авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 4 | 5 || 7 | 8 |   ...   | 9 |

«Горный институт Уральского отделения Российской академии наук Институт геофизики Уральского отделения Российской академии наук Геофизическая служба Российской академии наук ...»

-- [ Страница 6 ] --

детальные электроразведочных работы методом симметричного электроп рофилирования (СЭП) с целью выделения аномалий проводимости пород грунта курганов и картирования возможных неоднородностей их строения;

детальные электроразведочные работы методом вертикальных электриче ских зондирований (ВЭЗ) с целью определения мощности насыпного грунта курганов.

При проведении полевых наблюдений использовался магнитометр POS-1 и маг нитометр МИНИМАГ для измерения вариаций модуля вектора магнитного поля. Элек троразведочные работы выполнялись с помощью генератора АНЧ-3 и электроразве дочного измерителя «Теллур».

Результаты построения высокоточных карт магнитных аномалий на участках ра бот показаны на рис.2.

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 интерпрета ции наблюдённых магнитных аномалий, позволили сделать выводы о примерном стро ении участков работ предполагаемых археологических исследований. Было установле но, что в теле кургана 1 отсутствуют крупные, сильно намагниченные техногенные объекты. Формы некоторых аномалий, а также их размеры, которые соизмеримы с раз мерами захоронений, позволяют предположить, что их природа обусловлена археоло гическими объектами. Возможно, на этих участках был изъят грунт с целью захороне ния останков. Глубина залегания выявленных объектов по данным интерпретации со ставляет 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 техно генных источников магнитного поля, поскольку курган 2 не так давно являлся точкой расположения опорного тригопункта. Установлено несколько локальных аномалий, вы званных источниками с глубиной залегания в среднем 0,5-0,7 м, внимания заслуживает обширная положительная аномалия в центре участка. Эти аномалии могут быть вызва ны техногенными объектами, которые, вероятно, являются обломками разрушенного старого триангуляционного пункта.

Рис.3. Геоэлектрический разрез по данным ВЭЗ. Значения сопротивления пород:

1 – к=18 Омм;

2 – к=26-32 Омм;

3 – к=13-19 Омм;

4 – к=34-42 Омм.

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 бы © ГИ УрО РАН, ли определены мощности нижележащих слоёв. Мощность слоя, залегающего под поч вой, 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, до 6,5 м. Ниже по разрезу залегают коренные осадочные породы чехла с сопротивлени ем около 40 Омм.

Данные электропрофилирования, приведённые на рис.4, позволили зафиксиро вать изначальные контуры кургана, а также области сноса его насыпного грунта. Рас ползание 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. Отло жения кургана 2 отличаются от отложений кургана 1 по геоэлектрическим характери стикам. В значительной степени на них сказался современный облик кургана, посколь ку на нём располагался триангуляционный пункт, то курган не был распахан, и гео электрический разрез мало отличается от того, каким он был сформирован при заложе нии кургана. Однако, северная периферийная часть кургана срезана и представляет со бой уступ высотой порядка 1,5 м. Это обстоятельство сказалось на регистрируемых электроразведкой значениях кажущегося сопротивления пород. Помимо уступа в се верной его части тело кургана было существенно изменено при установке триангуля ционного 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 меж ду аномальными полями, полученными различными методами. В рамках такого анали за использовалось качественное сочетание аномальных признаков геофизических по лей, обеспечивающих наиболее вероятное обнаружение искомых неоднородностей, предположительно связанных с археологическими артефактами. Помимо этого по дан ным геофизических наблюдений удалось проследить тенденции в положении про странственных границ и глубины искусственного ложа курганов, что имеет значение при производстве археологических раскопок на исследуемых объектах.

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 анома лий кажущегося сопротивления;

6 – контуры отрицательных аномалий кажущегося со противления;

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.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Кошелев И.Н. Магнитная разведка археологических памятников / И.Н. Кошелев. – Киев, 2005.

© ГИ УрО РАН, 2. Модин И.Н. Электроразведка в технической и археологической геофизике: авто реф. дис. доктора техн. наук. – М., 2010. – 48 с.

3. 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:

1. Изучение геологического строения земной коры, поиски и разведка полезных ис копаемых. Гравиметрические данные широко используют при региональных ис следованиях, тектоническом районировании и выделении участков, перспективных на полезные ископаемые и рекомендуемых для постановки более детальных геофи зических работ. Наибольший объем гравиметрических работ выполняется при по исках нефтяных и газовых месторождений. Большую роль гравиметрические мето ды 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 су дить 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 воз можностей регистрации землетрясений высокоточными гравиметрами, сотрудниками Геофизической службы РАН проводились специальные наблюдения гравиметром CG- AutoGrav канадской фирмы «Scintrex». Некоторые особенности этих измерений отра жены в статье [2].

В 2012 году у сотрудников Геофизической службы РАН и ДВФУ (Дальнево сточный Федеральный Университет) появилась возможность провести аналогичные исследования по регистрации землетрясений гравиметром нового типа gPhone компа нии 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, собран ных 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 за писью этого же сигнала сейсмометром.

За время наблюдений было зарегистрировано 105 землетрясений, из них 15 ма териковых, 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 ре гистрации составляли от 390 до 15300 км.

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, Рис.1. 17 Июля 2012 07:58:44, lat=36,77 lon=142, lat=41,17 lon=135, depth=33km mb:4,9 У восточного побере depth=360km mb:4,7 Японское море жья Хонсю, Япония В верхней части каждого рисунка представлены записи сигналов от землетрясе ний гравиметром, по вертикальной шкале отложена амплитуда сигнала в мкГал, по го ризонтальной время регистрации. В нижней части каждого рисунка приводится за пись вертикальной составляющей того же сигнала сейсмометром CMG-3TB.

