибольшую энергетическую составляющую содержит в себе прямая вибрационная волна. На рисунке показана зависимость изменения уровня амплитуды прямой волны от автотрассы до места установки памятника (рис.6).
Рис.6. Зависимость изменения амплитуды колебания от расстояния
Общее уравнение экспоненциальной кривой выглядит следующим образом [1]:
А=А0S-t
(1)
Для песков:
А=2348,2S-1,047 или А≈2348,2/S, исходя из этого мы можем дать приблизительную оценку влияния автотранспорта на несущие свойства грунтов.
Результаты. Эффективная составляющая амплитуды колебаний на расстоянии
2-3 м от едущего автотранспорта составляет примерно 2500 мкм, тогда согласно выше
приведенной формуле составим таблицу изменения уровня вибраций от расстояния
(табл.1).
279
© ГИ УрО РАН, 2013
Таблица 1
Влияние уровня вибраций на грунты при удалении от автотрассы
Расстояние от дороги,
Амплитуда сигнала,
Магнитуда сиг- Возможность усадки
м
мкм
нала
(да, нет)
2
2350
4,1
да
10
230
3,1
да
20
110
2,7
да
30
70
2,5
нет
40
50
2,4
нет
50
40
2,3
нет
Общее заключение и рекомендации. Таким образом, исследования по определению несущей способности грунтов под обустройство фундамента памятника показали:
− верхняя часть разреза сложена песками техногенного (1,15 м) и естественного залегания (2,1 м), супесью (0,55 м);
− слабо увлажненные техногенные пески имеют низкую степень устойчивости;
− сильно увлажненные техногенные пески имеют несколько лучшую характеристику устойчивости грунтов, но, несмотря на это, мы относим их также к
низкой степени устойчивости;
− крупные пески естественного залегания имеют хорошую степень устойчивости;
− верховая вода в грунтах находится достаточно глубоко (зеркало воды −
4,3 м) и на степень устойчивости фундамента влияние оказывать не будет;
− автотранспортные вибрации оказывают небольшое воздействие на грунты, и
просадка от их воздействия мало вероятна.
Решающими моментами при выборе типа фундамента и глубины его заложения
должны стать:
1) глубина промерзания грунта – 1,5 м,
2) вид грунта − песок,
3) уровень грунтовых вод – 4,3 м,
4) вес памятника 8 т,
5) динамические нагрузки − небольшие.
В зависимости от веса памятника и плотности грунта подбирают несущую площадь основания фундамента и глубину его заложения. Площадь основания фундамента
должна быть выбрана из такого расчета, чтобы на каждый квадратный сантиметр основания фундамента приходилась нагрузка, не превышающая критическое значение несущей способности грунтов. Промерзание грунтов приводит к вспучиванию грунтов,
этот фактор к пескам не относится. В нашем регионе глубина промерзания грунта (песка) до 1,2 м, поэтому достаточная глубина закладки фундамента 2,0-2,5 м.
1.
2.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Инженерная геофизика / Под ред. Ф.М. Ляховицкого, В.К. Хмелевской,
З.Г. Ященко. − М.: Недра, 1989. − 252 с.
Лютоев В.А Изучение изменения свойств рыхлых грунтов от вибраций / В.А. Лютоев,
Н.В. Лютоева // Геология и полезные ископаемые Западного Урала. Материалы
региональной научно-практической конференции. – Пермь, 2003. – С. 265-267.
280
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
СВЕДЕНИЯ ОБ АВТОРАХ
Александровская Анна Андреевна
bananaisalive@gmail.com
Пермь
Пермский государственный национальный исследовательский университет
Научный руководитель
Гершанок Валентин Александрович,
д.т.н., профессор
Анисимов Александр Сергеевич
a.aleksandr@mail.ru
Архангельск
Геофизическая служба РАН,
Институт экологических проблем Севера
УрО РАН
Научный руководитель
Асминг Владимир Эрнестович, к.ф.-м.н.
Антипин Александр Николаевич
anantipin@rambler.ru
Екатеринбург
Институт геофизики УрО РАН
Научный руководитель
Хачай Юрий Васильевич, д.ф.-м.н.
