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 |   ...   | 5 | 6 || 8 | 9 |

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

-- [ Страница 7 ] --

3. Установлено, что крупная отрицательная структура в поверхности древнего (нижне архейского) кристаллического фундамента представлена двумя блоками, различаю щимися по специфике строения ВЧЛ. Западный, названный Воткинским, соответ ствует Верхнекамской впадине с типичными чертами строения континентальной земной коры для такого типа. Восточный – Куединский блок –отличается аномаль ными чертами глубинного строения: значительное поднятие пород верхней мантии до 33,0-35,0 км возможно за счёт процессов преобразования пород нижней части земной коры в эклогиты [4], погружения поверхности нижней коры (т.н. «базальто вый слой»), увеличенной мощности нижнерифейского мегакомплекса, верхняя часть которого представлена Калтасинскими доломитами. На основе полученной информа ции делается также предположение о принадлежности Куединского блока к нижне рифейскому авлакогену.

Сложное тектоническое строение (см. рисунок 3) обусловлено сдвигами, субши ротными дислокациями и субвертикальными глубинными разломами. По ранее опуб ликованным данным [1] рассматриваемый район, особенно его восточная часть, нахо дится в пределах глубинной флюидо-динамической зоны, элементы которой проявлены в составленной схеме. Большинство известных месторождений юго-запада Пермского края находят объяснение в схеме тектонического районирования, поскольку, как пра вило, приурочены к узлам пересечения глубинных разломов различной направленно сти. А это указывает на значительную роль вертикальной составляющей в УВ-системе и может свидетельствовать о значительном потенциале субплатформенных осадочных отложений R, особенно доломитовых и карбонатных, карбонатно-терригенных ком плексов и их высокой нефтегазоперспективности.

XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике Необходимо форсировать их изучение. Прежде всего, это относится к целена правленному параметрическому бурению скважин глубиной 5,0 км, чему должно соот ветствовать продолжение начатых исследований, в первую очередь это относится к со зданию схематической тектонической карты нижнерифейских комплексов юго-запада Пермского края масштаба 1:500 000 с учётом установленных особенностей строения верхней части литосферы.

Рис.4. Схема (макет) тектонического районирования (Бардымская площадь), с учетом элементов новейшей тектоники (В.С. Дружинин, 2012) (Составлена на основе глубинной информации с учетом данных по космодешифриро ванию, геоморфологии и геофизических линеаментов) Условные обозначения: Блоки земной коры: СТБ – Северо-Татарский, УДБ – Удмурдский, ЮТС – Южно Татарский, НКБ – Нижнекамский, ВКБ - Воткинский, КЛБ - Калтасинский, ПРБ - Пермский, БКБ Бымско-Кунгурский, БШБ - Башкирский, СС - Сарапульская структура;

Границы основных тектонических подразделений: 1 – Калтасинский блок;

2 – Западная граница блоков с увеличенной глубиной залегания поверхности древнего кристаллического фундамента;

3 – Западная гра ница Воткинского блока;

Дизъюнктивная тектоника: 4 – Линеаменты новейшей тектоники;

Элемен ты глубинной тектоники: 5 – Субширотные дислокации;

6 – Субвертикальные разломы;

7 – Основные составляющие сдвиговой тектоники;

8 – Пограничные зоны;

9 – Известные месторождения нефти (Неганов В.М., 2010);

10 – Профили ГСЗ и их названия.

Исследования проведены с участием В.С. Дружинина, Н.И. Начапкина.

Работа выполнена при поддержке УрО РАН (проект ориентированных фунда ментальных исследований № 12-5-012-РОСТЭК).

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Дружинин В.С. Роль информации о строении верхней части литосферы Уральского региона для решения региональных задач тектонического районирования и оценки © ГИ УрО РАН, нефтегазоперспективности исследуемых территорий [монография] / В.С. Дружинин, Н.И. Начапкин, В.Ю. Осипов. – Германия, 2012. – 153 с.

2. Неганов В.М. Сейсмогеологическая интерпретация геофизических материалов Среднего Приуралья и перспективы дальнейших исследований на нефть и газ / В.М. Неганов. – Пермь, 2010. – 248 с.

3. Новоселицкий В.М. Основные технологии векторной обработки и интерпретации гравитационных и магнитных полей / В.М. Новоселицкий [и др.] // Вопросы теории и практики геологической интерпретации гравитационных, магнитных и электри ческих полей: материалы сес. Междунар. науч. семинара им. Д.Г. Успенского. – М.:

ОИФЗ РАН, 2001. – С. 71-72.

4. Ярош А.Я. Связь верхней мантии со структурами земной коры Пермского При уралья / А.Я. Ярош, В.С. Дружинин, Г.Г. Красин // Геофизические методы поисков и разведки: сборник статей. – вып. 1. – СГИ. Свердловск, 1975. – С. 13-20.

Н.С. Попова, М.Г. Бояршинова Пермский государственный национальный исследовательский университет, г. Пермь Филиал ООО «ЛУКОЙЛ-Инжиниринг» «ПермНИПИнефть», г. Пермь ЛИТОЛОГИЧЕСКОЕ РАСЧЛЕНЕНИЕ КАРБОНАТНЫХ ПОРОД КОЛЛЕКТОРОВ ПО ГЕОФИЗИЧЕСКИМ И ПЕТРОФИЗИЧЕСКИМ ДАННЫМ Значительная часть добычи углеводородов в Пермском крае связана с карбонат ными коллекторами. Литологический состав пород-коллекторов оказывает существен ное влияние на определение их фильтрационно-емкостных свойств геофизическими методами [5]. В данной статье, в связи с необходимостью дифференциации пород коллекторов, рассматривается возможность литологического расчленения карбонатных отложений по геофизическим и петрофизическим данным на примере фаменско турнейских отложений северо-восточной части Башкирского свода.

Верхнедевонско-турнейский карбонатный нефтегазоносный комплекс является одним из главных в Пермском крае. Содержит 11,8% суммарных геологических ресур сов жидких углеводородов, около 23% ресурсов растворенного газа, 9,1% свободного газа и около 8% конденсата [4].

Карбонатная зарифовая толща фаменского яруса северной части Башкирского свода до недавнего времени считалась малоперспективной для поисков новых залежей нефти, несмотря на многочисленные факты притоков нефти из различных интервалов фаменских отложений. Как правило, эти притоки квалифицировались лишь как след ствие обнаружения непромышленных скоплений или просто как нефтепроявления, что объясняется невысокой интенсивностью притоков нефти. Однако многие геологи отме чали перспективность фаменских зарифовых отложений (С.И. Шкарубо, И.И. Литвинова, В.А. Ощепков и др.) [1].

В административном плане территория исследований расположена в юго восточной части Пермского края. В тектоническом отношении – в восточной части Волго-Уральской антеклизы Восточно-Европейской платформы. Палеогеографически и палеотектонически большая часть района исследований приходится на северную часть Таныпско-Тартинской атоллообразной банки и северную часть Уразметьевского ком пенсированного прогиба Камско-Кинельской системы прогибов (ККСП). Структурный верхнедевонский план территории был образован в позднефранское время, когда фор мировались многочисленные органогенные постройки. По результатам исследований многих авторов (Ю.И. Кузнецов, В.А. Ощепков, Э.К. Сташкова, А.П. Вилесов и др.) XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике большую часть фаменского века седиментация в пределах изучаемой территории про исходила в условиях зарифового мелководья.

Литологические исследования всего многообразия карбонатных пород фамен ского яруса Башкирского свода позволили установить, что формирование мощной кар бонатной толщи этого района происходило в обстановках трех фациальных зон: откры того мелководного шельфа с нормальной соленостью, относительно изолированной мелководной шельфовой лагуны и эвапоритовой (себховой) равнины [1, 2].

Для каждой фациальной зоны характерны свои литогенетические типы (ЛГТ) пород. Объединяя все ЛГТ по составу, можно сказать, что зоне открытого шельфа со ответствуют преимущественно известняки, зоне шельфовой лагуны – чаще всего пере ходные разности (известняки доломитовые и доломиты известковые) с включениями сульфатов, зоне себховой равнины – доломиты с включениями сульфатов.

В турнейское время осадконакопление носило преимущественно унаследован ный характер.

Как известно, процесс доломитизации по-разному влияет на формирование по ристости в породах. Так, на стадии диагенеза доломитизация известкового ила, проте кающая под воздействием перенасыщенных растворов, приводит к образованию доло митов, пористость которых ничтожно мала [3]. Доломиты исследуемой территории как раз являются диагенетическими, то есть не будут представлять интереса с точки зрения потенциальных коллекторов. Соответственно наибольший интерес в плане нефтегазо носности будут представлять известняки открытого мелководного шельфа.

В ходе выполнения работы использованы результаты исследования керна в ко личестве 200 образцов, отобранных из пяти скважин Аспинского, Лесного, Преобра женского и Соловатовского нефтяных месторождений, а также данные комплекса гео физических исследований скважин (ГИС). Все образцы разделены на три группы, соот ветствующие выделенным по результатам анализа кернового материала трем крупным литотипам: известняки, переходные разности (известняки доломитовые и доломиты из вестковые), доломиты. На известняки приходится 98 образцов, на переходные разности – 78, на доломиты – 24 образца керна.