Выборка сигналов от землетрясений, очаги которых определены на одной глу бине (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 зем летрясений, 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 Рис.4. 11 Июля 2012 02:31: lat=45,43 lon=151,45 lat=45,39 lon=151, depth=33km mb:5,9 Курильские острова depth=33km mb:5,8 Курильские острова © ГИ УрО РАН, Рис.5. 12 Июля 2012 12:51:59.8 Рис.6. 05 Августа 2012 13:55:12,1 lat= lat=45,45 lon=151,81 20,97 lon=-178,24 depth=500km mb:5,7 За depth=33km mb:5,8 Курильские острова паднее островов Тонга При анализе большинства зарегистрированных землетрясений подтверждается вывод [2] о том, что при большем расстоянии () от очага землетрясения амплитуда сигнала, зарегистрированного гравиметром, меньше при практически одинаковых дру гих параметрах землетрясений, к примеру:

05 Августа 2012 13:55:12,1 lat= -20,97 lon= -178,24 depth= 500km mb:5, • =8650 км амплитуда – 250 мкГал. (рис.6).

В то же время, обращает на себя внимание тот факт, что при одинаковой глу бине очага землетрясения, но разных магнитудах и расстояниях от места регистрации, основное влияние на амплитуду регистрируемого сигнала оказывает количество выде ленной энергии:

25 Июля 2012 20:00:16,7 lat=36,77 lon=142,37 depth=33km mb:4, • =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 =5600 км • амплитуда – 1100 мкГал (рис.7).

Рис.7. 25 Июля 2012 00:27:44,5 Рис.8. 17 Июля 2012 07:58:44, lat=2,65 lon=96,17 depth=33km mb:6,4 Се- lat=41,17 lon=135,53 depth=360km mb:4, верная Суматра, Индонезия Японское море Однако, присутствуют случаи, когда при больших магнитуде землетрясения и расстоянии, все-таки меньшее расстояние имеет основное значение в величине реги стрируемого сигнала:

17 Июля 2012 07:58:44,0 lat= 41,17 lon= 135,53 depth= 360km mb:4, • =390 км амплитуда – 300 мкГал (рис.8);

XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике 25 Июля 2012 20:00:16,7 lat=36,77 lon=142,37 depth=33km mb:4, • =1200 км амплитуда – 160 мкГал. (рис.2).

Такие случаи вполне объяснимы, т.е. существуют пороговые величины расстоя ний, глубин, магнитуд, определенных их комбинаций, оказывающих основное значение на значение амплитуды регистрируемого сигнала.

Для оценки частотного состава сигналов, регистрируемых гравиметром и сей смографом, приводится спектрограмма землетрясения: 08 Июля 2012 11:33:02 lat=45, 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, depth=33km mb:5,9 Курильские острова На представленных спектрограммах показано изменение частотного состава ко лебаний во времени, по оси ординат указан частотный диапазон от 0 до 0,5 Гц у грави метра и 0-15 Гц у сейсмографа, а по горизонтальной линии время регистрации сигна ла. Сама энергия на спектрограммах показана цветом от белого к черному, как норми рованная 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. Спу стя примерно полчаса, прослеживается снижение амплитуд. На спектрограммах сей смографа видим, что из-за постоянного шума в полосе частот 0-1 Гц, невозможно вы делить землетрясение, но оно хорошо выделяются в диапазоне от единицы до 5 Гц.

Таким образом, в результате проведенных исследований основные выводы сво дятся к следующему:

1. В регистрируемом гравиметром gPhone сигнале, достаточно четко находят отраже ние как подводные, так и материковые землетрясения магнитудой 4,7 и больше.

2. Достаточно хорошая сопоставимость сигналов регистрируемых гравиметром и сей смометром (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 регистрирует ся.

4. Основная энергия регистрируемого гравиметром сигнала расположена в частотном диапазоне от 0,03 Гц и выше. В то время, как у сейсмографа энергия четко выделя ется только выше 1 Гц.

© ГИ УрО РАН, СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Маловичко А.К. Гравиразведка: учеб. для вузов / А.К. Маловичко, В.И. Костицын.

М.: Недра, 1992. 357 с.

2. Горожанцев С.В. Особенности высокоточных гравиметрических измерений в пери оды сильных землетрясений / С.В. Горожанцев, С.Б. Наумов // Вопросы обработки и интерпретации геофизических наблюдений. Материалы конференции, посвящен ной 100-летию со дня рождения Александра Кирилловича Маловичко. Обнинск Пермь, 2012. С. 111-115.

3. Антонов Ю.В. Неприливные вариации вертикального градиента силы тяжести и возможная связь их с землетрясениями / Ю.В. Антонов, С.В. Слюсарев // Изв. ву зов. Геология и разведка. №5. 1992. С. 105-110.

4. Михайлов И.Н. Краткосрочный прогноз катастрофических землетрясений / И.Н. Михайлов // Геофизика. №5. 2006. С. 64-69.

5. 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.

6. 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 ПЕТРОПАВЛОВСК КАМЧАТСКОМ ГЕОДИНАМИЧЕСКОМ ПОЛИГОНЕ В 2012 Г.

Исследования связи между концентрацией радона в почвенном воздухе и изме нениями напряженно-деформированного состояния геосреды с целью прогноза земле трясений усиленно ведутся в течение последних нескольких десятков лет во всех сей смоактивных регионах Земли. В настоящей работе рассмотрены особенности отклика объемной активности подпочвенного Rn (ОА Rn) на изменения напряженно деформированного состояния литосферы района Авачинского залива в связи с подго товкой сильных землетрясений с магнитудой М5,5.