Арзамасцев Евгений Владимирович
deazer51@mail.ru
Екатеринбург
Институт геофизики УрО РАН
Научный руководитель
Человечков Александр Иванович, д.т.н.
Афонин Никита Юрьевич
afoninnikita@inbox.ru
Архангельск
Институт экологических проблем Севера
УрО РАН
Научный руководитель
Басакина Ирина Михайловна, к.т.н.
Ахметзянов Винер Айратович
viner280@bk.ru
Октябрьский
ОАО НПП «ВНИИГИС»
Научный руководитель
Лысенков Александр Иванович
Баженова Евгения Анатольевна
bazenova_jena@mail.ru
Екатеринбург
Институт геофизики УрО РАН
Научный руководитель
Астраханцев Юрий Геннадьевич, д.т.н.
Богомолов Алексей Владимирович
j-bvi@mail.ru
Екатеринбург
Уральский государственный горный университет
Научный руководитель
Виноградов Владислав Борисович,
к.г.-м.н., доцент
Бызов Денис Дмитриевич
ivanov389@gmail.com
Екатеринбург
Институт геофизики УрО РАН
Научный руководитель
Мартышко Петр Сергеевич,
д.ф.-м.н., член-корр. РАН
Варлашова Юлия Викторовна
ivanova@mi-perm.ru
Пермь
Горный институт УрО РАН
Научный руководитель
Маловичко Алексей Александрович,
д.т.н., член-корр. РАН
Вдовин Алексей Геннадьевич
agvd@bk.ru
Екатеринбург
Институт геофизики УрО РАН
Научный руководитель
Астраханцев Юрий Григорьевич, д.т.н.,
Ведерников Андрей Сергеевич
avedernikov@igduran.ru
Екатеринбург
Институт Горного Дела УрО РАН
Научный руководитель
Сашурин Анатолий Дмитриевич, д.т.н.
281
© ГИ УрО РАН, 2013
Верхоланцев Александр Викторович
vercholancev@gmail.com
Пермь
Горный институт УрО РАН
Научный руководитель
Маловичко Алексей Александрович,
д.т.н., Член-корреспондент РАН
Власова Алена Вячеславовна
isaevvi@tpu.ru
Томск
Национальный исследовательский Томский политехнический университет
Научные руководители
Исаев Валерий Иванович, д.г.-м.н., проф.
Лобова Галина Анатольевна, к.г.-м.н.,
доцент
Воропаев Петр Валентинович
chicoli@emsd.ru
Петропавловск-Камчатский
Камчатский филиал Геофизической
службы РАН
Глотов Алексей Анатольевич
lik5611@gmail.com
Пермь
Пермский государственный национальный исследовательский университет
Научный руководитель
Гершанок Лариса Алексеевна, проф.
Горских Павел Павлович
pgorskih@rambler.ru
Воронеж
Воронежский государственный университет
Научный руководитель
Глазнев Виктор Николаевич, проф.
Ошибка! Недопустимый объект гиперссылки.
vitalaa@yandex.ru
Екатеринбург
Институт геофизики УрО РАН
Научный руководитель
Шестаков Алексей Фёдорович, д.ф.-м.н.
Григорьев Данила Вячеславович
danilging@gmail.com
Екатеринбург
Институт Горного Дела УрО РАН
Научный руководитель
Сашурин Анатолий Дмитриевич, д.т.н.
Давыденко Юрий Александрович
yadavidenko@mail15.com
Иркутск
Научно-исследовательский Иркутский государственный технический университет,
Институт Земной Коры СО РАН
Данилов Алексей Викторович
danilov.aleksey.vikt@gmail.com
Архангельск
Институт экологических проблем Севера
УрО РАН
Научный руководитель
Антоновская Галина Николаевна, к.т.н.
Данилов Константин Борисович
danilov_kostea@mail.ru
Архангельск
Институт экологических проблем Севера
УрО РАН
Научный руководитель
Французова Валентина Ивановна,
к.ф.-м.н., доцент
Диханов Ерлан Нургалиевич
serg_yef@mail.ru
Жезказган, Казахстан
ТОО "Корпорация Казахмыс"
Научный руководитель
Ефименко Сергей Анатольевич, к.т.н.