Рис.1. Сопоставление пористости и проницаемости по разным литотипам © ГИ УрО РАН, По зависимости пористости от проницаемости (рис.1) не проявляется однознач ная граница между литотипами, поэтому требуются дополнительные признаки для установления геофизических и петрофизических особенностей различных типов карбо натных пород. В дальнейшем, на основе этой информации возможна реконструкция разреза исследуемой территории, а построение попластовых карт, отражающих преоб ладающий тип отложений, позволит выделить наиболее перспективные участки для разработки.

Из геофизических данных, полученных в скважинах с отбором керна, использо ваны показания бокового (БК), акустического (АК), нейтронного (НК) каротажа. В ре зультате привязки керна по данным гамма-сканирования выявлено соответствие значе ний удельного электрического сопротивления (УЭС), интервального времени пробега продольной волны, водородосодержания конкретным образцам керна.

Таким образом, каждый изучаемый образец керна охарактеризован шестью при знаками – УЭС, интервальным временем пробега продольной волны, водородосодер жанием, определенными по ГИС, а также плотностью, значениями радиусов и извили стости поровых каналов, определенными по керну.

Рис.2. Распределение литотипов по классам а – плотности, б – УЭС, в – интервального времени пробега продольной волны, г – водородосодержания, д – радиусов поровых каналов, е – извилистости поровых каналов известняк, переходные разности, доломит XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике По каждому из признаков построены распределения выделенных литотипов по классам (рис.2). Более дифференцированно литологические разности выделяются по плотности, УЭС и извилистости поровых каналов. Оставшиеся три признака можно ис пользовать в качестве дополнительных критериев. Так или иначе, существует возмож ность успешного расчленения карбонатного разреза по геофизическим признакам на петрофизической основе скважин с подробным исследованием керна. В дальнейшем предполагается выполнить кластерный анализ данных исследования скважин без отбо ра керна, количественно оценить компонентный состав изучаемых отложений по дан ным ГИС и сравнить его с результатами лабораторных исследований.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Бояршинова М.Г. Литолого-фациальная характеристика фаменских отложений се веро-восточной части Башкирского свода / М.Г. Бояршинова, Е.Е. Винокурова // Фациальный анализ в нефтегазовой литологии: труды II Регионального совещания.

– Томск: Изд-во ЦППС НД, 2012. – С. 86-92.

2. Вилесов А.П. Изучение литолого-фациального строения продуктивной карбонат ной толщи фаменского яруса Башкирского свода с целью повышения эффективно сти геолого-разведочных работ / А.П. Вилесов, Е.В. Пятунина // Нефтяное хозяй ство. №6. 2011. С. 82-85.

3. Золоева Г.М. Изучение карбонатных коллекторов методами промысловой геофизи ки / Г.М. Золоева [и др.]. М.: «Недра», 1977. 176 с.

4. Лядова Н.А. Геология и разработка нефтяных месторождений Пермского края / Н.А. Лядова, Ю.А. Яковлев, А.В. Распопов. М.: ВНИИОЭНГ, 2010. 335 с.

Попова Н.С. Разработка алгоритма определения пористости и литологического со 5.

става сульфатно-карбонатных пород-коллекторов по геофизическим данным / Н.С. Попова, А.С. Некрасов // Геофизика, 5. – М.: РИЦ ЕАГО, 2011. – С. 89-92.

И.В. Пудова, Н.Ю. Афонин Институт экологических проблем Севера УрО РАН, г. Архангельск ОПЫТ ПРИМЕНЕНИЯ МАЛОГЛУБИННОЙ СЕЙСМОРАЗВЕДКИ В ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЯХ ГРУНТОВ НИКОЛЬСКОЙ ЦЕРКВИ Нашему поколению досталось большое наследие в виде разрушенных храмов и церквей. Большинство из них относятся к памятникам архитектуры, часть которых пра вославная церковь пытается восстановить собственными силами. Сохранение истори ко-культурного наследия жизненно необходимо в условиях современной действитель ности, особенно для подрастающего поколения [1].

Объектом исследований, в рамках данной работы, является сильно разрушенная Никольская церковь: полностью отсутствуют перекрытия, часть стен опирается на фундамент, в котором есть полости и выбоины (рис.1).

Для восстановления таких объектов важным моментом является характеристика сферы взаимодействия геологической среды и уникального сооружения. Геофизиче ские методы, в том числе и сейсморазведочный метод, успешно применяются для де тального обследования грунтов и фундаментов ответственных сооружений [2]. Инже нерно-геологическая обстановка в Нижегородской области связана с наличием карсто вых зон, 14-15% от всей площади области занимает сульфатный, сульфатно– карбонатный и карбонатный типы карстов.

© ГИ УрО РАН, Рис.1. Никольская церковь, г. Ворсма Нижегородской области Решаемые задачи – определить общую геологическую обстановку под разру шенным сооружением;

связать полученные результаты с имеющимися данными по скважинам и шурфам;

дать информацию для проведения дальнейших мероприятий по укреплению основания. Используемый метод – малоглубинная сейсморазведка мето дом преломленных волн – позволяет выявить пространственное распределение и коли чественную оценку упругих и других свойств геологической среды при изучении ин женерно-геологических процессов и состояния грунтов оснований храма [3].

Используемая аппаратура: переносная сейсморазведочная станция Geode (USA), 12-канальная сейсмическая коса и 12 сейсмоприемников с полосой пропускания от до 40 Гц. Возбуждения упругих колебаний проводились с помощью кувалды (8 кг) по металлической пластине. Для увеличения соотношения «сигнал-помеха» удары выпол нялись серией (по тестовым наблюдениям до 5 ударов), записи суммировались.

Рис.2. Схема расположения сейсморазведочных профилей у подножия стен и внутри церкви Никольская, скважины, шурфы Основная отработка профилей осуществлена по периметру церкви, профиля 5- заложены внутри сооружения, так как отсутствовало основание. На рисунке 2 пред XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике ставлена схема расположения сейсморазведочных профилей у подножия стен и внутри Никольской церкви с заданием условных координат по осям Х, У участка работ. Си стема наблюдений профильная, пункты возбуждения с выносом (максимальный 40 м) (рис.3).

Рис.3. Профильная система наблюдений по профилю Выбор системы наблюдений был задан исходя из возможности дальнейшей то мографической обработки и более детального выделения неоднородностей. Профиль наблюдений составляет 11 м, расстояние между каналами 1 м. Обработка материалов проводилась с помощью специализированной программы «RadExPro+» (МГУ им. М.В. Ломоносова). На первом этапе построены преломляющие границы по систе мам встречных и нагоняющих годографов способом t0 и t разностных, составлены сей смические разрезы, проведена интерпретация материала. На втором этапе будет прово диться томографическая обработка.

Верхнюю часть разреза представляют следующие инженерно-геологические элементы (по результатам бурения): техногенный слой (наносной песок, мусор, битый кирпич, галька), слой супесей, ниже залегает песок, водонасыщенный песок и глины (рис.4б).

Рис.4. Сейсмогеологические разрезы профилей 9, 12 расположенных вдоль северной стены храма относительно условных координат По результатам сейсморазведочных работ и интерпретации полученных матери алов построены сейсмогеологические разрезы. На рисунке 4а представлен один из сей смогеологических разрезов по линии профилей 9, 12. Он был проложен в метре от стен церкви с северной стороны. Первая преломляющая граница разделяет техногенные от ложения и отложения супесей. Средние скорости верхнего слоя (V1) в пределах 203 249 м/с, граничные скорости Vгр1=405-567 м/с. Вторая преломляющая граница разде ляет отложения супесей и песков. Средние скорости до второго преломляющего гори © ГИ УрО РАН, зонта (V2) в пределах 246-291 м/с, граничные скорости вдоль выделенной границы Vгр2=1260-1280 м/с.

Мощность техногенного слоя на участке исследований в среднем составляет от до 2 м. Небольшое увеличение мощности от 2 до 2,2 м просматривается напротив се верной стороны трапезной (профиль 9, координата по оси Х: 37-40 м) и далее в направ лении до середины крыльца молельного зала (профиль 12, координата по оси Х: 40 43 м). Напротив северо-восточного угла молельного зала мощность техногенного слоя достигает 1,7-1,8 м.

Мощность слоя супесей в среднем 2 м. Небольшое понижение границы и увели чение мощности до 2,5-3 м просматривается напротив восточной стороны крыльца мо лельного зала и его северо-восточного угла (профиль 12, координата по оси Х: 44-51 м).

На участке напротив северо-восточного угла трапезной (профиль 9, координата по оси Х: 36-40 м) выделена потеря корреляции поверхностных волн, предположительно, на глубине 3 м, что указывает на неоднородность в среде.

Рис.5. Сейсмогеологические разрезы по профилям 5- На рисунке 5 представлены сейсмогеологические разрезы верхней части разреза по профилям 5 и 6, и показаны некоторые характерные записи. Отметим, что данные профиля находятся внутри здания. Первая преломляющая граница разделяет техноген ные отложения и отложения супесей. Средние скорости верхнего слоя (V1) в пределах 194-237 м/с, граничные скорости Vгр1=402-428 м/с. Мощность техногенного слоя уве личивается к южному алтарю трапезной до 2 м. Выделена вторая преломляющая гра ница, средние скорости до второго преломляющего горизонта (V2) в пределах 209 284 м/с, граничные скорости вдоль границы песков Vгр2=1250-1270 м/с. Мощность слоя супесей по профилю 5 составляет 1-1,5 м, просматривается понижение границы к восточной стене трапезной (координата по оси Х: 34-36 м). Мощность слоя супесей по профилю 6 составляет 2,3-3,1 м, граница ровная.

