Гравиметрические методы исследования земной кры
Вводные замечания. Методом, основаннным на изучении поля силы тяжести Земли является гравиразведка. Это геофизический метод исследования литосферы, ее настоящего напряженного состояния, поисков и разведки полезных ископаемых. Он базируется на изучении гравитационного поля Земли. Основным измеряемым параметром этого метода является ускорение свободного падения.
При измерении параметров гравитационного поля в воздухе, на земной поверхности, акватории морей и океанов наблюдают их изменения, обусловленные двумя главными причинами: общепланетарными и внутренними. Планетарными особенностями Земли являются а) скорость вращения (Рис 1,2,3), б) масса, в) форма поверхности, г) внутреннее строение. Они создают плавно изменяющееся поле. Его называют нормальным. Вторая причина связана с региональными особенностями различием плотностныминеоднородностями среды, образующими аномальное поле силы тяжести.
В задачу метода гравиразведки входит следующее компоненты: а) измерение значений параметров поля силы тяжести, б) выделение аномальных составляющих гравитационного поля и в) их геологическая интерпретация. Исходные данные получают в результате полевых работ при работе на местности с гравиметрами. Методы выделения и интерпретации аномалий опираются на достижения физико-математических наук, важнейшим из которых является теория поля, а по отношению к гравиметрии – сила тяжести и ускорение свободного падения. Более подробно с этим вопросом можно ознакомиться в книге «Гравитационная разведка» (Грушинский Н.П., Сажина Н.Б., М., Недра, 1981).
|
|
|
Аномалии и редукции силы тяжести. Отклонение наблюденного значения g набл от нормального поля, теоретически расчитанного для той же точки, называют аномалией силы тяжести и обозначают символом дельта g. Оно равно разности между наблюдённым и теоретически расчитанным значениями поля.
Для соблюдения корректности этой операции необходимо, чтобы нормальное поле соответствовало высоте над уровнем моря и условиям наблюдения. Поэтому в наблюдение значения силы тяжести вводят поправки, называемые редукциями. Их целью является приведение наблюденные и теоретические значения к одной поверхности.
Существует три основных редукции. Поправка за свободный воздух или высоту учитывает разницу в уровне наблюдения и уровне геоида. Поправка получила название редукции Фая. Она вычисляется в милигаллах (мГал) по формуде:
дельта g своб. возд. = 0,3086h, где h – расстояние от точки наблюдения до уровня моря в м.
Поправка за свободный воздух вводится в наблюденные значения поля силы тяжести со знаком плюс, если наблюдения проводят выше уровня моря, и со знаком минус, если они проводятся ниже уровня моря. Эту поправку используют в геодезической гравиметрии, а также при оценке геодинамического состояния земной коры и литосферы в научных, производственных нуждах или при предупреждении землетрясений и вулканических извержений.
|
|
|
Второй поправкой является поправка Буге. При наземных съемках на участках приподнятых, по отношению к уровню геоида, между поверхностями наблюдения и геоида наблюдаются массы горных пород, которые при введении поправки за свободный воздух смещаются на величину h и накладываются на нижележащие массы, создавая двойной плотностной эффект. Для исключения влияния масс, заключенных между поверхностями наблюдения и геоида вводят поправку за промежуточный слой или поправку Буге. Она вычисляется по формуле в милигаллах (мГал):
дельта gБ = - 0,0418 оh, где о – средняя плотность промежуточного слоя. При превышении высоты точки наблюдения над уровнем моря поправка берется со знаком минус. В сложных горно-геологических условиях, когда рельеф весьма расчлененный, вводят еще поправку за рельеф – дельта g р. При этом полная поправка за промежуточный слой будет иметь нижеследующий вид:
|
|
|
дельта gБ = -0,0418 оh + дельта g р.
Аномалии в редукции Буге представляют собой первичный гравиметрический материал при геологическом истолковании поля силы тяжести Земли. Они отражают влияние плотностных неоднородностях литосферы.
Методика гравиразведки. Под методикой гравиразведки понимают выбор метода и аппаратуры, осуществления комплекса мер и операций для получения значений поля силы тяжести такой кондиции, которая обеспечила бы выявление ожидаемых аномалий и решение поставленных задач. Основными в методике гравиразведки является следующие мероприятия:
1. выбор метода и аппаратного обеспечения,
2. выбор характера, вида съемки и системы наблюдений,
3. вычисление погрешностей съемки и правила обхода точек наблюдения,
4. выбор правил первичной обработки информации и форм ее представления.
По технологии работ и типу носителя аппаратуры гравиразведку подразделяют на наземные, воздушные, морские, подземные и скважинные наблюдения.
При решении геологических и географических задач и по масштабу съемок различают следующие виды работ:
1. региональную гравиразведку, проводимую на суше и море в масштабах, обеспечивающих геологосъемочные работы в масштабах 1:1000.000 – 1:200.000, и
|
|
|
2. детальную – поисково-разведочную, выполняемую в масштабах 1:100.000-1:10.000, направленную на выделение неоднородностей, перспективных на те, или иные полезные ископаемые, поиски и разведку минеральных месторождений.
Полевая гравиметрическая съемка. Она проводится с помощью разного рода гравиметров, вариометров и градиентометров. Полевые гравиметрические съемки бывают пешеходными, автомобильными и самолетными.
По характеру расположения точек наблюдения на исследуемой площади гравиметрические съемки могут быть профильными и площадными.
Маршрутную съёмку выполняют по отдельным прфилям, которые задают в крест простирания основных геологических образований. Её применяют при рекогносцировочных, поисковых работах и при отработке интерпретационных профилей.
Основным видом гравиметрических работ являются площадные съемки. Точки наблюдений задаются по системе прямолинейных профилей, ориентированных в крест проститрания пород. Протяженность должна в 5-10 раз превышать поперечные размеры интересуемых объектов. Расстояние между профилями должны быть в 3 раза больше продольных размеров разведываемых объектов. Это делается для того, чтобы аномалия гравитационного поля фиксировалась минимум на трех соседних профилях. Расстояние меду точками по профилю (или шаг) задают, исходя из поперечных размеров разведываемых объектов, таким образом, чтобы получить четкость аномального эффекта не менее, чем на трех точках каждого профиля. Например, при масштабе 1:100000 расстояние медлу точками должно составлять около 1 км. Для масштаба 1:10000 эта величина не должна быть более100м.
Погрешность съемки определяют, в зависимости от масштаба съемки и интенсивности ожидаемых аномалий. Проектная погрешность при поисково-разведочной съемки не должна превышать 1/5, а при региональных работах 1/3 минимального значения интенсивности локальных аномалий поля силы тяжести. На интерпретационных профилях она должна быть еще меньше. Исходя из величины погрешности, выбирают тип съемочной гравиметрической аппаратуры.