На Петропавловск-Камчатском геодинамическом полигоне начиная с 1998 г. ра ботает сеть пунктов регистрации содержания радона (222Rn) в почвенном воздухе рых лых отложений [5-7]. Пункты сети радонового мониторинга расположены в разных структурных элементах побережья Авачинского залива, что дает основание предпола гать различный отклик в динамике радона в зависимости от местоположения очага землетрясений (рис.1). В качестве датчиков на всех пунктах используются газоразряд ные счетчики типа СБМ-19, что позволяет вести пассивную регистрации 222Rn по излучению продуктов его распада [4]. С начала организации сети регистрация ведется с помощью радиометров РЕВАР, изготовленных в КБ ИРЭ (Фрязино). Как правило, дат чики располагаются в заборных емкостях (ведро – 10 л) на двух глубинах зоны аэра ции: 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 современны ми регистрирующими приборами серии ALMEMO, оборудованными системой коннек торов [3].

XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике В 2012 г. в районе Камчатки произошло 12 землетрясений с М5,5 (NEIC) (рис.1), основные характеристики которых приведены в таблице 1, из них предвестни ковые аномалии имело только одно.

Таблица Основные параметры землетрясений с М5,5, произошедшие в районе Камчатки в 2012 г.

Координаты Расстояние № Дата Время гр. с. ш. гр. в. д. М (NEIC) Глу-бина до ПРТ, км Предвестник 1 14.04.2012 15:13:14 49,38 155,65 5,6 90 430 2 23.04.2012 22:40:22 48,40 154,74 5,6 31 560 3 24.06.2012 3:15:01 57,60 163,20 6 10 600 4 16.07.2012 3:08:31 55,78 161,23 5,5 85 360 5 20.07.2012 6:10:25 49,41 155,91 6 19 420 6 20.07.2012 6:32:56 49,35 156,13 5,8 10 420 7 14.10.2012 9:41:58 48,31 154,43 5,7 35 580 8 15.10.2012 1:19:03 51,90 159,38 5,6 21 140 + 9 16.10.2012 12:41:25 49,62 156,44 5,6 81 390 10 02.11.2012 1:52:03 55,89 162,80 5,5 9 440 11 16.11.2012 18:12:39 49,28 155,43 6,5 29 450 12 17.12.2012 0:28:58 49,79 155,84 5,6 68 390 Рис.1. Схема расположения сети пунктов радонового мониторинга в 2012 г.

и эпицентров землетрясений с М5,5. 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 конвектив ного потока подпочвенных газов. Наиболее четко моменты вступления аномалий выде ляются на станциях ПРТ, НИС, КРМ, ИНС. Причем для станций ПРТ, КРМ, НИС наблюдается увеличение, а на станции ИНС резкое уменьшение ОА Rn.

© ГИ УрО РАН, С целью выявления общих элементов поведения в динамике ОА Rn на всех пунктах на основе десяти рядов данных по методике [1] построен агрегированный сиг нал. 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 – агрегирован ный сигнал, построенный по десяти временным рядам данных. Треугольниками отмечены фа зовые корреляции сигналов. Тонкими серым линиями показаны данные после барокомпенса ции, жирной линией отображены данные после осреднения скользящим средним. Сплошной вертикальной линией отмечен момент возникновения землетрясения с М5,5 15.10.2012 г. и эпицентральным расстоянием до опорного пункта ПРТ, R=140 км.

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 баро компенсация и осреднение полученных рядов с целью учета суточных колебаний, обу словленных 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 распростра няющейся 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 Петропав ловск - Камчатском полигоне перед землетрясением с М5,5, произошедшем 15.10.2012 г. с эпицентром в Авачинском заливе зарегистрированы аномальные возму щения ОА Rn (рис.2). По временам прихода вступлений аномалий на треугольник станций оценен азимут на источник возмущений, который удовлетворительно совпада ет с направлением на эпицентр землетрясения. Эти аномалии рассматриваются как ре акция 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 землетрясе ния 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 пред шествовать землетрясениям.

В заключение авторы выражает благодарность научному руководителю Павлу Павловичу Фирстову за проявленное внимание и поддержку в процессе выполнения ра боты.

Работа выполнена при поддержке гранта РФФИ № 12-05-31319/12 «мол_а».

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Любушин А.А.(мл). Агрегированный сигнал систем низкочастотного геофизического мониторинга / А.А. Любушин // Физика Земли. 1998. №1. С.

69-74.

2. Макаров Е.О. Динамика подпочвенного радона на Петропавловск-Камчатском геодинамическом полигоне перед сильными землетрясениями с М5,5 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.

3. 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.

© ГИ УрО РАН, 4. 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 5.

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.

6. Фирстов П.П. Отражение в динамике почвенного радона на Петропавловск Камчатском геодинамическом полигоне последней стадии подготовки землетрясе ний с магнитудой больше 5,5 района Авачинского залива / П.П. Фирстов, О.Е. Макаров, О.П. Малышева // Проблемы комплексного геофизического монито ринга Дальнего Востока России. Труды Третьей научно-технической конференции.

Петропавловск-Камчатский. 9-15 октября 2011 г. Обнинск: ГС РАН, 2011. – С.

154-158.

7. 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 сей 8.

смической 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 из влекаемых 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 доволь но 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 геолого гидродинамического моделирования нефтяной залежи целесообразно изучить фильтра ционно-емкостные свойства пород-коллекторов. По результатам лабораторных иссле дований керна, геофизических (ГИС) и гидродинамических исследований (ГДИС) скважин изучен коэффициент проницаемости (Кпр). Из рисунка видно, что между по ристостью 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. Про блема бокового горного давления является ключевой при изучении трещиноватости коллекторов нефти и газа (рис.2). Предрасположенность слоёв к образованию трещин 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 коэффици ента бокового распора (Кбр=0,3-0,5), тем самым характеризует наличие открытых тре щин 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 терриген ной породы, отобранного из интервала 1972,4-1981,4 м. Скважина 79, Шершневское месторождение. Красное – пустотное пространство, заполненное окрашенным полиме ром. 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 ве щество.