На ряде сейсмограмм выделены дифрагированные волны, предположительно связанные с наличием в среде локальных неоднородностей (рис.6а). На сейсмограммах на участке работ выделяются также зоны потери корреляции волны и зоны поглощения амплитуд. Например, на профиле 2 (рис.6б) представленная зона отождествляется нами как засыпанный подвал. При вскрытии шурфом этой зоны, были обнаружены останки черепов и костей, приблизительно на глубине 1,5 м. Данные неоднородности не отож дествляются нами как карстовые зоны, которые так же не были выделены по данным бурения.

XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике Рис.6. Сейсмограммы по профилю а) ПР4;

б) ПР Рис.7. Распределение средней скорости до первого преломляющего горизонта на участке работ По полученным материалам построено распределение скоростей на всем участке исследований для выделения наиболее ослабленных зон. Выделено несколько аномальных участков (рис.7): две низкоскоростные зоны верхняя часть основания церкви (при вскрытии шурфами там были обнаруженны остатки человеческих костей), три зоны потери корреляции поверхностных волн и четыре зоны отсутствия корреля ции второго преломляющего горизонта. Эти данные необходимо учесть при восстановлении храма.

В задачу исследований входила проработка методики системы наблюдений для сильно разрушенных объектов, учет влияния стесненной застройки соседних зданий и условий внутренней планировки. Положительным в данном случае было то, что удалось отработать часть профилей внутри храма. Недостаточное расстояние выноса пунктов возбуждений от линии приема дало малую глубинность исследований.

Возможно, обработка материала методом сейсмической лучевой томографии с применением алгоритма адаптивной автоматической параметризации среды в терминах скоростей и глубин сейсмических границ (ИФЗ им. О.Ю. Шмидта), даст более углуб ленную характеристику среды. Для томографической обработки установлена скорост ная модель среды: первый слой – техногенный, имеющий средние скорости продоль ных волн 170-240 м/с и мощность техногенного слоя в среднем от 1 до 2 м;

второй слой – супеси, средние скорости продольных волн в супесях от 250 до 330 м/с, мощность су песей 1,8-2,9 м;

третий слой – пески, мощность слоя которых 4 м.

© ГИ УрО РАН, Таким образом, данные исследования позволили определить общую геологиче скую обстановку под разрушенным сооружением, выделить наиболее ослабленные зоны и предоставить информацию строителям для реставрации храма.

Работа выполнена при частичной поддержке проекта в рамках ФЦП соглаше ние 8331, инициативного проекта №12-Y-5-1006, молодежного проекта №13-5-НП 345.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Игумен Иосия (Сидунов) Опыт организации строительных и реставрационных ра бот в Свято-Троицкой Сергиевой Лавре / Игумен Иосия (Сидунов) // Сборник тру дов 3-го Международного научно-практического Симпозиума «Природные условия строительства и сохранения храмов Православной Руси». – Сергиев Посад: Патри арший полиграфический центр, 2006. – С. 14-24.

2. Сейсмологические исследования в арктических и приарктических регионах / Под ред. чл.-корр. РАН Ф.Н. Юдахина. – Екатеринбург: УрО РАН, 2011. – 244 с.

3. Боганик Г.Н. Сейсморазведка: учебник для вузов / Г.Н. Боганик, И.И. Гурвич. – Тверь: Издательство АИС, 2006. – 744 с.

Р.С. Романов ФГБОУ ВПО «Уральский государственный горный университет», г. Екатеринбург ТЕОРЕТИЧЕСКИЕ ПРЕДПОСЫЛКИ ОКОНТУРИВАНИЯ РУДНЫХ ЗАЛЕЖЕЙ С ПРИМЕНЕНИЕМ ПОГРУЖЕННОЙ ДВУХПОЛЮСНОЙ УСТАНОВКИ Метод заряда является одним из основных методов скважинной электроразведки и имеет богатую историю. Это связано с тем, что он прост в исполнении и не требует специализированной аппаратуры. Теоретические и экспериментальные основы метода, заложенные К. Шлюмберже, И.К. Овчинниковым, А.С. Семеновым и другими исследо вателями в 30–40 годах прошлого века, продолжают непрерывно совершенствоваться и развиваться.

Данная работа направлена на теоретическое обоснование оконтуривания рудных залежей с применением двухполюсной погруженной установки.

Известна методика, дающая возможность оконтуривания заряженных тел, нахо дящихся на небольшой глубине, по экстремумам графиков градиент-потенциалов. Но она имеет свои недостатки [1]. Одним из главных недостатков в этой методике является необходимость наличия удаленного «бесконечность» заземления. Другим недостатком данной методики являются неточности результатов при попытках оконтуривания глу бокозалегающих тел, для которых экстремумы значительно смещаются относительного границ рудных тел.

Ввиду недостатков методики, рассмотренной выше, была предложена методика оконтуривания рудных тел с применением двухполюсной установки [2]. Теоретические исследования по новой методике были проведены путем физического моделирования в электролитической ванне. С течением времени и развитием вычислительной техники, представилась возможность выполнить исследования путем аналитических расчетов поля.

В настоящей работе приводятся результаты расчета электрического поля токо вой системы «заряженное тело – отрицательный точечный источник». Расчеты прово дились с применением решения, известного из работы [3], при допущении, что заря женное тело – это идеально проводящий плоский диск, расположенный в изотропном XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике проводящем полупространстве. Были учтены эффекты влияния границы раздела «зем ля-воздух», а также эффекты взаимовлияния заряженной пластины и точечного источ ника, а поле изучалось на поверхности полупространства. По результатам этих расче тов построены картины изолиний потенциала в нижнем полупространстве, графики градиент-потенциала поля положительно заряженного тела и суммы полей положи тельно заряженного тела и точечного отрицательного источника на разных глубинах.

Картины поля дают представление о его структуре и условиях растекания тока при двух вариантах токовой установки.

Из приводимых графиков градиент-потенциала при малых глубинах положение экстремумов градиент-потенциала для сравниваемых токовых установок не сильно раз личается и приблизительно соответствуют границам заряженного тела (рис.1).

Рис.1. Графики градиент-потенциала от заряженного тела (1) и от системы «заряженное тело – отрицательный точечный источник» (2) на малых глубинах Рис.2. Графики градиент-потенциала от заряженного тела (1) и от системы «заряженное тело – отрицательный точечный источник» (2) на больших глубинах Одним из главных преимуществ данной методики при исследованиях на малых глубинах перед стандартной модификацией метода заряда является отсутствие зазем © ГИ УрО РАН, ления «бесконечность», что существенно сокращает временные и финансовые затраты и трудоемкость метода.

С увеличением глубины, градиенты двухполюсной установки остаются близки границам тела, а при традиционном варианте экстремумы значительно смещаются (рис.2). Последний пример показывает перспективность применения двухполюсной установки в методе заряда и, следовательно, необходимость продолжения исследова ний по моделированию полей для различных взаимоположений заряженного тела и то чечного источника.

Хотя данный вариант заряженного тела требует возможности помещения отри цательного источника под пересеченное рудное тело, что не всегда обеспечивается, он может быть рекомендован для проведения разведочных работ и накопления производ ственного опыта.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Родионов П.Ф. Электроразведка методом заряда / П.Ф. Родионов. – М.: Наука, 1971.

2. Сапожников В.М. Математическая обработка и интерпретация материалов метода заряда: учеб. пособие / В.М. Сапожников. – Свердловск: изд-во УПИ им. С.М. Кирова, 1977. – 50 с.

3. Семенов М.В. Электроразведка рудных полей методом заряда / М.В. Семенов [и др.]. – Л.: Недра, 1984. – 216 с.

М.А. Романова ФГБОУ ВПО «Уральский государственный горный университет», г. Екатеринбург ФИЗИКО-ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ОБОСНОВАНИЕ ПРИМЕНЕНИЯ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ МЕТОДОВ ДЛЯ ПОИСКА ЭПИГЕНЕТИЧЕСКИХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ УРАНА Корректное применение геофизических методов для поисков месторождений полезных ископаемых возможно только при наличии обоснованного комплекса физи ко-геологических предпосылок. Наиболее ярким примером является поиск сульфидных месторождений электроразведочными методами. Эти методы эффективны при концен трации сульфидов свыше десяти процентов.

В урановых объектах содержание полезного компонента обычно не превышает десятых долей, реже – первых процентов. Урановые минералы по плотности, магнит ной восприимчивости, удельному электрическому сопротивлению и поляризуемости незначительно отличаются от вмещающих горных пород. Соответственно методы гра виразведки, магниторазведки и электроразведки не могут использоваться в прямых по исках урана.

Радиометрические методы выделяют зоны с повышенными содержаниями ради онуклидов (в т.ч. и урана), но характеризуются малой глубинностью и не эффективны при поисках глубокозалегающих месторождений с поверхности. Глубинный эманаци онный трековый метод не даёт нужных результатов. Это следует из сопоставления ин тервала половинного ослабления активности потока радона (0,4-0,7 м в грунтах), ско рости миграции радона в обводненных горных породах и его периода полураспада.