При гравиметрической съемке измеряют относительные значения силы тяжести последовательно во всех пунктах по отношению к одной исходной или опорной точке района исследований. В исходной точке определяют абсолютное значение силы тяжести путем переноса с ближайших абсерваторий и опорных пунктов региональной съемки страны с помощью высокоточных гравиметров. Абсолютные значения силы тяжести в каждой точке могут быть получены путем алгебраического сложения абсолютного значения силы тяжести в исходной точке с относительным значением силы тяжести в данной точке.
Представление результатов гравиметрической съемки заключается в получении графиков аномалий Буге в виде кривых, по которым строятся гравиметрические изолинейные карты, согласно общим правилам картографии.
Морские гравиметрические съемки. Гравиметрические работы на море, в зависимости от носителя и глубины моряподразделяются на надводные, подводные и донные.
При надводных работах регистрирующая аппаратура устанавливается на надводных кораблях. Съемку с помощью гравиметра ведут в движении, а регистрацию силы тяжести вдоль профилей осуществляют в автоматическом режиме. При этом необходима постоянная привязка координат точек наблюдения, что важно не только для их привязки, нои для ввода попревок в наблюденные значения поля силы тяжести наблюденного. Морские гравиметрические рейсы или галсы, так же как и на суше, должны начинаться и заканчиваться тоже на опорных гравиметрических пунктах. Ими могут быть точки, в которых выполнены наблюдения с маятниковыми приборами. Такие точки есть в каждом серьезном порту. Погрешность морских надводных измерений силы тяжести составляет при благоприятных условиях плюс или минус 1-2 мГал.
Подводные гравиметрические работы. Подводные гравиметрические работы проводят с помощью подводных лодок. Они отличаются от надводных более спокойными условиями работы. При отсутствии качки повышается точность работ, в том числе и при проведении опорных маятниковых наблюдений. Донные измерения проводят с помощью кварцевых астазированных гравиметров, заключенных в водонепроницаемые скафандры. В точке наблюдения с борта корабля на дно моря опускают донный гравиметр, чувствительная система которого устанавливается автоматически горизонтально с помощью подвеса Кардана. Измерительные сиситемы на борту корабля фиксируют показания гравиметраТакже автоматически на борту корабля фиксируют показания гравиметра. Предельные глубины при такой съемке составляют 150-200 м. Время отработки точки составляет 1-1,5 часа. Погрешность донных гравиметров невелика и соответствует таковой при полевых наземных съемках, что обеспечивает высокое пространственное разрешение.
Подземные гравиметрические наблюдения. Они проводятся в подземных горных выработках с помощью кварцевых астезированных гравиметров, вариометров и градиентометров с целью учета протяжения залегающих выше толщ горных пород и изменения объема выработки. Они помогают уточнить конфигурацию подсеченных выработкой геологических образований и изучению пространства около выработки.
Аэрогравиметровые съемки. Их проводят с помощью специальных аэрогравиметров. Поле силы тяжести измеряют со скоростью 100-200 км/час на высоте 70-150 м. В качестве опорных используют несколько профилей, пересечение которых рядовыми профилями позволяют учесть сползание 0-пункта гравиметров. Погрешность определения дельта g велика и достигает плюс- минус 10 мГал. Но в комплексе с наземными съемками аэрогравиметрические дают непложхой результат.
Скважинные гравиметрические наблюдения. При скважинных гравиметрических наблюдениях на суше и при морских работах измерение силы тяжести ведут вдоль ствола скважины. При этом необходимо знать наклон и азимуты забоев на всех глубинах. Все это необходимо для учета влияния масс, залегающих над точкой наблюдения. Несмотря на то, что точность этих работ невелика (плюс, минус10мГал), они оказывают существенную помощь при обработке данных наземных гравиметрических съемок.
Вариометрические съемки. Они предназначены для детальных работ при разведке рудных тел, соляных куполов, погребенных русел и других локальных неоднородностей. При вариационной съемке производится определение вторых производных потенциала силы тяжески. Для решения таких задач используются вариометры и градиентометры. Съемки этих параметров обычно бывают площадными, где требуется более тщательная нивелирная топогеодезическая подготовка участка. Они лаколизуются вокруг пункта наблюдений в радиусе до 50 м.. Густота точек наблюдения зависиит от масштаба съемки и размеров разведуемых тел и изменяется от 5 до 100м.
В наблюденные значения вторых производных потенциала силы тяжести W xy, W xz и других вводят поправки за рельеф, за нормальное поле земного сфероида и вычисляют аномальные значения. Результаты съемок представляют в виде карт и графиков вторых производных потенциала, векторов градиента, карт кривизны уровенной поверхности.
Интерпретация данных гравиразведки. Основой интерпретации данных гравиразведки является решение прямой и обратной задач. Пряиая задача гравиразведки состоит в определении элементов поля силы тяжескти по заданному распределению его источников, когда известны форма, размеры, глубина залегания и величина избыточной плотности. Обратная задача гравиразведки ставит противоположную цель – нахождение параметров объекта по известному распределению на профиле или на местности элементов силы тяжести. Иными словами, она заключается в интерпаляции данных измерений при составлении гравиметрических карт. Прямая задача, связанная с изучением аномалии силы тяжески, вызванной притяжением тел известной формы, размера и избыточной плотности, расчитывается на основе закона всемирного тяготения или закона Ньютона. Анализ решения прямых задач служит основой при разработке приёмов решения обратных задач. Анализ решения прямых задач гравиразведки позволяет сделать следующие важные выводы.
1. Знак аномалии Δg определяется законом избыточной плотности. Над относительно «легкими» объектами фиксируются отрицательные аномалии, а над более плотными – положительные.
2. Экстремальные значения Δg наблюдаются над центрами тяжести этих объектов.
3. Форма аномалий Δg в редукции Буге на картах и графиках тесно связаны с пространственным положением избыточных масс. Над вытянутыми телами в земной коре располагаются вытянутые контуры на карте. Над округлыми – округлые в объеме объекты.
4. Чем глубже залегает тот или иной гравитирующий объект, тем более широкую и расплывчатую аномалию создает он на земной поверхности.
В практике геологической интерпретации результатов гравиразведки различают две стадии анализа: качественную и количественную. При качественной интерпретации выделяют гравитационные аномалии, то есть отклонения дельта g от фона. По форме изолиний на карте и графиках можно судить о местоположении, примерных размерах и форме тех или иных геологических тел. Количественная интерпретация заключается в определении формы, размеров, глубины залегания тел и их избыточной плотности, то есть в решении прямой гравиразведочной задачи. Решение обратной гравиразведочной задачи (обобщение материала) сопряжено со значительнвми трудностями и не всегда может быть проведено однозначно.