© ГИ УрО РАН, а) б) в) Рис.3. Карты распределений коэффициента Пуассона (а), бокового распора (б) бо кового горного давления (в). Пласт Бб2. Сибирское месторождение По результатам исследований керна и ГИС установлено, что упруго механические свойства коллекторов, обладают сильной изменчивостью по разрезу скважины и что 94% определений коэффициента Пуассона () изменяются в диапазоне от 0,07 до 0,29, при которых расчетное значение бокового горного давления 4,45 24 МПа, оказывается меньше начального гидростатического пластового давления (25 МПа). По коэффициенту Пуассона терригенные породы-коллекторы дифференци руются на трещинные и поровые. При значении коэффициента Пуассона равном (0,29) пласты-коллекторы относятся к трещинным и наоборот (рис.3). Следует отме тить, 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), продук тивности, сжимаемости.

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 измене - нии пластового давления сохраняют раскрытость, в то время как трещины претерпе вают существенные изменения [4, 6].

Анализ фактических данных (керн, ГИС, ГДИС), позволил вывести эмпириче скую зависимость между фазовой и абсолютной проницаемостью (рис. 4).

Гиперболический характер зависимости указывает на то, что данные керна от ражают поровую составляющую призабойной зоны пласта, в то время как трещины но сят 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 ис следованиями скважин и гидродинамическими (табл.1). Доля проницаемости трещин в общей проницаемости составляет от 50 до 80%.

Таблица Параметрическая модель трещиноватости бобриковской залежи Сибирского месторождения Параметры Ед. изм. Сибирское Глубина залегания м Литологический тип коллектора Трещинно-поровый Полное горное давление МПа 58, Начальное пластовое давление МПа Давление насыщения МПа Минимальное боковое горное давление МПа 4, Среднее боковое горное давление трещинова МПа тых слоев Максимальное боковое горное давление МПа Эффективная толщина м 7, Коэфф. эффективной толщины д. ед 0, Коэфф. охвата трещиноватостью д. ед 0, общей толщины Коэфф. охвата трещиноватостью д. ед 0, эффективной толщины Густота микротрещин м-1 20, Раскрытость микротрещин мкм 77, Трещинная пористость % 0, Пористость поровой матрицы % Общая проницаемость мкм 0, мкм Проницаемость поровой матрицы 0, Трещинная проницаемость мкм 0, - 28,1*10- Коэфф. сжимаемости трещин МПа МПа-1 8,2*10- Коэфф. сжимаемости пор Коэфф. извлечения нефти из пор д. ед 0, Коэфф. извлечения нефти из трещин д. ед 1, Коэфф. продуктивности скважин т/сут*МПа 44, Доля трещинной проницаемости в общей про % 65, ницаемости при начальном пластовом давлении Доля запасов поровой/трещинной нефти в сум %/% 97,6 / 2, марных извлекаемых запасах © ГИ УрО РАН, Начальные балансовые извлекаемые запасы поровой нефти в залежи при стандартных условиях определяются по следующей формуле:

Qизв = F hэфф Кп Кн Н * КИН, (1) в для трещинной нефти:

QТ = F hОБ N Т mТ Н Н, (2) в QТ = F hТ BТ Г Т Н Н, (3) в где Qизв начальные балансовые извлекаемые запасы нефти, тыс.т;

F площадь зале жи, тыс.м2;

hэфф эффективная нефтенасыщенная толщина, м;

hоб общая толщина трещинно-порового пространства, м;

hт трещинная толщина разреза, м;

Кп коэффи циент открытой пористости, д.ед.;

Кн коэффициент нефтенасыщенности, д.ед.;

в пе ресчетный коэффициент, учитывающий усадку нефти, д.ед.;

н – 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 рас четами, для запасов трещиной нефти КИН принят равным 1,0, а для поровых коллекто ров 0,3-0,55 [3].

В основу подсчета запасов бобриковской залежи положены разбивки по скважи нам и карты эффективных нефтенасыщенных толщин, построенные по данным бурения поисковых, разведочных и эксплуатационных скважин и результатов сейсморазведоч ных работ. Эффективные нефтенасыщенные толщины рассчитаны планиметрировани ем. Величины остальных параметров, участвующих в формуле, определялись по ре зультатам ГИС, анализа керна и гидродинамических исследований скважин как средне взвешенные по каждому пласту. Расхождение данных с ООО «Лукойл-Пермь» по под считанным 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 отложе ниям.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. 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.

2. Котяхов Ф.И. Физика нефтяных и газовых коллекторов / Ф.И. Котяхов. – М.:

Недра, 1977. 186 с.

3. Стансенков В.В. Подсчет запасов нефти, газа, конденсата и содержащихся в них компонентов / В.В. Стансенков, И.С. Гутман. – М., Недра, 1989. 270 с.

4. Наказная Л.Г. Фильтрация нефти и газа в трещиноватых коллекторах / Л.Г. Наказная. – М.: Недра, 1972. 146 с.

5. Некрасов А.С. Определение проницаемости и продуктивности карбонатных кол лекторов сложного строения по комплексу геофизических и гидродинамических XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике 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.

6. 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.

7. 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. Акимова Институт математики и механики УрО, г. Екатеринбург 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 гравитацион ному полю, измеренному на некоторой площади земной поверхности [1]. Предполага ется, что нижнее полупространство состоит из двух слоев постоянной плотности, раз деленных 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 A[ z ] f dxdy =( x, y ), G ( ) + ( y y) + z ( x, y) 2 ( x x ) 2 + ( y y ) 2 + H 2 x x 2 2 (1) где f гравитационная постоянная, скачок плотности на границе раздела сред, G ( x, y ) аномальное гравитационное поле, = H асимптотическая плоскость для z данной границы раздела, т.е. lim z ( x, y ) H = 0.

x y Обратная задача гравиметрии является существенно некорректной задачей, ре шение которой обладает сильной чувствительностью к погрешности правой части, по лученной в результате измерений и предварительной обработки геофизических данных.