Применение методов общей геофизики для выделения физико-химических барь еров, извлекающих уран из растворов, весьма проблематично. Основание:

минералы, которые обычно полагают осадителями (восстановителями) ура на (сульфиды, органические вещества и т.п.) в урановорудных зонах и вбли XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике зи них имеют практически те же концентрации, что и сам уран. На глубинах более 50 м подобные минеральные скопления выделить сложно;

минералы-восстановители рудных зон должны давать отрицательные ано малии естественного электрического поля (ЕП). Вместо этого, по многочис ленным данным каротажа ПС урановорудные зоны либо не выделяются со всем, либо связаны с положительными аномалиями потенциала ЕП.

Известно, что в некоторых случаях уран находится на участках с повышенными концентрациями органического вещества. Но органическое вещество не определяется геофизическими методами, применяемыми при поисках урана. Кроме того, по ряду причин, обязательность осаждения урана органическим веществом представляется со мнительной [1].

Таким образом, устанавливается проблема обоснования применимости геофизи ческих методов для поиска урановых месторождений, которая требует решения.

Обратимся к известным физико-геологическим особенностям, присущим фор мированию урановых руд. В частности, к результатам изучения распределений урана в потоках вод, протекающих через болота Канады и США. Воды потоков, втекающих в болота, характеризуется повышенными концентрациями урана (около 310-4 г/л). Воды болот имеют высокие концентрации урана (210-3 г/л и более). Воды, вытекающие из болот, содержат уран в фоновых концентрациях (510-6 г/л и менее). Обычно полагает ся, что высокие концентрации урана в водах болот являются следствием разрушения урансодержащих веществ в торфяниках и гумусе с концентрацией урана до 0,10,2%.

Хотя более логичным представляется накопление урана из втекающих потоков. При этом первичное накопление происходит в воде болот, а вторичное – в твердой фазе.

Объяснение локальности накопления урана в потоке вод, с позиций стандартных представлений геохимии и гидрогеохимии, сомнительно по следующим причинам:

1) На сегодняшний момент геохимические представления основаны на термоди намике. Но применение термодинамики к геологическим процессам не всегда оправда но. Термодинамический подход используется для характеристики химических процес сов в закрытых средах (рис.1). В реальных геологических средах механический процесс – течение вод – обуславливает удаление части реагентов из места реакции и привнос новых. Таким образом, геологические среды являются открытыми средами. То есть к реакциям, происходящим в реагирующем объеме, через посредство потока добавляют ся реакции взаимодействия самого реагирующего объема с окружающей его средой.

Рис.1. Схематическое сопоставление условий прохождения химических реакций в раз личных средах 2) Еще одним существенным отклонением процессов, происходящих в геологи ческих средах, от термодинамических представлений является структурный фактор.

© ГИ УрО РАН, Общеизвестно, что геометрия пространства, в котором происходят геологические про цессы, оказывает существенное воздействие на процесс формирования руд. То есть хи мические процессы перехода веществ из вод в твердое состояние зависят от формы по тока миграции рудных веществ. Известно также, что в лабораторных условиях прохож дение химических реакций не зависит от формы объема. Соответственно, без дополни тельных условий объяснение известного геологического факта – накопления рудных веществ в «структурных ловушках» – на основе использования только термодинамиче ских представлений невозможно. В реальных геологических средах использование тер модинамических характеристик взаимодействия горных пород и вод должно произво диться с обязательным учетом влияния дополнительных факторов.

Наиболее общей и обязательной в гидрогенных месторождениях является струк турная особенность: приуроченность оруденения к местам изменения поперечного се чения водопроводящего канала. На этих местах изменяется скорость течения потока:

чем больше поперечное сечение потока, тем меньше его скорость, и наоборот (рис.2).

Рис.2. Схема распределения характеристик электрического поля в месте выхода потока вод из трещин в открытое пространство Геометрические характеристики среды непосредственно на прохождение хими ческих реакций влияния не оказывают. Зато скорость течения потока вод может влиять на химические реакции путем воздействия ЕП, возникающего при движении вод отно сительно горных пород. Известна формула (1) зависимости напряженности электриче ского поля от скорости течения вод [2]:

, (1) E= r где дзета-потенциал двойного электрического слоя, v – скорость движения раство ра, Е напряженность электрического поля, r радиус капилляра, удельное элек трическое сопротивление жидкости, диэлектрическая проницаемость раствора.

Напряженность электрического поля оказывает непосредственное и направлен ное силовое воздействие на электрически заряженные частицы твердой и жидкой фаз (ионы). Соответственно, происходит воздействие и на обмен веществ между фазами.

Электрическое поле обуславливает прохождение электрического тока в прово дящих средах. При этом на распределение тока в пространстве неизбежно влияние гео XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике метрических параметров окружающей и реагирующей сред, а также их удельных элек трических сопротивлений.

Фильтрация потока вод через пористую среду в едином направлении обеспечи вает формирование электрического поля по течению потока. Согласно имеющимся теоретическим и экспериментальным данным:

- начало потока отмечается отрицательными значениями потенциала;

- фронт потока – положительными.

Известно, что при стекании вод с холма разница потенциала ЕП между верши ной и подошвой может достигать 600 мВ и более. Подобный уровень достаточен для прохождения многих электрохимических реакций.

Электрическое поле оказывает на воды силовое воздействие, препятствующее движению катионов (и растворенных веществ целом). В местах повышения напряжен ности электрического поля (изменения поперечного сечения потока) условия для накопления рудных веществ непосредственно в водах наиболее благоприятны.

Это представление полностью соответствует обобщению результатов радиогид рогеохимических исследований А.К. Лисицына [3] (рис.3).

Рис.3. Распределение значений основных физико-химических параметров, определен ных по скважинам одного из урановых месторождений Южного Казахстана Итак, уровень напряженности электрического поля определяется скоростью по тока вод за счет изменения его поперечного сечения. Кроме того, при прочих равных условиях участки возрастания удельного электрического сопротивления вмещающих горных пород характеризуются большим уровнем напряженности электрического поля по сравнению с участками низкого сопротивления. Соответственно, изменяется интен сивность перехода веществ между жидкой и твердой фазами [4].

Приведенное представление является упрощенной моделью формирования руд.

Данные электроразведки доказывают приуроченность урановорудных объектов к бло кам горных пород аномально высокого удельного электрического сопротивления. Кро ме того, на урановорудных зонах наблюдается наличие положительных аномалий есте ственного электрического поля.

Экспериментальным подтверждением влияния поперечного сечения потока вод на осаждение из него радионуклидов являются результаты радиационных обследова ний на технологическом оборудовании добычи нефти. Пластовые воды, поступающие в оборудование вместе с нефтью, зачастую характеризуются повышенными активностя ми радионуклидов. Осаждение радионуклидов на стенках труб и емкостей приводит к возрастанию их гамма-активности. Отмечено повышение МЭД труб на участках увели © ГИ УрО РАН, чения их диаметра. Особенно интенсивное повышение МЭД свойственно буферным емкостям. Выявлено различие распределений МЭД по буферным емкостям в зависимо сти от направления потока. Продольный ввод потока характеризуется резким возраста нием МЭД на участке ввода и постепенным понижением к месту вывода потока водо нефтяной эмульсии.

Следует обратить внимание на сходство уровней суммарной альфа активности пластовых вод ряда нефтяных месторождений и урановых месторождений. Это застав ляет задуматься о реальной скорости образования руд урановых месторождений, т.к.

возрастание содержаний радионуклидов в технологическом оборудовании на нефтедо быче составляет первые годы до выхода на асимптоту.

Приведенные особенности подтверждают соответствие реальности модифици рованного представления. В природных условиях распределения потенциала есте ственного электрического поля и удельного электрического сопротивления горных по род достаточно надежно изучаются с помощью методов электроразведки. Все указан ные особенности можно и нужно использовать в практике поиска урановых месторож дений и, возможно, эксплуатации.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Романов А.М. Модификация физико-геологических представлений о формирова нии эпигенетических месторождений урана / А.М. Романов, М.А. Романова. – Ека теринбург, 2012. – С. 119-131.

2. Фридрихсберг Д.А. Курс коллоидной химии / Д.А. Фридрихсберг. – Л.: Химия, 1974.

3. Лисицын А.К. Гидрогеохимия рудообразования / А.К. Лисицын. – М.: Недра, 1975.

4. Романов А.М. Взаимодействие вод с горными породами / А.М. Романов. – Алматы:

ИВТ НАК «Казатомпром», 2003.

П.А. Рязанцев Институт геологии КарНЦ РАН, г. Петрозаводск ОСОБЕННОСТИ ГЕОЭЛЕКТРИЧЕСКОГО МОДЕЛИРОВАНИЯ ПРИ ИЗУЧЕНИИ НАРУШЕННОСТИ ГРАНИТНОГО МАССИВА Введение. Важной частью успешного применения электроразведочной геофизи ки является выбор физико-геологической модели, которая наиболее полно определяла бы особенности геологического разреза и отвечала информационным возможностям используемых методов [1]. Поэтому изучение особенностей моделирования при созда нии геоэлектрических разрезов может являться дополнительным средством для улуч шения последующей интерпретации. Следует отметить, что для каждого отдельного случая геологического строения или методологии проводимых работ существует своя специфика создания моделей.