Геологическое истолкование данных гравиразведки. Важнейшим этапом количественной и качественной интерпретации данных гравиразведки является геологическое истолкование. Оно сводится к сопоставлению плотностных неоднородностей с определенной геологической информацией и данными о плотностных особенностях горных пород и руд изучаемого района. Такое сопоставление обычно проводят на эталонных участках, где есть данные и геологии, и геофизики. Затем поученные закономерности и выводы о геологической природе соответствующих аномалий гравитационного поля распространают на весь район.
Область применения гравиразведки. Гравиразведка находит широкое применение при изучении глубинных неоднородностей земной коры, рекогносцировочно-поисковых работах, поиске и разведке различных полезных ископаемых: нефти, газа, рудных и нерудных минеральных месторождений. Она широко применяется и при инженерно-геологических и гидрогеологических изысканиях: инженерно и при гидро-геологическом картировании, изучении карстовых и трещинных зон, определении мощности ледниковых покровов и для многих других задач, связанных с длительно существующими и кратковременными аномалиями поля силы тяжести.
Магниторазведка
Вводные замечания. Магнитометрическая или магнитная разведка, именуемая в практике магниторазведкой - это геофизический метод решения геологических, географических и экологических задач, основанный на изучении магнитного поля Земли.
Земля как космическое тело определенного внутреннего строения, генерирует постоянное магнитное поле, называемое нормальным или первичным. Оно же выполняет функции защиты ландшафтной оболочки Земли, биосферы и ноосферы от вредоносного проникновения к поверхности Земли солнечного ветра и иных космических влияний. Многие горные породы и руды в них обладают магнитными свойствами и способны под воздействием этого поля приобретать намагниченность и создавать аномальные или вторичные магнитные поля. Выявление этих аномалий из наблюденного или суммарного геомагнитного поля и геологическое истолкование их является целью магниторазведки. От других методов разведочной геофизики магниторазведка отличается наибольшей производительностью, особенно в аэро- и космическом вариантах. Она является эффективным методом не только при поисках железных руд, но и в других геологических целях: геологическом картировании, структурно-геологических, геоэкологических исследованиях, поисках нерудных полезных ископаемых, каковыми являются, к примеру, алмазы.
Составные элементы геомагнитного поля. В любой точке поверхности суши существует магнитное поле, которое определяется полным вектором напряженности T. Вдоль вектора Т устанавливается магнитная стрелка компаса. Проекция этого вектора на горизонтальную поверхность и вертикальное направление, а также углы, составленные этим вектором с координатными осями, носят название элементов магнитного поля (рис. .). Если ось X прямоугольной системы координат направить на географический север, ось Y – на восток, а ось Z – вертикально вниз, то проекция полного вектора Т на ось Z называют вертикальной составляющей и обозначают Z. Проекцию полного вектора Т на горизонтальную плоскость называют горизонтальной составляющей H. Направлени Н совпадает с магнитным меридианом и задается осью стрелки компаса или буссоли. Проекция Н на ос Х называют северной или южной составляющей Х. Прекцию Н на Y восточной или запалной составляющей Y. Угол между осью Х и составляющей Н называют склонением и обозначают D. Принято считать восточное склонение положительным, а западное –отрицательным. Угол между вектором Т и горизонтальной плоскостью называют наклонением и обозначают I. При наклоне северного конца стрелки наклонение называют северным или положительным. При наклоне южного конца стрелки – южное или отрицательное.
При магнитной разведке измеряют две составляющие: дельта Z и дельта Т. Распределение значений элементов магнитного поля на земной поверхности изображают на картах в виде изолиний, строящихся по известным законам картографии. Изолинии склонения называют изогонами. Изолинии наклонения – изоклинами. Изолинии Н, Z или Т, соответственно, изодинамами. Крупные значения намагниченности измеряются в теслах (Тл), а мелкие – в нанатеслах (нТл). Одна нанатесла равна одной миллиардной доли тесла.
Происхождение магнитного поля Земли объясняют различными причинами, связанными с внутренним строением Земли. Наиболее распространенной гипотезой, объясняющей этот феномен, является гипотеза вихревых токов в ядре. Эта гипотеза основана на том факте, что на глубине 2900 км под мантией Земли находится «жидкое» ядро с высокой электрической проходимостью. Это состояние объясняется большим числом свободных электронов в веществе ядра вследствие высоких температур и давления. Благодаря гидромагнитному эффекту и вращению Земли во время ее образования, могло возникнуть очень слабое магнитное поле. Наличие свободных электронов в ядре и вращение Земли в таком слабом магнитном поле привели к индуцированию в ядре вихревых токов. Они-то и создают магнитное поле на подобии того как это происходит в динамо-машинах. Увеличение же магнитного поля Земли стремится к новому увеличению вихревых токов, что в конце концов приводит к увеличению магнитного поля. Процесс подобной регенерации длится до тех пор, пока рассеивание энергии (в следствие вязкости ядра и его электрического сопротивления) не компенсируется добавочной энергией вихревых токов. С более подробным объяснением природы магнетизма Земли можно ознакомиться в книге Гринкевича Г.И. «Магниторазведка», М., Недра, 1979.
Нормальное и аномальное магнитнные полея. В практике магниторазведки принято называть нормальным главное магнитное поле Земли. Его расчитывают специально. Существуют карты и таблицы для определенного периода времени для каждой точки Земли. Отклонение наблюденных значений магнитного поля Земли от нормального называют аномальным. Аномальные значения магнитного поля наблюдаются по всем трем составляющим дельта Та, дельта Z а, дельта На. Их получают вычитанием из значений измеренного магнитометром в данной точки значения нормального поля по всем трем составляющим. В зависимости от размеров участков охваченных аномалиями, выделяются региональные и локальные. Все горные породы обладают магнитными свойствами: магнитной восприимчивостью и остаточной намагниченностью. На измерении последнего оценивается палеомагнетизм.
Вариации магнитного поля. Наблюдения магнитного поля Земли в течение длительного времени показывают, что напряженность магнитного поля и его элементов изменяется во времени. Эти изменения получили названия вариаций. По частотному составу, интенсивности и происхождению принято различать четыре вида вариаций: вековые, годовые, суточные и магнитные возмущения. Вековые вариации расчитывают по наблюдениям напряженности поля в магнитных абсерваториях и систематически наблюдают в опорных пунктах. Годовые вариации – это изменения среднемесячных значений напряженности магнитного поля. Они характеризуются небольшой амплитудой. Суточные вариации связаны с солнечно-суточными и лунно-суточными изменениями напряженности магнитного поля из-за изменения солнечной активности. Возмущенные вариации – это непериодические импульсные вариации и магнитные бури. Они возникают спорадически и проходят по всей земной поверхности либо одновременно, либо с запаздыванием до нескольких часов относительно возмущения в солнечной короне. Их продолжительность колеблется от нескольких часов до нескольких дней, а интенсивность изменяется от нескольких до тысяч нанотесл. Суточные и возмущенные вариации четко связаны с изменением солнечной активности.