После дискретизации уравнения (1) на сетке = M N, где задана G ( x, y ), и ап n проксимации интегрального оператора по квадратурным формулам имеем систему не линейных уравнений:

An [ z ] = Fn. (2) В работе [2] для решения системы нелинейных уравнений (2) используется ите ративно регуляризованный метод Ньютона (МН) [3]:

z k +1 =k An ( z k ) + k I An ( z k ) + k z k Fn.

z (3) © ГИ УрО РАН, Здесь An ( z ) и Fn конечномерные аппроксимации интегрального оператора и k правой части в уравнении (1), An ( z k ) производная оператора A в точке z k, I еди ничный оператор, 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 ) + k I несимметричная заполненная n n матрица.

= Для решения системы нелинейных уравнений (2) можно использовать модифи цированный метод Ньютона (ММН) [4]:

z k +1 =k An ( z 0 ) + k I An ( z k ) + k z k Fn.

z (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 при некотором 0.

На каждом шаге методов МН и ММН для решения СЛАУ (4) используется ите рационный 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 [5]:

линеаризованный метод наискорейшего спуска (ЛМНС) S (zk ) A( z k )T ( A( z k ) F );

z k + z = S(zk ) = S ( z k ), (6) k k A( z ) S ( z ) k либо линеаризованный метод минимальной ошибки (ЛММО) A( z k ) F A( z k )T ( A( z k ) F ).

z k + z = S (zk ) = S ( z k ), (7) k k S (z ) 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 многопроцессор ных вычислительных системах различного типа: многопроцессорном комплексе МВС ИММ, графических процессорах NVIDIA и многоядерном процессоре Intel, входящими в состав суперкомпьютера «Уран», установленного в Институте математики и механи ки УрО РАН.

Распараллеливание алгоритмов основано на разбиении матриц и векторов на блоки. Для модельной задачи гравиметрии проведено сравнение времени счета парал лельных алгоритмов и исследование эффективности и ускорения.

Рассматривается модельная задача гравиметрии в двухслойной среде для обла сти S : 90 100 км 2 с известным точным решением:

4 4 4 ( x /10 3.5 ) ( y /10 2.5 ) ( x /10 5.5 ) ( y /10 4.5 ) = 5+4e z ( x, y ) 3e.

Правая часть G ( x, y ) уравнения (1) находилась путем решения прямой задачи гравиметрии, где H = 5 км, = г/см3, x = y = км, гравитационная постоян 0.2 1. XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике ная= 6.67 108 см3/гс2. После дискретизации исходного уравнения на сетке и ап f проксимации интегрального оператора задача свелась к СЛАУ с матрицей размерности 9000 9000.

Модельная задача решена с использованием параллельных итерационных мето дов (3), (5) – (7) на суперкомпьютере «Уран» с помощью технологии MPI, технологии OpenMP и графических процессорах с помощью технологии CUDA с двойной точно стью.

Относительная погрешность решения принималась равной = ПР Т z z / z = при этом относительная норма невязки составила 0.01, T = Fn / Fn = 0.002.

An z 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 нелиней ной задачи гравиметрии. По числу итераций и времени счета методы МН и ММН рабо тают 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 зада чи ММН и МН на 1 процессоре составляют 16 и 12 с, на 6 ядрах (OpenMP) – 4,5 и 2,7 с.

© ГИ УрО РАН, 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 Инсти тута математики и механики УрО РАН, д.ф.-м.н. Акимовой Елене Николаевне.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Мартышко П.С. Построение региональных геофизических моделей на основе ком плексной интерпретации гравитационных и сейсмических данных / П.С. Мартышко, И.В. Ладовский, А.Г. Цидаев / Физика земли. 2010. №11. С.

23-35.

2. Акимова Е.Н. Параллельные алгоритмы решения обратных задач гравиметрии и магнитометрии на МВС-1000 / Е.Н. Акимова // Вестник ННГУ. 2009. №4. С.

181-189.

3. Bakushinsky A. Ill-Posed Problems: Theory and Applications / A. Bakushinsky, A. Goncharsky. London: Kluwer Akad. Publ., 1994.

4. Поляк Б.Т. Метод Ньютона и его роль в оптимизации и вычислительной математи ке / Б.Т. Поляк // Труды ИСА РАН. 2006. Т.28. С. 48–66.

5. 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 предвари тельном 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 ти па, требованиями к эффективности и стоимости разведочных работ, в нефтяной геофи зике возрастает актуальность «легких» методов, таких как магнитометрия.

Существующая сейчас магнитометрическая и гравиметрическая аппаратура поз воляет со сравнительно небольшими затратами получать достаточно точную и деталь ную информацию о геопотенциальных полях. Современные технологии их интерпрета ции дают информацию о строении участка, которая может служить «нулевым» при ближением для дальнейшего изучения участка более затратными геофизическими ме тодами.

Проведение магнитной съемки высокой детальности дает возможность выявле ния в геологической среде слабоконтрастных и малоразмерных объектов, которые мо гут быть индикаторами наличия нефтяной залежи. Известно, что зоны нефтегазоносно сти 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 XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике от них обусловлена тем, что геофизические наблюдения проходят на фоне помех со вершенно разной природы [6]. Это могут быть: градиенты магнитного поля от других геологических тел, в том числе региональные аномалии, иные геологические неодно родности;

вариации земного магнетизма и техногенные магнитные помехи;

погрешно сти приборов и методики измерений.