В данной работе анализируются результаты опытно-методических работ по изу чению нарушенности, проведённых на Салминском массиве гранитов-рапакиви, распо ложенном в Республике Карелия. Интерес к данному объекту обусловлен тем, что гра ниты-рапакиви характеризуются, как правило, высокими удельными сопротивлениями, что на фоне обводнённости зон ослабления приводит к возникновению резкой кон трастности. В результате чего возникает целый ряд особенностей при построении гео электрических моделей, недоучёт которых понижает качество проводимых работ.

Объект исследования и методы его изучения. Салминский многофазный мас сив гранитов-рапакиви – один из нескольких плутонов, расположенных вдоль южной XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике краевой части Фенноскандинавского щита в виде пояса, в котором он занимает наибо лее восточное положение и является по времени образования самым молодым [2].

Практический интерес к его изучению обусловлен возможностью разведки новых ме сторождений облицовочного камня. Исследование нарушений и тектонических напря жений в пределах Салминского массива показало, что современная картина его трещи новатости обусловлена как прототектоникой, так и новейшей тектоникой [3]. В преде лах массива был выделен ряд участков, на которых выполнялись опытно-методические работы по изучению трещиноватости с использованием геофизики.

В качестве основного метода использовалась электротомография на постоянном токе – методика, основанная на применении многоэлектродных электроразведочных кос, подключаемых к аппаратуре, способной коммутировать токовые и измерительные электроды на произвольные выводы косы. Такая технология на порядок увеличивает производительность и разрешающую способность исследований методом сопротивле ний, особенно если аппаратура имеет несколько измерительных каналов, позволяющих измерять разность потенциалов одновременно с нескольких приемных линий [4].

Для проведения работ использовалась многоэлектродная электроразведочная станция «СКАЛА-48» с двумя 24-электродными косами [5]. Измерения выполнялись дипольной установкой, эффективной по разрешающей способности и с хорошей чув ствительностью к вертикальным границам [6]. Шаг позиций электродов равнялся 5 м, такая геометрия позволила получить максимальную глубину исследований в пределах 45 м.

Результаты. В качестве примера рассматриваются два перпендикулярных про филя (обозначенные А-Б и В-Г и длиной 230 м каждый), выполненных в пределах Сал минского массива гранитов-рапакиви на крупном естественном обнажении (рис.1).

Рис.1. Два перпендикулярных профиля электротомографии (штриховкой обозначены нарушенные области) В первую очередь следует отметить крайне высокие уровни удельных сопротив лений, полученных при моделировании, что обусловлено минералогическим составом гранитов-рапакиви, и прежде всего отсутствие рудных включений. Интересный резуль тат электротомографии – обнаружение мощной зоны пониженных сопротивлений, ло кализованной между пикетами 80x–160x, -18y–-38y по профилю А-Б и 140x–220x, -18y– -40y по профилю В-Г. В геологическом плане данная область, возможно, связана с рас пространением крупного субгоризонтального нарушения с последующей дезинтегра цией пород и образованием дресвы, что характерно для процесса выветривания грани тов-рапакиви.

© ГИ УрО РАН, Уверенно выделяется обводнённый приповерхностный слой мощностью 4-5 м.

Слева на профиле В-Г наблюдается мощная зона пониженных сопротивлений (до 20 м), которая приурочена к понижению рельефа. Следует отметить, что, несмотря на чув ствительность дипольной установки к вертикальным границам, субвертикальные нарушения на геоэлектрических разрезах проявлены слабее, по сравнению с горизон тальными.

Для детального анализа получаемой картины распределения сопротивлений по профилю А-Б построены разрезы распределения относительной чувствительности и уровня невязки (рис.2). По распределению чувствительности можно выделить несколь ко особенностей, характерных для этого разреза. Это, прежде всего, области понижения значений с 0,6 до 0, 25 условных единиц на пикетах 30x60x, 10y20y и 140x190x, 10y20y (рис.2а). Эти области совпадают с наиболее высокоомными областями на псевдоразрезе удельных сопротивлений. Вероятней всего, именно такое распределение чувствительности и вызывает мнимое увеличение сопротивлений, в результате чего об разуются локальные аномалии, не имеющие геологического отражения.

Рис.2. Разрезы по профилю А-Б: а) Относительной чувствительности (в усл. ед.);

б) Уровня невязки между измеренными и рассчитанными данными (в процентах) Интересным фактом является и то, что по распределению уровня невязки (то есть расхождения измеренных и рассчитанных данных) наибольший процент расхож дения, до 38%, наблюдается именно в этих областях (рис.2б). Появление таких анома лий предположительно связано с контрастной зоной перехода между относительно проводящей верхней и монолитной зоной высокого сопротивления. Кроме того своё влияние могла оказать трещиноватость, выступая в качестве приповерхностной неод нородности. Подобный эффект выделяется в ряде случаев при выполнении вертикаль ных электрических зондирований и носит название С-эффект [7]. Также следует отме тить, что предполагаемая зона дробления в интервале глубины 18-40 м попадает в об ласть малой чувствительности и низкого разрешающей способностью, в результате че го модельное сопротивление в её пределах занижено относительно истинных значений и имеет резкий контраст относительно окружающей обстановки.

Заключение. В результате проведённых методических работ на массиве грани тов-рапакиви можно выделить следующие особенности при создании геоэлектрических моделей:

1. Высокий уровень модельных сопротивлений (до 100 кОм·м);

XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике 2.

Наличие резких контрастов удельных сопротивлений;

3.

Возникновение ложных аномалий и изменение уровня удельных сопротив лений из-за наличия неоднородностей;

4. Слабая проявленность вертикальных нарушений на фоне уверенно выделя ющихся горизонтальных;

5. Высокий процент расхождения измеренных и модельных данных в областях распространения геологических неоднородностей.

Учёт данных факторов позволяет корректнее выполнять интерпретацию резуль татов данных электротомографии по гранитным массивам, особенно в районах с недо статочной геологической изученностью.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Колесников В.П. Основы интерпретации электрических зондирований / В.П. Колесников. – М.: Научный мир, 2007. – 248 с.

2. Светов А.П. Магматизм шовных зон Балтийского щита / А.П. Светов, Л.П. Свириденко. – Л.: Наука, 1991. – 200 с.

3. Иванов А.А. Методологические основы оценки месторождений блочного камня / А.А. Иванов, В.А. Шеков // Горный журнал. – 2012. – №5. – М.: Издательский дом «Руда и металлы». – С. 44-47.

4. Манштейн А.К. Малоглубинная геофизика: учебное пособие / А.К. Манштейн. – Новосибирск.: Издательство НГУ, 2002. – 136 с.

5. Балков Е.В. Электротомография: аппаратура, методика и опыт применения / Е.В. Балков [и др.]. – Новосибирск, 2010. – 21 с. // [Электронный ресурс]. Режим доступа: www.nemfis.ru 6. Loke M.H. Tutorial: 2-D and 3-D electrical imaging surveys / M.H. Loke. – Malasya, 2010. – 148 р. // [Электронный ресурс]. Режим доступа: www.geotomo.com 7. Электроразведка методом сопротивлений. Учебное пособие. / Под ред.

В.К. Хмелевского, В.А. Шевнина. – М.: Изд. МГУ, 1994. – 160 с.

Б.В. Саакян, А.Л. Оганесян Институт геофизики и инженерной сейсмологии НАН Республики Армения, г. Гюмри ПРОСТРАНСТВЕННО-ВРЕМЕННОЙ АНАЛИЗ СЕЙСМИЧНОСТИ СЕВЕРО ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ АРМЕНИИ Богатые исторические сведения, а также современные инструментальные дан ные указывают, что территория северо-западной части Армении и примыкающая к ней область Джавахетского нагорья насыщена сейсмическими событиями [2, 6, 11]. Иссле дование сейсмического режима этой территории является крайне важной и актуальной задачей, так как обусловлено ее высокой сейсмичностью, повышенной плотностью населения, а также наличием в ней очаговой зоны разрушительного Спитакского зем летрясения 7 декабря 1988 г. с MS=6,7.

Авторами была поставлена задача произвести пространственно-временной ана лиз распределения землетрясений на этой территории на основе базы долговременных инструментальных данных, с целью выявления характерных закономерностей и осо бенностей проявления сейсмичности. Следует отметить, что в прошлом также выпол нялись многочисленные аналогичные исследования, направленные на изучение как сейсмичности очаговой зоны Спитакского землетрясения, так и сейсмичности Джавахетского нагорья в отдельности. Принимая во внимание, что сейсмичность вы шеуказанных областей представляет собой сейсмогенетически взаимосвязанную си © ГИ УрО РАН, стему, для исследований была выбрана территория, ограниченная географическими ко ординатами =40,641,6N, =43,344,7E.

На основе сбора, анализа и систематизации инструментальных данных основных параметров землетрясений, приведенных в различных мировых, региональных и рес публиканских каталогах, впервые для исследуемой территории был составлен сводный электронный каталог землетрясений за период с 1962 по 2004 гг, состоящий из более 11 тысяч сейсмических событий [5, 9]. Каталог был подвергнут двухэтапной выборке.