При проведении магниторазведки необходимо учитывать и исключать вариации магнитного поля, если их амплитуды сравнимы со значениями аномалий магнитного поля, наведенного геологическими телами, или превышают их.
Магнитные свойства горных пород. По магнитным свойствам все вещества делятся на три группы: диамагнитные, парамагнитные и ферромагнитные. К диамагнитным относятся многие минералы и горные породы с кварцем, каменная соль, мрамор, нефть, графит, золото, серебро, свинец, медь и др. Магнитная восприимчивасть их невелика и отрицательна. У парамагнитных пород - положительна и также невелика. К ним относятся большинство осадочных, метаморфических и изверженных пород. Ферромагнитные породы характеризуются высокой степенью магнитной восприимчивости. К ним относятся магнетит, титаномагнетит, ильменит и пирротин.
Магнитная восприимчивость большинситва пород определяется процентным составом феррамагнитных минералов. Основной вклад в создание аномалий магнитного поля вносят ферромагнитные материалы, которые в разных количествах находятся практически во всех горных породах. Поэтому магнитная восприимчивость в разных породах колеблется от долей до сотен тысяч нанотесла. Для регистрации аномального магнитного поля используют оптико-механические, феррозондовые, протонные и квантовые магнитометры.
Методика магниторазведки. Под методикой магниторазведки понимается выбор метода и аппаратуры, вида съемок и систем наблюдения, погрешности и форм представления материалов. Они направлены на получение кондиционных данных о распределении анорального магнитного поля, с помощью которого можно решать поставленные задачи.
Основными методами магниторазведки являются полевые наземные – пешеходные или автомобильные маршруты; аэромагнитные, гидромагнитные, космические магнитные съемки, а также подземные и скважинные наблюдения. По содержанию решаемых задач различают следующие виды магнитных съемок:
1. Глобальные магнитные съемки с космических аппаратов, предназначенных для решения задач общетеоретического значения.
2. Региональные: аэромагнитные и гидромагнитные съемки, выполняемые в масштабах 1:200000 и мельче, предназначенные для изучения глубинного геологического строения крупных территорий суши и акваторий.
3. Картировочные аэромагнитные и полевые, проводимые в масштабах 1:100 000 – 1:50 000 для решения задач геологического картирования и оценок перспективности изучаемых площадей на железорудные и другие полезные ископаемые.
4. Картировочно-поисковые работы в масштабах 1:50 000-1:10 000.
5. Поисково-разведочные работы в масштабах 1:10 000 и крупнее для выявления рудных тел.
Полевая магнитная съемка. Это пешеходный вид съемки. Он характеризуется достаточно высокой производительностью: от нескольких десятков до двух сотен точек наблюдений в смену. Различают два вида этих съемок: маршрутные профильные и площадные. Маршрутные применяют при рекогносцировочных исследованиях, предназначенных для выделения общих закономерностей аномального магнитного поля, и при интерпретационных работах высокоточных съемок. Маршрутные исследования используют при пересечении геологических структур, контактов, минерализованных зон, зон трещиноватости, уточнения границ распространения тех или иных геологических комплексов. Площадные съемки выполняются по системе параллельных профилей. Они предназначены для изучения формы, простирания и горизонтальных размераз аномального магнитного поля на исследуемой площади. Принцип выбора профилей аналогичный гравиразведке, то есть в крест простирания геологических образований или по полигональной сетке при разведочных работах. Однако, в связи с более сложной структурой аномального геомагнитного поля, связь с параметрами геологической среды с ним также более сложная, чем у гравитационного поля. Поэтому сеть параллельных профилей и количество точек наблюдений должны быть более плотными. В целях стандартизации методики рекомендуется выбирать расстояние между пикетами (точками) 5, 10, 20, 25, 50, 100 м, в зависимости от масштаба (задач) проводимых работ.
Контроль качества проведенных работ осуществляется путем постановки независимых наземных контрольных наблюдений, охватывающих до 5% от общего числа точек. Это делается по специальной методике для определения средней квадратичной величины погрешности работ.
Формой представления материалов исследований являются магнитные профили и карты, построенные в изолинейном виде с сечением горизонталей (изодинам) через +/- 5, 10, 20, 50 нТл.
В степных и хорошо проходимых местах используют наземную автомобильнцю съемку, выполняемую то тем же самым кандициям, что и пешеходная.
Аэромагниторазведка. Аэромагнитные съемки проводят с помощью самолетов или вертолетов с помощью протонных, феррозондовых и квантовых магнитометров-автоматов. Для устранения помех от корпуса носителя магнитометры закрепляют на выносном буксировочном трос-кабеле или устанавливают на выносной штанге. Полет проводят на высоте 50-200 м со средней скоростью 100-200 км/час. Конечным результатом аэромагнитной съемки является вычисление аномальных значений вектора напряженности магнитного поля Земли дельта Та. По ним строят профильные графики маршрутов полета и карты, согласно общим правилам картографии.
Гидромагнитную съемку можно выполнять как на специальных судах, так и попутно на любых кораблях. Влияние металлического корпуса и других магнитных помех резко уменьшается, в результате того, что датчики буксируются на большом удалении от корпусов кораблей не менее 100 м.в специальной гандоле. Большая автономность плавания при любом направлении движения на больших скоростях 15-25 узлов в час способствовали покрытию съемками больших площадей мирового океана. Профили проводятся на шткрманских картах с использованием точной радиогеодезической привязкой к спутниковым станциям, что обеспечивает надежность проводимых работ. Сложность гидромагнитной съемки связана с учетом вариаций, особенно когда исследуемый участок акваторий удален на сотни и тысячи километров от береговой МВС. В этом случае применяют методы косвенного учета вариаций путем фильтраций, период которых равен периоду суточных вариаций. Формой представления материалов являются карты графиков и карты аномалий ΔТа.
Интерпретация магнитных аномалий. В результате магнитной съемки получают аномалии, обусловленные намагниченностью тех или иных геологических объектов. Влияние магнитного поля Земли исключают введением поправок за нормальное поле и расчитывают аномальное магнитное поле лишь самих геологических тел. Последние имеют различные геометрические параметры, магнитные свойства и направления намагниченности.