При наземных пешеходных магниторазведочных работах, как правило, приме няется режим измерений в конкретных, жестко закрепленных на местности пунктах наблюдений. Согласно инструкции по магниторазведке, это требование является обяза тельным 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] реали зован практически во всех современных моделях пешеходных геомагнитометров: оте чественных оверхаузеровских POS, зарубежных квантовых Scintrex, GEM, Geometrics.

Технология наземной магнитометрии в режиме непрерывных измерений в объе ме 420 км профилей была опробована во время проведения геофизических работ на од ном из перспективных на углеводороды участков Тюменской области. Съемка на участке размером 18 на 20 км выполнена с использованием магнитометров POS-1. За траченное время составило 30 рабочих дней. Аппаратура POS показала хорошую рабо ту при температурах до -30°С. Для определения координат точек наблюдения в поле вых 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, передают ся на компьютер. Используется программа DLPOSExplorer, входящая в комплект по ставки 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 геоде зических 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 режи ме.

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, приве денная в публикации [5]. Полученное предварительное решение показало, что наблю даемые магнитные аномалии вызваны неоднородностями среды, расположенными на глубинах порядка 3-4 км. Контраст в магнитных свойствах вышележащих слоев выра жен слабее.

Анализ изменения поля вдоль профилей показывает, что помимо плавно изме няющегося 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 достовер ного 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 дан ных вычислительная схема определяется формулой:

© ГИ УрО РАН, 1 H U ( x,0) x, (1) U k ( xi ', H ) = k ( xk xi ' ) 2 + H 2 k k где xk, xi ' координаты точек измерения поля, U k ( xk,0) вектор исходных данных на 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 воз можна 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 меж ду полем, пересчитанным на 20 м и усредненным в окне размером 1 км. Кривая отра жена на рисунке 1 внизу.

Профиля локальных аномалий приведены на рисунке 2 поверх карты магнитного поля участка. Некоторые особенности магнитного поля проявляются на соседних про филях, 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 по ля. Данный параметр может быть построен на площадной карте. Распределение усред ненного модуля интенсивности локальных аномалий по площади участка приведено заливкой на рисунке 2. Его интенсивность приведена в относительных единицах, мак симальное в пределах площади значение взято за единицу. Значения меньше 0,2 на кар те не приводятся, таким образом, отражены только области с повышенной величиной локальной составляющей поля.


XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике Для возможности выделения линеаментов, имеющих техногенное происхожде ние, 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 проводи лась, все данные участки профилей были исключены из обработки. Ряд микромагнит ных аномалий группируется в контур (рис.2д).

Рис.2. Магнитное поле участка и выделенные локальные аномалии вдоль профилей из мерения: а – изолинии полного вектора аномального магнитного поля;

б – остаточные локальные аномалии;

в – шоссе и грунтовые дороги;

г – линия электро передач;

д – контур, объединяющий расположение наибольших амплитуд локальных магнитных аномалий.

Согласно инструкции по магниторазведке, для оценки качества магнитометри ческой съемки проводятся контрольные измерения. В случае непрерывного режима та ким 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 ко ординат. При этом прямое сопоставление затруднено, т.к. рядовое и контрольное изме рения 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 попар ных разностей вычисляется по стандартной формуле.

© ГИ УрО РАН, Рис.3. Локальные аномалии, выделенные по рядовым и контрольным измерени ям 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 отражает выделение локальных аномалий по рядовым и контрольным измерениям на одном из профилей. Рассчитанная погрешность выявления локальных аномалий на раз ных профилях составляет от 1,2 до 0,8 нТл, что говорит о достоверности как качествен ных, так и количественных оценок.

Таким образом, применение непрерывного режима магнитных измерений позво ляет выявлять малоразмерные геологические особенности, слабоконтрастные в геомаг нитном поле, в частности в верхней части разреза на фоне более протяженных и интен сивных аномалий от глубинных магнитоактивных тел. Данные объекты могут служить индикатором находящихся на глубине структур, обладающих коллекторскими свой ствами.

Автор выражает благодарность своему научному руководителю к.ф.-м.н.

Ю.К. Доломанскому.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. 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– 2. 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.

3. 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.

4. Муравьев Л.А. Некоторые особенности непрерывного режима наземной магнитной съемки / Л.А. Муравьев // Вопросы теории и практики геологической интерпрета ции гравитационных, магнитных и электрических полей: Материалы XXXVI сес XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике сии Международного семинара (Казань, 26–31 января 2009 г.) – Казань: Изд-во Ка зан. гос. ун-та, 2009. – С. 240-241.

5. 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 6. 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 ха рактеризуется высокой сейсмичностью. Историческое и географическое освоение за падного побережья Японского моря можно отнести к современной истории, поэтому каких либо материалов о сейсмичности Японского моря позднего периода не существу ет. В современное время в Японском море происходят землетрясения различной силы, отмечаемые сейсмическими приборами, а также и цунамигенные землетрясения. Воз действию волн цунами подверглось и побережье Приморья.

В данной работе даётся описание проявления современной сейсмичности за со рокалетний 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, D100 км, 3. магнитуда должна быть семь и более, Мs7 [1].

Одной из сейсмически активных зон, где возникали цунамигенные землетрясе ния, является зона напротив Сангарского пролива или пролив Цугару, 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 неко торых источниках приводятся воспоминания очевидцев.