На первом этапе из него были отфильтрованы многочисленные афтершоки, сопровож дающие сильные землетрясения, а также землетрясения, проявленные в виде “роев” и разных группирующихся событий. Для этой цели был применен метод “пространствен но-временного окна Кнопова” [13], основанного на зависимости площади и времени проявления афтершоков от величины магнитуды основного толчка.

lgL=a1+b1MS, lgT=a2+b2MS (1) На основе учета региональных особенностей сейсмичности для исследуемой территории были рассчитаны значения эмпирических коэффициентов a и b этих зави симостей. Для обеспечения однородности представительности инструментальных дан ных, на втором этапе был исследован закон повторяемости землетрясений, который по казал, что за наблюдаемый период представительным энергетическим классом является K8.

В результате проведенной двухэтапной выборки для дальнейших исследований в сводном электронном каталоге остались 2970 независимых сейсмических событий.

Как известно, каждое сейсмическое событие представляет собой функцию пятимерных переменных F (,, H, T, K), из которых,, H пространственные координаты гипо центра, а T и K соответственно время возникновения и сила землетрясения. Эти па раметры были приняты за основу при проведении пространственно-временного анализа сейсмичности. Согласно принятому в сейсмологических исследованиях принципу иерархичности, пространственный анализ является основным. Исходя из этого, для данной территории была построена карта распределения эпицентров землетрясений (рис.1).

На данной карте указаны также основные геотектонические элементы исследуе мой территории, описанные в работах [5, 7, 9]. Как видно из приведенной карты, земная кора исследуемой территории имеет сложное геотектоническое строение, состоящее из системы разнотипных и разнонаправленных активных глубинных разломов. Многочис ленные исследования по геоморфологии и современных движениях земной коры ука зывают на то, что в данном регионе происходят активные геодинамические процессы [1, 4, 8]. Они сопровождаются приведенными в сводном электроном каталоге много численными сейсмическими событиями, пространственное распределение эпицентров которых также имеет сложное строение. Практически вся исследуемая территория по крыта эпицентрами землетрясений различных энергетических классов. На этой же кар те в реальных геометрических размерах приведены очаги сильных землетрясений:


Дманиского 01.01.1978 г. (MS=5,2), Параванского 13.05.1986 г. (MS=5,6) и самого раз рушительного на Кавказе в XX веке Спитакского землетрясения 07.12.1988 г. (MS=6,7).

На исследуемой территории выявляются отдельные зоны и области с более высокой плотностью распределения эпицентров землетрясений. Они в основном взаимосвязаны с определенными сейсмотектоническими элементами и их дизъюнктивными узлами.

XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике Рис.1. Карта распределения эпицентров землетрясений различных энергетических классов и активные глубинные разломы В первую очередь следует выделить зону, протягивающуюся вдоль Памбак Севан-Сюник глубинного активного разлома первого ранга от юга-востока к западу ис следуемой территории, а также сейсмоактивную область Джавахетского нагорья, за мкнутую субмеридианальными Абул-Самсарским и Кетчутским активными разломами.

Учитывая то обстоятельство, что сейсмическое поле исследуемой территории состоит из эпицентров землетрясений с широким диапазоном энергетических классов K, для выделение структуры пространственного распределения землетрясений различных энергетических классов был построен комплекс карт эпицентров землетрясений с энер гетическими классами K8, K9, K10, K11 (рис.2а, б, в, г), по методике, приведенной в работе [3].

Анализ карт показывает, что сейсмическое поле эпицентров этих землетрясений по мере увеличения значений подвергается пространственным изменениям. На общем фоне сужения этих полей с возрастанием энергетических классов, наблюдается тенден ция стягивания этих зон к сейсмотектоническим структурам района исследования.

Особенно явно это просматривается на рисунке 2г, где эпицентры землетрясений с K11 фактически трассируют отдельные сегменты сейсмоактивных глубинных разло мов ПССР и КР.

Особый интерес представляет распределение гипоцентров землетрясений по глубине земной коры исследуемой территории. Для этой цели из сводного каталога бы ла проведена выборка землетрясений, имеющих достаточную точность глубин залега ния очагов (h=±2 км), общее количество которых составило порядка 1100 событий. На основе этих данных были построены графики распределения суммарной высвобожден © ГИ УрО РАН, ной сейсмической энергии E Дж и количество N очагов землетрясений по глубине за легания (рис.3).

41,600С 41,600С б) K а) K 41,000С 41, 40, 44,000В 40,600С 43,300В 44,700В 43,300В 44,000В 44,700В 41,600С г) K 41,500С в) Bogdanovk a Bavr a 41,000С 41,000С 40, 40,700С 43,300В 44,600В 44,000В 44,000В 44,500В 43,300В Рис.2. Карта областей пространственного распределения эпицентров землетрясений различных энергетических классов K Распределение очагов землетрясений по глубине представлено 4-ми кривыми, соответственно, с изменением энергетических классов с K8 до K11. На всех кривых наблюдаются два ярко выраженных пика, соответствующих глубинам 5 км и 10 км, и указывающих на наличие в земной коре исследуемой территории двух сейсмоактивных слоев:

в переходной зоне от осадочного к гранитному слоям (37 км), в котором сосредоточены в основном очаги слабых и средней силы землетрясений с К=810;

в переходной зоне от гранитного к базальтовому слоям земной коры (мощ ность 913 км), в котором в основном располагаются очаги более сильных землетрясений с K10.

XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике Рис.3. График распределения суммарной высвобожденной сейсмической энергии и ко личества очагов землетрясений по глубине залегания По сравнению с кривыми распределения количества землетрясений с глубиной график высвобожденной суммарной сейсмической энергии имеет сложный вид. Вы свобожденная суммарная сейсмическая энергия сконцентрирована в основном в глуби нах слоя, имеющего мощность H=915 км. Именно в этом сейсмоактивном слое распо лагаются гипоцентры сильных землетрясений, произошедших в исследуемой террито рии: Дманиского 1978 г. (MS=5,2), Параванского 1986 г. (MS=5,6) и самого разруши тельного в XX веке на Кавказе Спитакского землетрясения 7 декабря 1988 г. (MS=6,7).

Следует отметить, что наличие двух сейсмоактивных слоев в земной коре харак терно только для исследуемой территории. В многочисленных аналогичных исследо ванной территории Кавказа в целом и отдельных ее сейсмоактивных областей террито риях такое явление не наблюдается.

С целью анализа временно-энергетического распределения сейсмичности иссле дуемой территории была построена сводная гистограмма распределения количества землетрясений и высвобожденной суммарной сейсмической энергии по годам (рис.4).

Рис.4. Распределение количества землетрясений и высвобожденной суммарной сей смической энергии по годам © ГИ УрО РАН, Анализ этой гистограммы показывает, что сейсмический режим исследуемой территории имеет сложное проявление. Четко выделяется период 1988-1990 гг., совпа дающий с возникновением Спитакского землетрясения 7 декабря 1988 г. и последую щего афтершокового процесса, в котором как количество выделенных землетрясений, так и высвобожденная суммарная сейсмическая энергия имеют абсолютно высокие значения. Однотипные периоды с относительно низкими значениями этих параметров наблюдаются также при Дманиском 1978 г., и Параванском 1986 г. землетрясениях. В отличие от них выделяется период с 1994 по 2004 г., который характеризуется наличи ем большого количества сейсмических событий и относительно низкими и средними значениями высвобожденной сейсмический энергии.

Наряду с такими проявлениями сейсмичности наблюдаются отдельные года:

1973 г., 1977 г., 1985 г., 1987 г., когда значения как количества землетрясений, так вы свобожденной суммарной сейсмической энергии минимальны и фактически представ ляют собой явления сейсмических затиший, предваряющих сильные землетрясения в районе исследования.

На основе вышеприведенных исследований возникают следующие основные выводы:

1. Пространственный анализ распределения эпицентров землетрясений указывает на высокую сейсмическую активность и сложную структуру сейсмического поля ис следуемой территории. Наблюденные на этой территории эпицентры землетрясе ний с K10 имеют тенденцию стягивания к сейсмотектоническим структурам и фактически их трассируют.

2. В земной коре исследуемой территории выделяются характерные только этой об ласти два сейсмоактивных слоя с различными глубинами значения и мощностями.

Выявленные очаги сильных землетрясений расположены во втором, более глубо ком сейсмоактивном слое.

3. Временно-энергетический анализ сейсмичности указывает на сложный характер проявления сейсмического режима во времени, с наличием явлений сейсмических затиший и периодов активизации сильных землетрясений.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Балян С.П. Новейшая и современная тектоника сейсмоактивных орогенов Армении и района Спитакского землетрясения / С.П. Балян, Д.А. Лилиенберг, Е.Е. Милановский // Геоморфология. №4. 1989. С. 3-15.

2. Бюс Е.И. Сейсмические условия Закавказья / Е.И. Бюс. Т.I, II, III. Тбилиси, 1948, 1952, 1955.

3. Геодакян Э.Г. Поля плотностей сейсмического фона территории Армении и их связь с очагами сильных землетрясений / Э.Г. Геодакян [и др.]. Гюмри: ‘Гит утюн’ НАН РА, 2011. С. 60-77.

4. Горшков А.И. Морфоструктура Малого Кавказа и места возможных землетрясений (M5,5) / А.И. Горшков [и др.] // Физика Земли. №6. 1991. С. 30-36.

5. Гоцадзе О.Д. Параванское землетрясение 13 мая 1986 г. / О.Д. Гоцадзе [и др.]. М.:

Наука, 1991. С. 1-122.