Теория магниторазведки включает прямую и обратную магниторазведывательные задачи. Прямая состоит в определении параметров магнитного поля и вычислении магнитных аномалий по известным характеристикам магнитных масс. Ими являются форма, размеры, глубина залегания, углов намагничивания и магнитной восприимчивости. Обратная задача магниторазведки представляет собой количественный расчет параметров магнитных масс по заданному на площади или профиле распределению значений одного или нескольких элементов магнитного поля Земли. С принципами решения этих задач можно познакомиться в книге Г.И.Гринкевича «Магниторазведка», М., Недра, 1979.
Интерпретация данных магниторазведки. Включает геофизическую иньерпретацию и геологическое истолкование. Они тесно связаны между собой. Первым этапом истолкования является качественная интерпретация аномального магнитного поля. Она включает решение задачи, позволяющих по морфологии аномального поля судить о плановом положении тех или иных геологических или структурных элементов. Имея общие сведения о магнитных свойствах пород и геологических структурных форм можно устанавливать их природу. Второй этап включает количественную интерпретацию. Он связан с решением обратной задачи магниторазведки – определение количественных параметров разведуемых объектов. В целом подход к геологической интерпретации магнитных аномалий с учетом отмеченных особенностей тот же, что и в гравиразведке.
Геологическое истолкование данных магниторазведки сводится к решению задачи по установлению связи между магнитными аномалиями с литологией, петрологией, тектоникой и полезными ископаемыми. Сложность проблемы магниоразведки заключается в неоднозначности решения обратной магниторазведочной задачи. Второй трудностью истолкования являетс необходимость определения интенсивности наманичивания пород по образцам, что не всегда можно сделать даже приближенно. Неоднородность и разный угол намагничивания пород, влияние остаточного намагничивания древних эпох и ряд иных причин также снижают точность интерпретации. Все это приводит к тому, что ограничиваются лишь качественной интерпретацией. На получение количественных параметров смотрят как на приближенные или обобщенные оценки, дающие определить глубину и размеры намагниченности неоднородностей земной коры. Лишь рациональный комплекс совместной интерпретации различных геофизических полей позволяет проводить более точное истолкование результатов геофизического анализа.
Область применения магниторазведки. Магниторазведка применяется для проведения общей магнитной съемки всей Земли и палеомагнитных исследований, решения задач региональной структурной геологии, геологического картирования в разных масштабах, осуществления поисков и разведки полезных ископаемых, изучения геолого-геофизических особенностей, в том числе и трещиноватости горных пород.
Благоприятными условиями для применения магниторазведки являются следующие.
1. Наличие горизонтальных магнитных неоднородностей, происходящих на вертикальных и субвертикальных разграничений боковых границах геологических структур.
2. Достаточная теоретическая обоснованность возможности решения поставленных геологических задач, обеспечение их решения аппаратной и рациональной системой наблюдений.
3. Превышение в 3-5 раз амплитуды аномалий уровня аппаратурно-методических погрешностей.
4. Наличие дополнительной геолого-геофизической, петрофизической и дистанционной информации о геологическом субстрате для проведения более однозначных интерпретаций.
Магниторазведка применяется и для решения ряда инженерно-геологических задач: картирования скального основания, определения скоростей движения оползней, измеряемой в режиме мониторинга по смещению изолиний с магнитными реперами в них. Высокочастотные детальные съемки используют археологи для обнаружения стен, фундаментов, рвов, каналов, оврагов и других объектов намагниченных в условиях воздействия температур. На эффекте измерения степени магнитности основаны приборы по диагностике взрывных устройств и скрытой в недрах боевой техники.
Палеомагнитные исследования. Сушу и океаны Земли покрывают общими аэро- и гидромагнитными съемками разных масштабов. По данным этих съемок строят карты аномалий магнитного поля крупных регионов и всей Земли. Основное значение общих магнитных съемок заключается в проведении тектонического районирования, позволяющее определить контуры крупных структурных элементов земной коры, платформ, рифтовых зон, обдельных блоеов и др. Решение перечисленных задач проводят в комплексе с гравиразведеой и уточняют сейсморазведкой. Общие магнитные съемки позволяют решать задачи, связанные со строением земной коры и литосферы, а также служат для решения таких теоретических задач геологии как происхождение и развитие Земли и ее структурных элементов, изучения характера магнитного поля на поверхности и ряд других задач.
Тесно связаны с общей магнитными съемками всей Земли и палеомагнитные исследования. Они заключаются в определении магнитного поля Земли в отдельные геологические эпохи и основаны на изучении остаточного намагничивания горных пород. Породы, содержащие ферромагнитные минералы (магнетит, титаномагнетит, гематит, пирротин), обладают феррамагнитными свойствами. Они намагничиваются в магнитном поле Земли в момент своего образования и способны сохранять магнитные свойства долгое время, несмотря на изменение интенсивности и знака вектора напряженности магнитного поля в районе, где они залегают.
Изучая палеомагнитные свойства пород, можно судить о характере, интенсивности и направлении магнитного поля Земли в момент их образования, если есть доказательства того, что остаточная намагниченность пород не изменилась в процессе метаморфизма или не нарушено их залегание из-за тектонических перемещений. Если родобные измерения произвести на большом числе одновозрастных образцов, то можно определить наиболее вероятное положение магнитных полюсов Земли в соответствующую геологическу. Эпоху. Теоретические и экспериментальные исследования показывают, что среднееположение геомагнитного полюса ждя проиежутков времени, исчисляемых сотнями тысяч лет должно соответствровать положению географического полюса, указывая на положение оси вращения Земли.
В результате палеомагнитных исследований сделаны следующие выводы.
1. Магнитные полюса в течение геологической истории Земли перемещались по ее поверхности. Это обстоятельство можно объяснить изменением положения оси Земли, что подтверждается палеоклиматическими исследованиями. Например, северный магнитный полюс в докембрии был на западном побережье Северной Америки. В кембрии и в силуре он был на Японских островах. В карбоне и перми – на восточном побережье Азии. Начиная с неогена, полюс оставался практически на одном месте.
2. Направление остаточной намагниченности горных пород, в зависимости от их возраста, иногда различаются на 180°, что связано с периодисескими достаточно быстрыми и многократными изменениями знака магнитного поля или инверсией полюса на 180°. Например, в современную магнитну эпоху, длительностью около 0,7 млн. лет, существует полк, которое условно считают положительным. В течение последующие 1млн. лет полярность была отрицательной. Этим объясняют наблюденную обратную намагниченность горных пород разного возраста.