Доманин Александр Юрьевич
vzhavoronkin@yandex.ru
Воронеж
Воронежский государственный университет
Научный руководитель
Жаворонкин Валерий Иванович,
к.г.-м.н., доцент
282
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Ежикова Мария Михайловна
m-ashany-a@mail.ru
Самара
ОАО "Самаранефтегеофизика"
Научный руководитель
Малыхин М.Д.
Зрячих Елена Сергеевна
ant_elena@bk.ru
Пермь
ООО «ПИТЦ «Геофизика»
Научный руководитель
Губина Августа Ивановна, д.г.-м.н.
Ефименко Ольга Сергеевна
serg_yef@mail.ru
Харьков, Украина
Национальный технический университет
«Харьковский политехнический институт»
Научный руководитель
Ефименко Сергей Анатольевич, к.т.н.
Зуев Павел Игоревич
zuev@igduran.ru
Екатеринбург
Институт горного дела УрО РАН
Научный руководитель
Сашурин Анатолий Дмитриевич, д.т.н.
Ефименко Сергей Анатольевич
glavgeof@kazakhmys.kz
Жезказган, Казахстан
ТОО "Корпорация Казахмыс"
Ефремов Евгений Юрьевич
efremov-eu@mail.ru
Екатеринбург
Институт Горного Дела УрО РАН
Научный руководитель
Сашурин Анатолий Дмитриевич, д.т.н.
Заклюковская Анастасия Сергеевна
nadezhka@geophys.vsu.ru
Воронеж
Геофизическая служба РАН
Научный руководитель
Надежка Людмила Ивановна, к.г.-м.н.
Замятин Алексей Леонидович
a.zamyatin@mail.ru
Екатеринбург
Институт горного дела УрО РАН
Научный руководитель
Сашурин Анатолий Дмитриевич, д.т.н.
Зацепин Сергей Александрович
chilavert@inbox.ru
Воронеж
Воронежский государственный университет
Научный руководитель
Аузин Андрей Альбертович,
к.т.н., доцент
Иванов Данил Борисович
acrost@mail.ru
Екатеринбург
Институт геофизики УрО РАН
Научный руководитель
Иголкина Галина Валентиновна, д.г.-м.н.
Иванова Екатерина Владимировна
kredalamber@yandex.ru
Архангельск
Геофизическая служба РАН
Институт экологических проблем Севера
УрО РАН
Научный руководитель
Морозов Алексей Николаевич, к.т.н.
Иванченко Сергей Викторович
sur0ga@mail.ru
Екатеринбург
Уральский государственный горный университет
Научный руководитель
Глухих Игорь Иванович, к.г.-м.н.
Исламгалиев Дмитрий Владимирович
pk@ursmu.ru
Екатеринбург
Уральский государственный горный университет
Научный руководитель
Ратушняк Александр Николаевич,
к.т.н., доцент
283
© ГИ УрО РАН, 2013
Калинина Элеонора Владимировна
nadezhka@geophys.vsu.ru
Воронеж
Воронежский государственный университет
Научные руководители
Надежка Людмила Ивановна, к.г.-м.н.
Пивоваров Сергей Павлович
Каллистова Татьяна Вячеславовна
t.kallistova@inbox.ru
Екатеринбург
Институт горного дела УрО РАН
Научный руководитель
Сашурин Анатолий Дмитриевич, д.т.н.
Камкина Анна Дмитриевна
kamkanna@gmail.com
Новосибирск
Институт нефтегазовой геологии и геофизики СО РАН
Научный руководитель
Павлова Мария Александровна, к.г.-м.н.
Ким Олег Олегович
kim_o_o@mail.ru
Нижневартовск
ОАО «Варьеганнефтегаз»
Научный руководитель
Меркулов Виталий Павлович,
к.г.-м.н., доцент
Князев Денис Юрьевич
den-knyaz@mail.ru
Екатеринбург
Институт горного дела УрО РАН
Научный руководитель
Боликов Владимир Егорович, д.т.н.
Козлова Александра Вячеславовна
fev8383@mail.ru
Санкт-Петербург
ФГУП «Гидроспецгеология»
Научный руководитель
Вагин Станислав Александрович,
д.ф.-м.н., проф.