6. Землетрясения Северной Евразии 1991-2004 гг. Обнинск: ГС РАН, 1997-2010 гг.

7. Караханян А.С. Активная тектоника и сейсмичность / А.С. Караханян // Геология Севана. Ереван: Изд. НАН РА, 1994. С. 122-128.

8. Лилиенберг Д.А. Анализ геодезических и морфоструктурных данных района ката строфического землетрясения в Армении / Д.А. Лилиенберг, В.Р. Ященко // Гео морфология. №3. 1991. С. 23-28.

XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике 9. Оганесян С.М. Выделение зон возникновения очагов землетрясений на основе сей смологической идентификации и параметризации основных элементов структурно динамической модели земной коры Армении / С.М. Оганесян [и др.] // Науки о земле. 2008. Т. LXI. С. 39-44.

10. Рубинштейн М.М. Сейсмотектонические особенности Джавахетского (Ахалакско го) Нагорья / М.М. Рубинштейн, А.Д. Цхакая // Академия наук Грузинской ССР Труды Института геофизики. Т. XVII. 1958. С. 161-174.

11. Сейсмологический бюллетень Кавказа 1962-1990 гг. // Мецинереба. Тбилиси.

12. Gardner J.K. Is the sequence of earthquakes in southern California, with aftershocks re moved, poissonian? / J.K. Gardner, L. Knopoff // Bulletin of the Seismological Society of America. Vol.64, №5. 1974. Р. 1363-1366.

Р.Ю. Сальманова Институт геологии УНЦ РАН, г. Уфа УЧЕТ ВЛИЯНИЯ ПАЛЕОКЛИМАТА ПРИ ОЦЕНКЕ ГЛУБИННЫХ ТЕМПЕРАТУР ДЛЯ ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ РЕСПУБЛИКИ БАШКОРТОСТАН В работе предложена новая методика расчета глубинных температур с учетом исправленных на влияние палеоклимата значений теплового потока. Описанная мето дика протестирована на имеющихся качественных данных по глубоким скважинам, в которых выполнены измерения температуры. С использованием материалов по регио нальным сейсмическим профилям и предложенной новой методики выполнена оценка глубинных температур до отметки -10000 м. Составлены схемы изотерм для платфор менной части Республики Башкортостан на отметках -5000 м, -10000 м. Такой подход может и должен использоваться и в других регионах. Полученные результаты могут учитываться как при изучении процессов нефтегазообразования, так и при оцен ке сохранности залежей углеводородов.


Измерения температуры в скважинах на изучаемой территории на протяжении многих лет проводились трестом «Башнефтегеофизика». Глубины, до которых выпол нены измерения температуры в скважинах составляют, в основном, от 1 до 3 км. В не скольких параметрических скважинах глубина измерения температуры достигает 5 5,5 км. Таким образом, прямые данные о температурном режиме глубоких горизонтов практически отсутствуют. Эти сведения можно получить только путем численных оце нок.

Для расчета глубинных температур необходимо иметь сведения о глубинном строении изучаемого региона и о теплофизических свойствах отдельных слоев разреза.

Сведения о глубинном строении были приняты по результатам комплексных геофизи ческих работ, проводившихся ОАО «Башнефтегеофизика» по региональным профилям с целью изучения структурно-тектонических особенностей строения рифей-вендских и палеозойских отложений до глубины 12-15 км. Теплопроводность выделяющихся по геолого-геофизическим данным отдельных горизонтов рифей-вендских отложений и кристаллического фундамента охарактеризована по данным наших измерений на об разцах из глубоких параметрических скважин [1].

Обычно оценка глубинных температур в районах со стационарным тепловым полем проводится по известной плотности теплового потока и теплопроводности от дельных слоев земной коры [4] и, на первый взгляд, не представляет трудностей. Одна ко даже если пренебречь вкладом радиоактивных источников тепла для самой верхней части коры, оценка теплопроводности отдельных горизонтов остается отдельной слож ной задачей и вносит свою долю неопределенности в результат. Кроме того, есть еще © ГИ УрО РАН, оно обстоятельство, которое может существенно повлиять на результаты расчета тем ператур глубоких горизонтов. Это влияние прошлых изменений климата на результаты определения плотности теплового потока. Показано [2], что на территории Башкирско го Предуралья поправки в измеренную плотность теплового потока на влияние па леоклимата могут составлять 20-40% в зависимости от глубины скважины. Этот факт необходимо учитывать при оценке температур глубоких горизонтов, не вскрытых бу рением.

В предположении о плоскопараллельном залегании слоев и вертикальности скважины температуру T(x) на некоторой глубине x можно представить в виде суммы [3, 4]:

x T ( x ) = T0 + q i + ( x ), i i (1) где T0 – температура поверхности Земли, q – плотность глубинного теплового потока, xi – мощность i-го слоя с теплопроводностью i, (x) – температурная аномалия на глубине x, вызванная прошлыми изменениями климата.

Тогда, если T1 – температура, измеренная в скважине на некоторой глубине x1, то температуру нижележащих слоев можно рассчитать следующим образом:

x T ( x ) = T1 + q i + ( x ) ( x1 ).

i i (2) Искажения (x) для отдельных зон изучаемого региона рассчитаны на основе модели прошлых изменений климата, предложенной в работе [2].

Оценки показывают, что влияние двух последних членов в правой части уравне ния (2) практически несущественно. Основной вклад в разницу между температурами на некоторой глубине, определенными с использованием измеренных и исправленных на влияние палеоклимата значений теплового потока, вносит плотность теплового по тока q, принятая при расчетах.

Проверка предложенного метода расчета глубинных температур выполнена по данным из глубокой параметрической скважины Леузинская-1, расположенной в баш кирской части Юрюзано-Сылвенской впадины Предуральского прогиба. Использована термограмма, записанная до глубины 4512 м. Перед измерением температуры скважина находилась в консервации больше месяца, после окончания бурения прошло больше месяцев.

Оценки показывают, что при характерных для платформенной части Республики Башкортостан значениях плотности измеренного и исправленного на влияние па леоклимата теплового потока 35 мВт/м2 и 45 мВт/м2 разница в вычисленных темпера турах на глубине 5 км составляет порядка 20°C, а на глубине 10 км уже порядка 40°C.

При этом температуры, вычисленные с использованием исправленной на влияние па леоклимата плотности теплового потока, лучше согласуются с результатами измерений в глубоких скважинах.

Таким образом, при оценке температур глубоких горизонтов, не вскрытых буре нием, в качестве верхней границы расчетной области можно принять максимальную глубину, на которой надежно измерена температура в скважине. Предлагается при оценке температур глубоких горизонтов, не вскрытых бурением, использовать не изме ренные классическим способом значения плотности теплового потока, а значения, ис правленные на влияние палеоклимата.

С использованием предложенной методики построены карты распределения температур в западной части Республики Башкортостан на отметках -5000 м и 10000 м.

XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике Температурное поле изучаемого региона неоднородно, и неоднородность воз растает с увеличением глубины. Температура меняется от 66°C до 134°C на отметке 5000 м и от 117°C до 227°C на отметке -10000 м. На обеих картах повышенными значе ниями температур выделяются южный купол Татарского свода и Мраковская впадина.

Пониженные значения температур отмечаются на северо-востоке территории в Юрюзано-Айской впадине, в северо-западной части и в районе Бирской седловины.

Тепловое поле в определенных зонах сильно дифференцировано. Поскольку распреде ление плотности теплового потока на изучаемой территории относительно однородно, неоднородности температурного поля могут объясняться распределением пород с раз личными теплофизическими и емкостными свойствами, т.е. литолого- фациальной ха рактеристикой разреза. Возможно влияние движения подземных вод по проницаемым зонам, хотя этот вопрос требует дополнительного изучения.

В работах Н.Н. Христофоровой с коллегами [5, 6] при анализе температурного поля соседней Республики Татарстан отмечается, что наблюдаемые перепады в темпе ратуре в значительной степени определяют пути миграции нефти и газа и тесно связа ны с процессами формирования залежей углеводородов и, соответственно, их распре делением по площади региона.

Карты изотерм глубоких горизонтов построены для Республики Башкортостан впервые. Рекомендуется использовать их при проведении поисково-разведочных работ на нефть и газ в глубинных горизонтах осадочной толщи.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Голованова И.В. Тепловое поле Южного Урала / И.В. Голованова. М.: Наука, 2005. 189 с.

2. Голованова И.В. Новый вариант карты теплового потока Урала, построенный с учетом влияния палеоклимата / И.В. Голованова [и др.] // Доклады Академии наук.

2008. Т.422, №3. С. 394-397.

3. Демежко Д.Ю. Геотермический метод реконструкции палеоклимата (на примере Урала) / Д.Ю. Демежко. Екатеринбург: УрО РАН, 2001. 144 с.

4. Любимова Е.А. Термика Земли и Луны / Е.А. Любимова. М.: Наука, 1968. 279 с.

5. Христофорова Н.Н. Тепловой режим и оценка перспектив нефтегазоносности При волжского региона / Н.Н. Христофорова [и др.] // Георесурсы. 2004. №1 (15).

С. 24-27.

6. Христофорова Н.Н. Анализ геотермических карт и перспективы нефтегазоносности глубинных отложений (на примере Республики Татарстан) / Н.Н. Христофорова, А.В. Христофоров, М.А. Бергеманн // Георесурсы. 2008. №3 (26). С. 10-12.