3. Местоположения полюсов Земли, определенные по образцам одного возраста, но взятые с разных континетов (Европа, Америка, Австралия), различаются тем больше, чем юольше возраст пород. Точного объяснения этого факта пока нет, хотя одной из возможных является гипотеза континентального дрейфа материков.
4. В результате магнитных съемок океанов выявлен специальный псевдолинейный, знакопеременный, полосовой характер аномалий магнитного поля океанического дна вдоль срединно-океанических хребтов. Такой характер геомагнитного поля связывают с раздвижением или спредингом океанической коры со скоростью несколько сантиметров в год и ее наращиванием за счет подводных вылканических извержений, излияния лав в рифтовых зонах.
Электроразведка.
Общие положения. Электроразведка или электромагнитная разведка объединяет физические методы исследования геосфер Земли, поисков и разведки полезных ископаемых. Она основаны на изучении электромагнитных полей, существующих в Земле в силу естественных космических, атмосферных или физико-химических процессов. Они для разных практических целей могут создаваться искусственно.
Электромагнитные поля могут быть установившимися и неустановившимися. Установившимися считаются те, которые существцюи более одной секунды. Они могут быть постоянными и переменными – гармоническими или квазигармоническими, и характеризоваться частотами в пределах от 1 миллигерца (мГц =10 в –третьей) до одного петагера (1 ПГц=10 в пятнадцатой степени). Неустановившимися считаются импульсные электормагнитные поля продолжительностью от микросекунды до 1 секунды.
В электроразведке используются гармонические поля. Их можно разделить на инфразвуковые, звуковые, радиоволновые, микрорадиоволновые и световолновые. Радиоволновые используются в электроразведке, а световолновые или оптические в дистанционном зондировании. На микрорадиоволновых диапозонах основаны методы терморазведки. Измеряемыми параметрами электромагнитного поля являются амплитуды и фазы электрических (Е) и магнитных (Н) полей, а при терморазведке – температуры (Т).
Интенсивность и структуру как естественных, так и искусственных полей, определяют природные факторы и электромагнитные свойства горных пород. Электромагнитными свойствами геологических сред и их геометрическими параметрами определяются геоэлектрические разрезы. Геоэлектрический разрез однородного по тому или иному электромагнитному свойству полупространства принято называть нормальным, а неоднородного – аномальным.
Изменение глубинности электроразведки достигают изменением мощности источников тока и способов создания поля. Сущность дистанционного приема увеличения глубинности сводится к увеличению расстояния между источником поля и точками его измерения.
По общему строению изучаемых геоэлектрических разрезов методы электроразведки подразделяются следующим образом:
1. на зондирование. Оно служит для горизонтального расчленения разрезов.
2. На профилирование, предназначенное для изучения круто падающих слоистых разрезов и выявление локальных объектов.
3. На подземные, объединяющие методы для выявления неоднородностей между горными выработками и земной поверхностью.
Электроразведку применяют для решения ряда практических задач, для которых используют и другие геофизические методы. Электоромагнитное зондирование используют при глубинных структурных исследованиях, поисках нефти и газа. Элнетромагнитное профилирование применяют при картировочных и поисковых съемках, поисках руд и нерудных минеральных месторождений и угольных пластов. Малоглубинное электромагнитное зондирование и профилирование используют при инженерно-геологических исследованиях и охране недр. Подземные методы электроразведки служат для разведки рудных месторождений.
По технологии и месту проведения работ методы электроразведки различают аэрокосмические, полевые наземные, акваториальные морские и речные, подземные или шахтно-рудничные и скважинные.
Электромагнитное зондирование – это группа методов электроразведки, в которых аппаратура, методика и система наблюдений направлены на то, чтобы в каждой точке зондирования получить информацию об изменении электромагнитных свойств среды с глубиной. Для этого на изучаемом участке параметры электромагнитного поля изменяют таким образом, чтобы поле постепенно проникало на все большие глубины. Для увеличения глубинности электрического разряда используют следующие приемы:
1. дистанционный – постепенного увеличения расстояния между питающими и приемными линиями;
2. частотно-временной, основанный на уменьшении скин-эффекта при увеличении периода гармонических или квазигармонических колебаний или времени становления поля.
Электромагнитное зондирование применяют для решения широкого круга задач. Они связаны с расчленением полого слоистых геологических разрезов с изменяющимися по глубине от точки к точке электромагнтными свойствами. Важнейшими из них являются следующие:
определение мощности и состава покровных и коренных отложений, глубины залегания фундамента, расчленения осадочных толщ. Это важно для структурно-геологического объемного картирования.
Оценка геометрических параметров и физического состояния массива горных пород, представляющая большой интерес для инженерно-геологического, мерзлотно-гляциологического и гидрогеологического картирования.
Поиски пластовых стратиформных рудных и нерудных полезных ископаемых.
Изучение геосфер Земли и глубинной электропроводности.
Электрическое зондирование – это модификация метода сопротивлений на постоянном или низкочастотном токе. В процессе работы для изучения физических свойств пород на всевозрастающую глубину расстояние между питающими электродами и приемными линиями постоянно увеличиваются, используя дистанционный принцип изменения глубинности.
Различают две модификации зондирования: вертикальное (ВЭЗ) и дипольное (ДЗ). Первое применяют для разведки на небольших глубинах (до 300-500 м), а второе -– на больших глубинах: от 300 до 5000 м. С методикой зондирования более подробно можно ознакомиться в книге Б.К.Матвеева Электроразведка при поисках месторождений полезных ископаемых. Л., Недра, 1982.
Интерпретация электромагнитного зондирования. Интерпретация бывает качественная и количественная.
При качественной интерпретации данных электромагнитного зондирования получают кривые зависимости кажущихся сопротивлений от параметров глубинности. Используют результаты визуального анализа кривых и определяют число слоев в разрезе по типам кривых. Выявленные электрические горизонты сопоставляют с геологическими слоями и строят карты типов кривых ВЭЗ. По данным профилей ВЭЗ выделяют хорошо и плохо проводимые горизонты. При построении таких разрезов по вертикали откладываются параметры глубинности, а по горизонтали – параметры кажущихся сопротивлений, периода и их колебаний или значения продольной кажущейся проводимости низкочастотного электричества. Анализ этих материалов позволяет дать общую характеристику и степень изменчивости геоэлектических разрезов в плане и по глубине. Кривые электромагнитного зондироапния на участках, где изолинии на разрезе почти параллельны и не искажены горизонтальными неоднородностями, используют при количественной интерпретации.
При количественной интерпретации получают послойные мощности, сопротивления и суммарные обобщенные мощности, значения продольной проводимости, средних удельных сопротивлений. Затем их обрабатывают на ЭВМ или с помощью графоаналитических палеточных методов количественной интерпретации, щироко используемых в электроразведке.