Конечная Яна Викторовна
yanakon@mail.ru
Архангельск
Геофизическая служба РАН
Институт экологических проблем Севера
УрО РАН
Научный руководитель
Капустян Наталия Константиновна,
д.ф.-м.н.
Константинов Иннокентий
Константинович
geologiaforever@mail.ru
Иркутск
Институт земной коры СО РАН
Научный руководитель
Гладкочуб Дмитрий Петрович, д.г.-м.н.
Косовягина Марина Владимировна
kosovyagina91@mail.ru
Воронеж
Воронежский государственный университет
Научный руководитель
Глазнев Виктор Николаевич, проф.
Лисунов Евгений Витальевич
lisunov.evgeniy@gmail.com
Владивосток
Геофизическая служба РАН
Научный руководитель
Короченцев Владимир Иванович,
д.ф.-м.н., проф.
Макаров Евгений Олегович
ice@emsd.ru
Петропавловск-Камчатский
Камчатский филиал ГС РАН
Научный руководитель
Фирстов Павел Павлович, д.ф.-м.н.
Мартышко Максим Петрович
maxim@infofree.ru
Екатеринбург
Институт геофизики УрО РАН
Научный руководитель
Мартышко Петр Сергеевич,
д.ф.-м.н., член-корр. РАН
284
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Мартюшев Илья Геннадьевич
incredubles@gmail.com
Пермь
Пермский государственный национальный исследовательский университет
Научный руководитель
Некрасов Александр Сергеевич,
д.г.-м.н., проф.
Огнева Татьяна Андреевна
ognewatania@yandex.ru
Пермь
Пермский государственный национальный
исследовательский университет
Научный руководитель
Колесников Владимир Петрович,
д.т.н., проф.
Мельник Виталий Вячеславович
melnikvv74@mail.ru
Екатеринбург
Институт горного дела УрО РАН
Осипов Вячеслав Юрьевич
usc_slava@mail.ru
Екатеринбург
Институт геофизики УрО РАН
Миниахметова Алия Фиргатовна
afinapal@gmail.com
Екатеринбург
Уральский Федеральный университет
Научный руководитель
Акимова Елена Николаевна,
д.ф.-м.н., проф.
Осипова Анастасия Юрьевна
usc_nastena@mail.ru
Екатеринбург
Институт геофизики УрО РАН
Мисилов Владимир Евгеньевич
out.mrscreg@gmail.com
Екатеринбург
Уральский Федеральный университет
Научный руководитель
Акимова Елена Николаевна,
д.ф.-м.н., проф.
Муравьев Лев Анатольевич
mlev@mail.ru
Екатеринбург
Институт геофизики УрО РАН
Научный руководитель
Доломанский Юрий Константинович,
к.т.н.
Нестеренко Анастасия Викторовна
anastasiia.nesterenko@gmail.com
Киев, Украина
Киевский национальный университет
Научный руководитель
Безродная И.Н.
Попова Наталья Сергеевна
kazavishna@mail.ru
Пермь
Пермский государственный национальный
исследовательский университет
Научный руководитель
Некрасов Александр Сергеевич,
д.г.-м.н., проф.
Пудова Ирина Владимировна
irinka-pudova@yandex.ru
Архангельск
Институт экологических проблем Севера
УрО РАН
Научный руководитель
Басакина Ирина Михайловна, к.т.н.
Романов Роман Сергеевич
guronchel@mail.ru
Екатеринбург
Уральский государственный горный университет
Научный руководитель
Сапожников Вадим Михайлович, д.г.-м.н.
285
© ГИ УрО РАН, 2013
Романова Мария Алексеевна
vertice@yandex.ru
Екатеринбург
Уральский государственный горный университет
Научный руководитель
Сковородников Игорь Григорьевич,
д.г.-м.н., проф.
Рязанцев Павел Александрович
chthonian@yandex.ru
Петрозаводск
Институт геологии КНЦ РАН
Научный руководитель
Шаров Николай Владимирович, д.г.-м.н.
Саакян Бабкен Вазгенович
sahakyan_babken@mail.ru
Гюмри, Армения
Институт геофизики и инженерной сейсмологии НАН Республики Армения
Научные руководители
Оганесян Севада Мкртичевич,
д.ф.-м.н., член-корр. НАН РА,
Геодакян Эдуард Григорьевич, к.ф.-м.н.