15 марта 1924 года в районе Углегорска (о. Сахалин) произошло землетрясение, получившее название Углегорского. В районе Углегорска в реке наблюдалось значи тельное 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. Вы © ГИ УрО РАН, 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 прибреж ным 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 северо западном побережье японских островов дважды сотрясалась цунамигенными землетря сениями. 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 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, 2 29.06.1975 10:37 38,76 129,99 560 6, 3 09.03.1977 14:27 41,61 130,88 528 6, 4 16.08.1979 21:31 41,81 130,79 588 6, 5 31.03.1980 7:32 35,45 135,47 359 6, 6 08.05.1981 23:34 42,66 139,13 200 6, 7 26.05.1983 2:59 40,46 139,10 23 7, 8 09.06.1983 12:49 40,24 139,02 30 6, 9 09.06.1983 13:04 40,27 139,02 28 6, 10 21.06.1983 6:25 41,35 139,10 9 6, 11 07.05.1987 3:05 46,74 139,23 430 6, 12 11.05.1990 13:10 41,82 130,86 578 6, 13 13.11.1990 2:35 46,10 138,64 14 6, 14 19.01.1993 14:39 38,65 133,46 448 6, 15 07.02.1993 13:27 37,63 137,24 10 6, 16 12.07.1993 13:17 42,85 139,20 16 7, 17 12.07.1993 14:45 43,12 139,18 33 6, 18 12.07.1993 16:01 42,83 139,29 28 6, 19 07.08.1993 19:42 41,99 139,84 13 6, 20 21.07.1994 18:36 42,34 132,87 471 7, 21 31.03.1995 14:01 38,21 135,01 354 6, 22 22.12.1996 14:53 43,21 138,92 226 6, 23 13.02.2000 2:57 42,85 131,57 513 6, 24 06.10.2000 4:30 35,46 133,13 10 6, 25 27.07.2003 6:25 47,15 139,25 470 6, 26 25.03.2007 0:41 37,34 136,59 8 6, 27 16.07.2007 1:13 37,53 138,45 12 6, 28 16.07.2007 14:17 36,81 134,85 350 6, 29 29.06.2008 20:53 45,16 137,45 326 6, 30 24.12.2009 0:23 42,24 134,72 392 6, 31 11.03.2011 19:46 40,48 139,05 10 6, Следует отметить, что каждое из происходящих цунамиопасных и цунамиген ных землетрясений в районе северо-западного побережья Японии почти всегда охваты вало одну и ту же область, афтершоки также почти всегда происходили в одних и тех 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 земле трясений, так как к ней приурочены и другие землетрясения: слабые, сильные, мелко фокусные, глубокофокусные. В целом центральная восточная часть Японского моря в близи северной части японских островов нередко подвергается сейсмическим сотрясе ниям, 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 вели чинам 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 М6, определяется качественное представле ние о сейсмичности региона и опасности возникновения цунами в Японском море.

© ГИ УрО РАН, Таблица 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, Количество 7 8 11 2 1 1 землетрясений Особенности распределения очагов сильных землетрясений по глубине можно анализировать по табл.3 и построенной на её основании гистограмме (рис.2).

Таблица 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- Количество 0 0 5 3 1 1 0 3 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. Относи тельно меньшее количество землетрясений имеют глубины 28-35 км, а землетрясения с глубиной 16-23 км единичны.

Отметим, что глубокие очаги (h200 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 цунамиопас ных 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 землетря сений 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.

XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике Рис. 3. Модель очагов сильных землетрясений в Японском море, 1973-2011 гг.

В результате проведённого анализа можно сделать следующие выводы:

1. Сильные сейсмические события в Японском море проявляются с магнитудой до М=7,8.

2. Анализ распределения плейстосейстовых областей сильных землетрясений (М6) выявляет зоны цунамиопасных землетрясений, они точно совпадают с границей конвергенции евразийской и североамериканской тектонических плит.

3. Анализ распределения землетрясений с 1973 по 2011 гг. в пространстве и по глу бине даёт возможность увязывать очаговые зоны глубоких землетрясений с пред положением, 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 Курило Камчатского желобов, литосферная плита проходит под дном Охотского и Япон ского морей, достигая Приморья на широтах от Владивостока до северной части залива Терпения на Сахалине. При этом передняя кромка плиты, положение кото рой определяется очагами глубоких землетрясений, опускается на глубину до 600 700 км [5], что глубокофокусные землетрясения могут иметь природу движения плит.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. 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.

2. Поплавская А.М. Цунами в Приморье 26 мая 1983 года и его последствия / А.М. Поплавская. Владивосток: ТОИ ДВНЦ АН СССР, 1988.

3. Кофф Г.Л. Риски цунами / Г.Л. Кофф. Владивосток: Дальнаука, 2010.

4. Кубай Б.В. Цунами / Б.В. Кубай, Т.П. Щербинина. Владивосток: ФГБУ «Примор ское УГМС», 2010.

5. 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.

© ГИ УрО РАН, 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 ис пользовать 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 одно значно рассчитать электрическое поле, которое возникнет при исследовании этой тер ритории (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 содер жат определенные погрешности, поэтому в силу некорректности обратной задачи воз никает неоднозначность и множество вариантов решения, что требует привлечения различной дополнительной информации, включая сведения о параметрах слоев, коэф фициентах 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 сопротивле ние, в то время как по известным физическим свойствам невозможно однозначно вос становить геологические характеристики среды. Поэтому на данном этапе также необ ходимо привлечение априорной информации. В итоге возникает множество возможных вариантов решений, отвечающих результатам полевой съемки ВЭЗ.

Одним из возможных путей решения этой проблемы является использование си стем с элементами искусственного интеллекта. Это направление является перспектив ным 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 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, ис пользуя базу знаний определенной области, которая позволяет делать необходимые вы воды 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 физико геологической интерпретации, поскольку на данный момент не созданы другие спосо бы его автоматизации. Для создания геологической модели необходимо использовать дополнительные физические характеристики, полученные на основе комплексирования методов. В данной работе сделана попытка поиска путей автоматизации физико математического этапа интерпретации.