Электроразведочное профилирование и интерпретация данных. Данные наземного электромагнитного профилирования и аэроэлектроразведки представляются в виде графиков и карт графиков. Они несут в себе информацию о геоэлектрических неоднородностях вдоль профилей. Интерпретация данных электромагнитного профилирования в основном качественная. Количественная используется редко.
Сущность качественной интерпретации графиков и карт графиков сводится к визуальному морфометрическому выделению аномалий. Ими могут считаться отклонения наблюденных параметров от фонового поля (Рис..). Аномалию считают достоверной, когда она прослеживается минимум на трех точках профиля. Форма и простирание аномалии обычно соответствуют плановому положению создавших их объектов. Форма и интенсивность аномалий зависят от следующих технических и природных факторов:
1. отношения глубины залегания к поперечным размерам геологических объектов.
2. Контрастности электромагнитных свойств объектов и вмещающей среды или от абсолютных величин электропроводности геологических объектов.
3. Используемого метода профилирования и выбранных значений расстояния между питающей и приемной линиями, частоты тока и времени переходного процесса.
4. Интенсивности питающего поля и его поляризации или направления вектора искусственной намагниченности по отношению к простиранию объекта.
5. Примененной измерительной аппаратуры.
Количественная интерпретация данных электромагнитного профилирования сводится к определению или оценке формы, глубины и размеров физической и геологической природы аномалий. Она начинается с выбора физико-геологических моделей, которыми можно описать разведываемые объекты. Ими могут быть контакты различающихся сред, мощные или тонкие пласты, тела различной геометрии в них (шарообразные, цилиндрические, линзообразные). Решение прямых (описание дискретного объекта) и обратных задач (интерполяции данных для построения карт или физических моделей) методами математического или физического моделирования. Простейшим методом определения глубинности залегания верхней кромки геологического тела является метод касательных (Рис..). Он используется также и в магниторазведке.
Вцелом количественная интерпретация электромагнитных профилей – процесс сложный и весьма неточный. Поэтому имеет смысл говорить лишь о полуколичественной интерпретации. Главной задачей в ней заключается в отыскании эпицентра разведываемого объекта, площади на которой он расположен, оценки формы и глубины его залегания.
Эффективность электромагнитного профилирования определяется наличием благоприятных геоэлектрических условий, удачным выбором того или иного метода зондирования и достаточным количеством дополнительной геолого-геофизической информации. Ее лучше проводить в комплексе с терморазведкой, магниторазведкой и радиометрией. Для истолкования результатов электромагнитного профилирования нужны геологические разрезы и карты, которые в свою очередь уточняются данными электроразведывательного профилирования.
Сейсморазвелка
Общие сведения. Сейсморазведка – это геофизический метод изучения геологических объектов с помощью упругих волн. Он основан на том, что скорость распространения упругих волн зависит от типа пород, их литологического и петрологического состава, пористости, трещиноватости, кавернозности, газо- и водонасыщенности, напряженного состояния и возраста горных пород (Рис.., стр.135). При изучении распространении упругих волн толщу пород можно расчленить на части, отличающиеся друг от друга по их скоростям распространения. Выделенные части могут соответствовать разным типам горных пород, геологических тел или указывать на изменение состава пород одного и того же типа в плане и на глубину. Для разных пород отношение скоростей продольных и поперечных волн изменяется следующим образом. Для высокопористых газонасыщенных пород, таких как известняки, песчаники и кварцсодержащие породы эти соотношения составляют 1.3 – 1.6. Для сильно сцементированных осадочных, водонефтенасыщенных, магматических и метаморфических пород эти величины составляют 1.5 – 2.0. Для рыхлых плохо сцементированных пород они резко возрастают и достигают 2.0 – 3.0.
Изучение распределения скорости в сейсморазведке проводят путем возбуждения упругих волн в ряде пунктов изучаемой площади и измерения времени пробега волн от пункта возбуждения до пункта наблюдения. Источник упругих волн (в дальнейшем источник) и пункты наблюдения могут располагаться на дневной поверхности, вблизи ее - в скважинах или горных выработках. Наиболее мощными источниками упругих волн являются тектонические движения земной коры. Изучением Земли методом изучения возникающих при землетрясении волн занимается наука сейсмология. Практическим применением достижений сейсмологии является сейсморазведка.
Предметом сейсмологических исследований является волновая природа упругих колебаний земной коры. Объектом исследований являются толщи пород, мощность которых измеряется от нескольких десятков метров до десятков километров. Волны, возбуждаемые источником на земной поверхности, распространяются по всей толще пород и возвращаются к земной поверхности за счет одного из четырех эффектов – отражения, преломления, рефракции и дифракции упругих волн. В сейсморазведке используют отраженные, преломленные, рефрагированные и дифрагированные волны.
Основной измеряемой величиной в сейсморазведке является время пробега волны от источника до приемника наблюдений. Зная это время и расстояние между источником и каждой точкой наблюдения, можно найти зависимость времени прохода волны от расстояния, установить, за счет какого эффекта образовалась наблюдаемая волна и как изменяется скорость волны в той толще, которую она прошла.
Измерительная установка включает источник упругих волн, набор сейсмоприемников колебаний Земли, регистрирующее устройство и прибор для точного отсчета времени от момента возбуждения волны. Пункты наблюдения и пункты возбуждения располагаются на одной прямой, называемой линией профиля.
После возбуждения и регистрации волн всю измерительную установку перемещают на некоторое расстояние. Таким способом обеспечивают непрерывное и надежное изучение распределения скорости в исследуемой толще.
Колебание грунтов в точке установки приемного устройства или волны выделяют на фоне колебания поверхности, вызванными иными причинами: микроземлетрясениями, ветром, раскачкой деревьев, кустарников, трав, волновым прибоем, работой механизмов и транспорта. Уровень таких естественных помех устанавливает предел глубинности сейсмических исследований. Им является величина от поверхности Земли, соответствующая глубине затухания естественных и техногенных малоамплитудных колебаний.
Исследование геологических объектов сейсмическими методами наиболее просто при наличии неоднородностей замкнутой или неправильной формы. По этой причине сейсморазведка успешно решает задачи, связанные с обнаружением границ между литологически или петрологически различными породами. В каждом из выделенных слоев определяют скорость распространения волн. При прослеживании ее изменений можно установить характер литогого-фациальной или петролого-фациальной изменчивости пород, степень из сохранности или тип заполняющего поры флюида. Малоамплитудные поднятия, выклинивания, тектонические нарушения, древние речные долины, лагуны, карстовые полости, соляные купола, характер складчатости и многие другие структурные неоднородности выявляются по данным сейсморазведки. Именно это обстоятельство обусловило ведущую роль сейсморазведки при поисках нефти и газа.