Сальманова Раушания Юрисовна
VRushana@mail.ru
Уфа
Институт геологии УНЦ РАН
Научный руководитель
Голованова Инесса Владимировна,
д.ф.-м.н.
Сизаск Илья Алексеевич
nadezhka@geophys.vsu.ru
Воронеж
Геофизическая служба РАН
Научный руководитель
Надежка Людмила Ивановна, к.г.-м.н.
Судничникова Елена Витальевна
vniigis@bashnet.ru
Октябрьский
ОАО НПП «ВНИИГИС»
Научный руководитель
Лысенков Александр Иванович
Таранюк Алексей Вадимович
kuynarat10@mail.ru
Иркутск
ФГУНПГП «Иркутскгеофизика»
Научный руководитель
Давыденко Юрий Александрович, к.т.н.
Терехов Андрей Игоревич
wohkeret@gmail.com
Владивосток
Геофизическая служба РАН
Научный руководитель
Короченцев Владимир Иванович,
д.ф.-м.н., проф.
Трофимов Михаил Дмитриевич
TrofimovMD@alrosa.ru
Мирный
НИГП АК "АЛРОСА"
Научный руководитель
Бессмертный Сергей Филимонович,
к.г.-м.н.
Фадеева Наталья Викторовна
natalyvfadeeva@gmail.com
Екатеринбург
Институт геофизики УрО РАН
Научный руководитель
Мартышко Петр Сергеевич,
д.ф.-м.н., член-корр. РАН
Харисов Тимур Фаритович
ozornoy77@mail.ru
Екатеринбург
Институт горного дела УрО РАН
Научный руководитель
Боликов Владимир Егорович, д.т.н.
Хорохордин Евгений Петрович
vzhavoronkin@yandex.ru
Воронеж
Воронежский государственный университет
Научный руководитель
Жаворонкин Валерий Иванович,
к.г.-м.н., доцент
286
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
Хохлова Валерия Васильевна
valxov@gmail.com
Пермь
Горный институт УрО РАН
Научный руководитель
Долгаль Александр Сергеевич, д.ф.-м.н.
Шозиёев Шокарим
shokarim@mail.ru
Хорог, Таджикистан
Хорогский Государственный Университет
Научный руководитель
Каримов Ф.Х.
Шадрина Софья Ивановна
sofy.sages@mail.ru
Пермь
Пермский государственный национальный исследовательский университет
Научный руководитель
Колесников Владимир Петрович,
д.т.н., проф.
Шумскайте Мария Йоновна
mlev@mail.ru
Екатеринбург
Институт геофизики УрО РАН
Научный руководитель
Доломанский Юрий Константинович,
к.т.н.
Шатская Александра Андреевна
alekasashka@mail2000.ru
Томск
Национальный исследовательский Томский политехнический университет
Научный руководитель
Немирович-Данченко
Михаил Михайлович, д.ф-м.н, проф.
Шушкова Анна Николаевна
annashushkova@rambler.ru
Сыктывкар
Институт геологии Коми НЦ УрО РАН
Научные руководители
Пыстин Александр Михайлович,
д.г.-м.н., проф.,
Лютоев Владимир Алексеевич, к.г.-м.н.
Яковлев Андрей Андреевич
AndreyVeron2013@mail.ru
Мирный
НИГП АК "АЛРОСА"
Научный руководитель
Константинов К.М., к.г.-м.н.
287
© ГИ УрО РАН, 2013
СОДЕРЖАНИЕ
АЛЕКСАНДРОВСКАЯ А.А. Применение оптоволоконных технологий (ОВТ)
при исследовании нефтяных и газовых скважин ....................................................................... 3
АНИСИМОВ А.С., ВДОВИН А.В., КОНЕЧНАЯ Я.В., ШАХОВА Е.В.