Для создания достоверной модели геологической среды необходимо помимо по левых 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 физико математическом этапе. Устойчивость достигается за счет привлечения дополнительной информации. Однако априорные данные не могут однозначно соответствовать инфор мационным возможностям метода. К примеру, при сопоставлении геологического раз реза и обобщенных геоэлектрических слоев, выделенных по данным зондирования, возникают различные варианты. В процессе интерпретации выполняется формирование различных наборов опорных решений, критериев гладкости границ, влияния анизотро пии, соответствующей формированию обобщенных слоев, определение пределов экви валентности на основании статистических методов. Для наиболее полного использова ния априорной информации необходимо просмотреть сотни и тысячи вариантов реше ний, укладывающихся в рамки -эквивалентности [1, 2]. Вручную невозможно это сде лать 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 макси мального 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 про филей с общим количеством предполагаемых точек зондирования равным 80. Верхняя часть разреза характеризуется очень изменчивыми значениями удельного электриче ского сопротивления (УЭС). Сопротивление горных пород терригенно-карбонатной © ГИ УрО РАН, толщи, в целом, более устойчиво и зависит от содержания глинистых частиц. Соляно мергельная толща выделяется в разрезе пониженными значениями сопротивления. Ка менные соли являются опорным высокоомным горизонтом. На модели также отражены аномальные зоны, соответствующие областям нарушения водозащитной толщи и свя занные с возможными процессами соляного карстообразования. Геоэлектрический раз рез 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 не сколько 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 регуляри зации 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 контроль ными ВЭЗ. Одним из вариантов контроля может быть карта остаточных аномалий.

Полученный в результате интерпретации геоэлектрический разрез отражает ос новные особенности строения исходной модели и с достаточной точностью воспроиз водит свойства среды.

Следующим шагом является автоматизация физико-геологического этапа интер претации, основанная на интеллектуальных системах и создании базы модельных клас сов для решения различных геологических задач: поиска подземных вод, карстовых пу стот, месторождений и др. Целью является автоматическое формирование отчета опре деленной структуры, с необходимыми иллюстрациями и заключениями.

XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике Рис.4. Геоэлектрический разрез, полученный в результате интерпретации с при менением алгоритма регуляризации СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Колесников В.П. Основы интерпретации электрических зондирований / В.П. Колесников. – М.: Научный мир, 2007. – 248 с.

2. Колесников В.П. О повышении однозначности интерпретации электрических зон дирований / В.П. Колесников // Вестник Пермского университета. – Пермь: изда тельство ПГУ, 2011. – Вып. 2 (11). – C. 45-51.

3. 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, космодешиф рирования и орогидрографии. Внесены существенные коррективы относительно релье фа фундамента осадочного слоя, за поверхность которого принята кровля нижнеархей ских 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 нефтедо бывающих районов Волго-Уральской нефтегазовой провинции. Его территория, отно сительно палеозоя, достаточно хорошо изучена геолого-геофизическими исследовани ями. Что касается глубоко погруженных горизонтов осадочного слоя (к ним относятся предположительно субплатформенные докембрийские отложения), то они мало изуче ны. 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 © ГИ УрО РАН, 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 стро ения (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 техноло гия изучения нижнерифейского мегакомплекса и расположение параметрических, с по исковыми 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 суще ственно отличаться от принятой. А это отрицательно скажется на решении проблемы глубоко погруженных отложений осадочного слоя.

Основной структурой рассматриваемой территории является Калтасинская от рицательная 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, метаморфиче скими преобразованиями и интрузивной деятельностью. Поэтому одной из основных задач при решении проблемы глубинной нефти является целенаправленное изучение структурно-тектонических особенностей строения нижнерифейских комплексов с учё том 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 древ него фундамента по данным КМПВ;

6 – Переходного мегакомплекса в низах коры;

7 – Основной сейсмо геологический раздел Мохоровичича;

8 – Предполагаемые разрывные нарушения: а – разделяющие, пре имущественно, 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 глу бинными сейсмическими зондированиями районам России. Это Свердловское пресече ние ГСЗ, отработанное по полным системам непрерывного профилирования [1], Ураль XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике ский профиль, исследования на котором выполнены по системе ГСЗ и методу обмен ных волн удалённых землетрясений, геотраверс «Гранит» – по системе дифференци альных зондирований, комплексом сейсмических и других геофизических методов. В процессе обобщения, на основе разработанной методики глубинного геокартирования [1] составлены однотипные сейсмогеологические разрезы, объёмная плотностная мо дель верхней части литосферы, представленная в виде трёх крупных подразделений:

- первый сейсмогеологический этаж (до поверхности нижнеархейского кри сталлического 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 тек тонического районирования кристаллической коры территории с координатами 52°-58° в.д, 56°-58° с.ш. В процессе продолжения исследований в схему тектонического райо нирования верхней части земной коры, включая кристаллический фундамент, внесены коррективы с учетом информации по региональным профилям ОГТ, по которым со трудниками ОАО «Пермнефтегеофизика» и ООО «Пермлукойл» составлен макет тек тонической схемы поверхности фундамента предполагаемого архейско нижнепротерозойского возраста;

анализа потенциальных полей, выполненного в значи тельном объёме в Горном институте УрО РАН [3];

результатов космодешифрирования и анализа гидросети. Это позволило построить схему рельефа нижнеархейского кри сталлического фундамента, и схему тектонического районирования верхней части зем ной коры, согласованной с общей моделью ВЧЛ масштаба 1:500 000 (рис.4).

Рис.2. Объемная плотностная модель © ГИ УрО РАН, Рис.3. Схема тектонического районирования кристаллической коры Условные обозначения: Геоблоки (1, 2): 1 – Восточно-Уральский (ВУГБ);

2 – Уральская складчатая си стема (УСС);

Мегаблоки (3-5): 3 – Пермско-Камский (ПКМБ);

4 – Коми-Пермяцкий (КПМБ);

5 – Запад но-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 диагональ ные разломы (в), возможно сдвиговой природы (г).



Pages:     | 1 |   ...   | 4 | 5 || 7 | 8 |   ...   | 9 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.