Сейсмические методы решают также успешно и некоторые инженерно-геологические задачи: 1.определения мощности рыхлых пород, перекрывающих скальные основания, 2.степень эродированности скальных оснований, 3. закарстованность погребенных толщ, 4. наличие погребенных долин древних рек, 5. положение уровня грунтовых вод, 6. ослабленные зоны, где можно ожидать оползневую деятельность. Эти задачи возникают при строительстве промышленных объектов, мостов, дорог, проектировании вскрышных работ, при прогнозировании изменения геологической среды под влиянием техногенных воздействий.
Методика сейсморазведки заключается в организации совокупности приемов, обеспечивающих оптимальные условия для реализации возможностей того или иного метода. Расположение источника возбуждения упругих волн относительно приемника и способы перемещения его и пункта возбуждения на поверхности наблюдений определяются системой наблюдений
В наземной и морской сейсморазведке информацию о распределении скорости в изучаемой среде можно получить только путем изучения зависимости времени прихода волн от расстояния между источником и находящимся на поверхности приемником. График зависимости времени прохода волны от расстояния «источник-приемник» называется годографом отраженной или приломленной волны для соответствующей отражающей или преломляющей границы. Возможности, которые открываются при наблюдениях на земной поверхности, выявляются при решении прямых кинематических задач соответствующих методов. Рассмотрим лишь некоторые наиболее используемые из них: методы отраженных и приломленных волн.
В методе отраженных волносновную информацию получают из годографа отраженных волн. Получение его возможно только тогда, когда на сейсмограмме надежно выделяются волны, отраженные от соответствующей границы. Для этого необходимы следующие условия:
1. интенсивность источника должна быть такой, чтобы отраженные от всех интересующих границ волны значительно превышали уровень естественных помех.
2. Расстояние между приемниками не должны превышать величину, при которой можно распознать волны, отраженные от одной и той же границы.
3. Длина приемной расстановки (длина годографов) должна позволять уверенно определять эффективную скорость.
4. Шаг наблюдений или расстояние, на которое смещают всю измерительную установку вдоль профиля, должен обеспечивать непрерывность прослеживания целевых горизонтов на всей изучаемой площади.
5. Соблюдение всех условий, предъявляемых к сейсмическим данным, в процессе их обработки.
Особенно востребованным в морских исследованиях рыхлых или слаболитифицированных толщ океаническогодна метод общей глубинной точки (ОГТ). Он заключается в следующем. В каждой точке наьлюдения на профиле необходимо получить несколько записей при систематическом разносе приемника и источника относительно этой точки. Число таких позиций определяет кратность перекрытия и эффективность дальнейшей обработки полученных сейсмических данных. Наблюдения ведцт следующим образом. Точки наблюдения располагают по линейному профилю с определенным шагом размерности, равным шагу приемной установки. При каждой позиции приемной расстоновки пункт возбуждения располагают в одной из точек профиля около первого приемника – фланговая расстоновка без выноса или на расстоянии кратному шагу наблюдения,- фланговая расстоновка с выносом. После возбуждения сигнала и регистрации упругих волн всю расстоновку «источник-приемник» перемещают на один шаг вдоль профиля. Таким образом, источник и приемник последовательно располагаются на всех точках наблюдения вдоль профиля. В каждой точки наблюдений измерительной установки в свое время окажится и источник.
При проведении работ по методу преломленных волн используют системы наблюдений, обеспечивающие надежное распознавание волн и их прослеживание по всей исследуемой площади. Это достигается при наблюдениях по системе встречных или нагоняющих годографов (длины приемных установок). При получении встречных годографов в каждой позиции приемной установки возбуждение проводят с правого и левого флангов. Затем всю измерительную установку перемещают по профилю с некоторым шагом. При получении нагоняющих годографов возбуждение проводят только с одного фланга. После этого измерительную установку перемещают вдоль профиля. В этом заключается решение прямой кинематической задачи (Рис.).
Замечательной особенностью метода примломленныхволн является возможность наблюдать раньше всех других волн при условии залегания слоистой толщи на полупространстве или однородном слое большой мощности. Это свойство преломленных волн широко используется при решении инженерно-геологических и гидрогеологических задач, когда необходимо найти положение границы раздела рыхлых и консолидированных отложений, а также сухих и водонасыщенных.
Обработка и интерпретация данных сейсмических наблюдений. Под обработкой сейсмических данных понимают совокупность операций, проводимых в определенной последовательности по каждой сейсмотрассе или группы сейсмотрасс. Целью этой манипуляции служит максимальное подавление регулярных и нерегулярных помех и наиболее полного выявления кинематических и динамических характеристик изучаемых волн.
В процессе сейсмической интерпретации из множества зарегистрированных на сейсмограммах волн выделяют однократные отраженные или преломленные (рефрагированные) волны. По кинематике и динамике этих волн изучают распределение скорости и некоторых упругих параметров в толще пород как по глубине, так и в плане.
В процессе геологической интерпретации результаты сейсмической интерпретации получают геологическое истолкование. Обычно их сопоставляют с данными бурения, геологического картирования, с тектоническими условиями района исследования. Выделенные по различию в скоростях распространения упругих волн интервалы внутри исследуемой толщи отождествляют с породами того или иного состава и возраста. С теми или иными изменениями в свойствах пород одного состава или возраста.
В настоящее время сейсмические материалы обрабатываются с использованием компьютерных технологий поэтому собственно обработка и сейсмическая интерпретация тесно переплетаются. Разделение этих этапов исследований теряет всякий смысл.
Положение отражающих и преломляющих границ и распределение скоростей тех или иных волн в изучаемой толще по сейсмическим данным изучают путем решения обратной кинематической задачи сейсморазведки. Решение ее возможно лишь в рамках некотороых априорных предположений относительно свойств и состава исследуемой среды. Система таких предположений включает в себя эмпирические данные и известные физические закономерности, которые контролируют образование отложений и формирование их свойств. Такую систему знаний о них используют при создании сейсмологических моделей среды. В такой модели вместо реальных геологических отложений присутствуют среды, описываемые только набором упругих параметров и законом их изменения в пространстве модели как по глубине, так и в плане. Более подробно о сейсмических методах разведки земных недр можно узнать в монографиях Гурвича И.И., Боганик Г.И. Сейсмическая разведка. М., Недра, 1980 и учебника В.К.Хмелевского геофизические методы исследования. М., Недра, 1988.
Дата добавления: 2019-02-12; просмотров: 2786; Мы поможем в написании вашей работы! |
Мы поможем в написании ваших работ!