Опыт создания и применения автоматического регионального детектора
на примере записей сейсмостанции ZFI ..................................................................................... 7
АНТИПИН А.Н. Учет адиабатического сжатия при формировании температуры
Земли в одномерной модели её аккумуляции .......................................................................... 10
АРЗАМАСЦЕВ Е.В. Использование измерительных преобразователей магнитной
индукции в составе комплекса аппаратуры для индукционных электромагнитных
зондирований МЧЗ-8 ................................................................................................................. 14
АФОНИН Н.Ю., ПУДОВА И.В., ДАНИЛОВ К.Б. Исследование
геолого-геофизических условий пункта установки стационарной сейсмической
станции «Климовская» ............................................................................................................... 16
БЕЗРОДНАЯ И.Н., НЕСТЕРЕНКО А.В. Анализ емкостных и упругих свойств
образцов керна Заречной площади для прогноза их коллекторских возможностей ............ 20
БОГОМОЛОВ А.В. Анализ комплексных геофизических данных золотосульфидно-кварцевых месторождений Тындинского района ................................................ 24
БЫЗОВ Д.Д., МАРТЫШКО М.П. Аппроксимация гравитационного поля
при помощи конечного набора материальных отрезков в трехмерном случае .................... 28
ВАРЛАШОВА Ю.В, ШУЛАКОВ Д.Ю. Изучение слабой сейсмичности
карстоопасных областей ............................................................................................................. 32
ВДОВИН А.Г. Применение трехкомпонентной магниторазведки при изучении
хромитовой минерализации в альпинотипных ультрабазитах Среднего Урала
на примере Ключевского массива ............................................................................................. 35
ВДОВИН А.Г., БАЖЕНОВА Е.А. О временных изменениях сейсмоакустической
эмиссии и электромагнитного излучения по данным скважинных измерений .................... 38
ВЕРХОЛАНЦЕВ А.В. Современный подход к оценке сейсмического воздействия
взрывных работ ........................................................................................................................... 41
ВЛАСОВА А.В., БУЙ ТХИ НГАН Распределение плотности ресурсов
Баженовских нефтей мелового нефтегазоносного комплекса Нюрольской
мегавпадины (по геотемпературному критерию) .................................................................... 46
ВОРОПАЕВ П.В. Программная реализация оценки уровня сейсмичности
по методике СОУС'09 ................................................................................................................. 51
ГЛОТОВ А.А., ПЛЕШКОВ Л.Д. Возможности применения двух магнитометров
GSM-19 для решения техногенных задач ................................................................................. 55
ГОРСКИХ П.П., КОТОВ А.Ю. Особенности корреляции петрофизических
параметров в качестве прогнозных признаков на оруденение скарновомагнетитового типа в условиях Северного Урала ................................................................... 60
ГОРШКОВ В.Ю. Математическое моделирование электромагнитных аномалий
в поле вертикального магнитного диполя над проводящим полупространством
с локальной неоднородностью ................................................................................................... 65
288
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
ГРИГОРЬЕВ Д.В., ВЕДЕРНИКОВ А.С. Полевые методы при решении задач
сейсмического микрорайонирования в районе г. Кирово-Чепецка ....................................... 69
ДАВЫДЕНКО Ю.А. Перспективы использования индукционной составляющей
перeходного процесса в традиционных методах постоянного тока ...................................... 74
ДАНИЛОВ А.В. Микросейсмические исследования
архипелага Земля Франца-Иосифа ............................................................................................ 83
ДОМАНИН А.Ю., ХОРОХОРДИН Е.П., ДОБРОСОЦКИЙ С.В. Плотностные и
магнитные свойства хромитовых руд и вмещающих пород Олыся-Мусюрского
массива (Приполярный Урал) .................................................................................................... 87
ЁЖИКОВА М.М. Особенности ловушек углеводородов, сформированных
геосолитонными процессами ..................................................................................................... 90
ЕФИМЕНКО О.С., ДИХАНОВ Е.Н., ЕФИМЕНКО С.А. Рентгенофлуоресцентный
анализ руд на рений и германий ................................................................................................ 94
ЕФРЕМОВ Е.Ю., ЖЕЛТЫШЕВА О.Д. Применение метода частичной разгрузки
для определения напряженно-деформированного состояния на больших
базах массива горных пород ...................................................................................................... 98
ЗАКЛЮКОВСКАЯ А.С., ЕФРЕМЕНКО М.А., ПИВОВАРОВ Р.С. Влияние
геологических условий в районе установки сейсмических станций на запись
телесейсмических событий ...................................................................................................... 103
ЗАМЯТИН А.Л. Исследование геомеханических условий северо-западного отвала
карьера Малый Куйбас ............................................................................................................. 107
ЗАМЯТИН А.Л., МЕЛЬНИК В.В, ПУСТУЕВ А.Л. Разработка эффективных
технологий прогноза и снижения риска аварий и катастроф при недропользовании ....... 110
ЗАЦЕПИН С.А. Георадиолокационное обследование пресноводных акваторий .............. 115
ЗРЯЧИХ Е.С. Определение начального характера насыщения пластовколлекторов нефтегазовых скважин по данным импульсных нейтронных методов ......... 118
ЗУЕВ П.И., ТУРСУКОВ А.Л. Геодезическое исследование геодинамики
площадки Кирово-Чепецкого химического комбината......................................................... 120
ИВАНОВ Д.Б. Количественная оценка характера насыщенности
по данным каротажа сейсмоакустической эмиссии .............................................................. 124
ИВАНОВА Е.В. Применение статистических методов в задаче идентификации
региональных сейсмических событий на записях архангельской сети станций ................ 128
ИВАНЧЕНКО C.В. Сравнительные характеристики магнитных свойств
метеоритов, природных и искусственных ферромагнетиков ............................................... 133
ИСЛАМГАЛИЕВ Д.В. Изучение электрического поля адсорбции, диффузии
и течения в неоднородной среде .............................................................................................. 138
КАЛИНИНА Э.В., ЗАХАРОВА Л.А. Особенности сейсмических записей
промышленных взрывов в различных геологических условиях .......................................... 141
КАМКИНА А.Д. Геолого-геофизическая модель баженовской свиты
на примере данных Салымского месторождения .................................................................. 144
КИМ О.О. Комплексирование геофизических методов при прогнозе контура
нефтеносности месторождения нефти и газа ......................................................................... 147
289
© ГИ УрО РАН, 2013
КНЯЗЕВ Д.Ю., КАЛЛИСТОВА Т.В. Исследование влияния взрывных работ на
крепление горизонтальных горных выработок ...................................................................... 152
КОЗЛОВА А.В. Анализ магнитотеллурических данных
профиля MANAS (Киргизия) ................................................................................................... 157
КОНЕЧНАЯ Я.В. Анализ записей региональных и локальных землетрясений по
данным сейсмической станции «Земля Франца-Иосифа» .................................................... 161
КОНСТАНТИНОВ И.К., ЯКОВЛЕВ А.А., ВАСИЛЬЕВА А.Е., ЕЛИЗАРОВ К.В.,
КОНСТАНТИНОВ К.М. Петрофизические характеристики
структурно-вещественных комплексов Нижнеоленекского алмазоносного района
(северо-восток Сибирской платформы) .................................................................................. 165
КОСОВЯГИНА М.В., ГОРСКИХ П.П. Детальные геофизические исследования
при изучении курганов Воронежской области....................................................................... 170
ЛИСУНОВ Е.В. Анализ результатов гравиметрических наблюдений в периоды
сильных землетрясений ............................................................................................................ 174
МАКАРОВ Е.О., ГЛУХОВА И.П. Динамика подпочвенного радона на
Петропавловск-Камчатском геодинамическом полигоне в 2012 г. ..................................... 178
МАРТЮШЕВ И.Г. Геолого-геофизическое моделирование Бобриковской
залежи Сибирского нефтяного месторождения ..................................................................... 182
МИСИЛОВ В.Е., МИНИАХМЕТОВА А.Ф., ДЕРГАЧЕВ Е.А. Решение
структурной задачи гравиметрии итерационными методами на
суперкомпьютере «Уран»......................................................................................................... 187
МУРАВЬЕВ Л.А. Особенности обработки наземной магнитной съемки
в непрерывном режиме для выделения слабоконтрастных геологических объектов ........ 190
НАУМОВ С.Б., ТЕРЕХОВ А.И. Цунамиопасные землетрясения в Японском море ......... 195
ОГНЕВА Т.А. О методах повышения автоматизации процесса интерпретации
данных электрических зондирований ..................................................................................... 200
ОСИПОВ В.Ю., ОСИПОВА А.Ю. Тектоническое районирование юго-западной
части Пермского края по особенностям строения земной коры .......................................... 203
ПОПОВА Н.С., БОЯРШИНОВА М.Г. Литологическое расчленение карбонатных
пород-коллекторов по геофизическим и петрофизическим данным ................................... 208
ПУДОВА И.В., АФОНИН Н.Ю. Опыт применения малоглубинной сейсморазведки
в инженерно-геологических исследованиях грунтов Никольской церкви .......................... 211
РОМАНОВ Р.С. Теоретические предпосылки оконтуривания рудных залежей
с применением погруженной двухполюсной установки ....................................................... 216
РОМАНОВА М.А. Физико-геологическое обоснование применения
геофизических методов для поиска эпигенетических месторождений урана .................... 218
РЯЗАНЦЕВ П.А. Особенности геоэлектрического моделирования при изучении
нарушенности гранитного массива ......................................................................................... 222
СААКЯН Б.В., ОГАНЕСЯН А.Л. Пространственно-временной анализ
сейсмичности северо-западной части Армении ..................................................................... 225
САЛЬМАНОВА Р.Ю. Учет влияния палеоклимата при оценке глубинных
температур для западной части республики Башкортостан ................................................. 231
290
XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике
СИЗАСК И.А Опыт анализа состояния грунтовых условий на основе
временных вариаций высокочастотного микросейсмического шума ................................. 233
СОФРОНОВ Д.В. Истокообразные аппроксимации геопотенциальных полей:
сравнительный анализ одноуровневых и многоуровневых моделей
эквивалентных источников ...................................................................................................... 236
СУДНИЧНИКОВА Е.В., АНТИПИНА Е.С., ДУДАЕВ С.С., АХМЕТЗЯНОВ В.А.
Выделение трещиноватых коллекторов и определение характера насыщения
по комплексу СНГК+2ННКт и БКС ........................................................................................ 240
ТАРАНЮК А.В. Автоматическая инверсия Оккама с использованием алгоритма
Кристенсена в задачах рудной геофизики .............................................................................. 243
ТРОФИМОВ М.Д., ШИШМАРЕВ Р.А., ПЕРЕВЕДЕНЦЕВА А.А. Изучение
геоэлектрической неоднородности земной коры верхнего течения реки Ыгыатты .......... 247
ФАДЕЕВА Н.В. Методика уточнения параметров блочной структуры
неоднородной верхней мантии при помощи вейвлетов ........................................................ 251
ХАРИСОВ Т.Ф., ОЗОРНИН И.Л. Исследование напряженно-деформированного
состояния крепи при строительстве вертикальных стволов в тектонически
напряженном горном массиве .................................................................................................. 256
ХОХЛОВА В.В., СИМАНОВ А.А. Современные методы обработки высокоточных
гравиметрических наблюдений ............................................................................................... 261
ШАДРИНА С.И. Использование приёма статистического моделирования для
повышения однозначности решения обратной задачи электрического зондирования...... 264
ШАТСКАЯ А.А. Изучение влияния трещиноватости коллектора на амплитудный
спектр сейсмического сигнала на основе математического моделирования ...................... 267
ШОЗИЁЕВ Ш.П. О миграции очагов землетрясений вдоль
Ванч-Акбайтальского разлома на Памире (Таджикистан) ................................................... 272
ШУМСКАЙТЕ М.Й. Определение взаимосвязи параметра пористости и
ЯМР-пористости для оценки водонасыщенности пласта ..................................................... 274
ШУШКОВА А.Н. Инженерно-геофизические исследования несущей
способности грунтов под фундамент памятника ................................................................... 276
СВЕДЕНИЯ ОБ АВТОРАХ ..................................................................................................... 281
291
Научное издание
Четырнадцатая Уральская молодежная
научная школа по геофизике
Сборник научных материалов
Компьютерная верстка: Каринкина М.И., Верхоланцев Ф.Г.
Сдано в набор 07.03.2013. Подписано в печать 11.03.2013.
Формат 60х90/8.
Тираж 125 экз. Заказ № 130132
Отпечатано в ООО «Интер-ЕС»
г. Пермь, Бульвар Гагарина, 66а, оф. 7. Тел. (342) 215-01-70