И.А. Сизаск Геофизическая служба РАН, г. Воронеж ОПЫТ АНАЛИЗА СОСТОЯНИЯ ГРУНТОВЫХ УСЛОВИЙ НА ОСНОВЕ ВРЕМЕННЫХ ВАРИАЦИЙ ВЫСОКОЧАСТОТНОГО МИКРОСЕЙСМИЧЕСКОГО ШУМА На основе анализа временных вариаций миросейсмического шума (МСШ) в районе двух сейсмических станций, расположенных на территории Воронежского кри сталлического массива, сделана попытка оценки стабильности грунтовых условий в месте установки станций.

Временные вариации МСШ представляют собой временные изменения среднего значения модуля амплитуды колебаний в 20-минутном интервале. Длительность интер © ГИ УрО РАН, вала в 20 мин, в течение которого вычислялся средний уровень, выбрана с тем услови ем, чтобы минимизировать влияние случайных помех. На рисунке 1 приведены графи ки колебаний микросейсмического шума в диапазоне частот 2,0-8,0 Гц. за период с 01/01/2009 по 01/10/2012.

Рис.1. Вариации микросейсмического шума по записи сейсмостанции «Сторожевое»

в диапазоне частот 2,0-8,0 Гц Как было показано в работах [1, 2], МСШ в диапазонах частот 2,0-8,0 Гц наибо лее чувствителен к особенностям строения и состояния верхней части геологического разреза в пунктах установки сейсмических станций. Учитывая это, для анализа ста бильности грунтовых условий анализировались временные вариации МСШ именно в этом диапазоне частот.

На рисунке представлены двадцатиминутные вариации с наложенным осредне нием. Для выявления характера временных вариаций на длинных периодах 20 минутные интервалы были последовательно осреднены до среднесуточных (рису нок 1а, 1б) и среднемесячных (рисунок 1в). Из полученных графиков видно, что мини мальные значения в течение суток изменяются незначительно и в период 2009-2012 гг.

почти не подвержены сезонным изменениям. Следует отметить, что среднесуточное значение модуля амплитуды вертикальной составляющей (Z) МСШ имеет существенно большую интенсивность и хорошо прослеживаемую сезонную изменчивость.

В таблице собраны среднегодичные значения амплитуд МСШ и значения сред неквадратичного отклонения за 2011-2011 гг. по данным сейсмических станций «Сто рожевое» и «Осинки», находящихся примерно в 10 км друг от друга, но в различных грунтовых условиях (табл.1).

XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике Таблица Среднее значение минимальных уровней 3-компонент МСШ и их среднеквадратиче ские отклонения для районов станций локальной сети за временной интервал 2011-2012 гг.

CHZ CHN CHE Диапазон Ср. Ср. кв. Ср. Ср. кв. Ср. Ср. кв.

Станция частот знач. откл. знач. откл. знач. откл.

Гц мкм/с мкм/с мкм/с мкм/с мкм/с мкм/с «Сторожевое»

2,0-8,0 0,0033 0,0041 0, 0,0177 0,0273 0, «Сторожевое»

2,0-8,0 0,0026 0,0033 0, 0,0167 0,0269 0, «Осинки»

2,0-8,0 0,0119 0,0185 0, 0,0415 0,0573 0, «Осинки»

2,0-8,0 0,0094 0,0152 0, 0,0457 0,0665 0, Как видно из таблицы 1, средние значения суточных минимумов соответствую щих компонент МСШ для разных станций различаются. Однако для условий каждой станции они характеризуются очень небольшими среднеквадратическими отклонения ми, что может свидетельствовать о стабильности грунтовых условий в районе каждой станции в период 2011-2012 гг.

Рис.2. Спектральный состав минимального уровня МСШ в разные месяцы 2012 г.

Были вычислены амплитудные спектры составляющих МСШ для интервалов с минимальным уровнем его интенсивности и выполнено их сопоставление в течение го да (рисунок 2). Как видно из рисунка, спектральные амплитуды в диапазоне частот 1,0 © ГИ УрО РАН, 8,0 Гц близки по интенсивности для всех анализируемых спектров, что характеризует стабильность основных параметров МСШ в области его минимальных значений, для геологических условий места расположения конкретной станции в течение длительного промежутка времени. Кроме того, временные вариации суточных минимальных значе ний в течение года в районе конкретной станции всех компонент МСШ не превышают 15%. Все это свидетельствует о том, что значение интенсивности во временном интер вале суточных минимумов и спектры волнового поля в этом интервале отражают гео логические условия в пункте наблюдений.

В этой связи представляется возможным оценивать временную стабильность геологических условий в пункте наблюдений путем сравнения уровня минимума в те чение суток МСШ и амплитудных спектров на длительных временных интервалах. Как следует из сравнения этих параметров микросейсмического шума по станциям «Сто рожевое» и «Осинки» за период 2011-2012 гг. геологические условия верхней части разреза были стабильны в местах установки этих сейсмических станций.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Надежка Л.И. О суточных вариациях микросейсмического шума на территории Воронежского кристаллического массива / Л.И. Надежка [и др.] // Современные методы обработки и интерпретации сейсмологических данных. Материалы шестой международной сейсмологической школы. Апатиты, 15-19 августа 2011 г. Апати ты, 2011. – С. 204-207.

2. Орлов Р.А. Опыт использования микросейсмического шума для решения геологи ческих задач в условиях платформы (на примере Воронежского кристаллического массива) / Р.А. Орлов // Вестник Воронежского государственного университета.

Серия Геология. Воронеж, 2011. №1. С. 184-192.

Д.В. Софронов Пермский государственный национальный исследовательский университет, г. Пермь ИСТОКООБРАЗНЫЕ АППРОКСИМАЦИИ ГЕОПОТЕНЦИАЛЬНЫХ ПОЛЕЙ:

СРАВНИТЕЛЬНЫЙ АНАЛИЗ ОДНОУРОВНЕВЫХ И МНОГОУРОВНЕВЫХ МОДЕЛЕЙ ЭКВИВАЛЕНТНЫХ ИСТОЧНИКОВ При решении интерпретационных задач геофизики широко используются аппроксимации аналитическими функциями с построением моделей эквивалентных источников. В статье кратко рассматриваются алгоритмы истокообразной аппроксимации с различной геометрией источников в модели, а также выполнен сравнительный анализ трансформаций гравитационного поля с применением двух алгоритмов, различающихся построением одно- и многоуровневых аппроксимационных конструкций.

В геофизической практике выбор метода построения той или иной геометрии эквивалентной модели определяется особенностями решаемой задачи. Основным теоретическим базисом аналитических аппроксимаций является теорема о единственности двух гармонических функций [4]. В данной постановке предполагается совпадение с точностью до нуля двух функций, модельной и исходной, на непрерывной, замкнутой и гладкой поверхности, охватывающей все источники поля [1].

Учет криволинейного характера поверхности наблюдений давно уже не является проблемой, не имеющей возможности решения в рамках современной геофизики. Ме тоды аналитических аппроксимаций позволяют создавать -эквивалентные приближе XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике ния наблюденных потенциальных геофизических полей в условиях резкорасчлененного рельефа земной поверхности, и на их основе с точностью до вычислять различные трансформанты поля в верхнем полупространстве.

В простейшем случае при задании гравитационного поля в узлах квазиравно мерной сети построение аналитической модели поля выполняется путем его приближе ния системой гармонических потенциальных функций – полей элементарных источни ков (точечных масс, шаров, материальных отрезков или нитей и т.д.), расположенных под каждой точкой задания поля всюду ниже поверхности наблюдений. Поскольку ко личество эквивалентных источников принимается равным числу точек задания поля, а геометрические параметры источников фиксированы, то задача аппроксимации сводит ся к нахождению решений нормально определенной и хорошо обусловленной системы линейных алгебраических уравнений (СЛАУ) вида mG=U. Здесь G – матрица гармони ческих потенциальных функций, m – вектор неизвестных физических параметров (условно – «масс» источников), U – вектор наблюденных значений гравитационного поля [1, 2]. Искомые коэффициенты m (условно – «массы» источников) определяются путём решения данной системы приближенными численными методами, ввиду наличия помех в правой части уравнений, описывающей поле.

В простейшем варианте, когда значения поля заданы в узлах регулярной сети, источники обычно располагаются под каждой точкой задания поля на глубине h0, где xh02x, где x – шаг сети. При h02x обусловленность СЛАУ ухудшается, а в случае h0x поведение модельного поля вне точек исходной матрицы становится ме нее предсказуемым, поскольку возрастает влияние высокочастотной составляющей, что негативно сказывается на точности восстановления поля и его трансформант вне ис ходных точек.

Попытки оптимизации геометрии эквивалентных источников в модели в зави симости от условий поставленной задачи предпринимались наряду со становлением теории метода. При неравномерном пространственном распределении точек с измерен ными значениями поля (нерегулярное множество) В.И. Ароновым и В.О. Михайловым в 1976 г. предложен один из первых вариантов разноуровневых аппроксимаций, когда источники располагаются на серии поверхностей S1, S2, S3, …, расстояния от поверхно сти наблюдений до которых соизмеримы со средними расстояниями между точками в отдельных выборках значений поля, а максимальная глубина источников h1max опреде ляется радиусом наибольшего «белого пятна» в области задания поля [1].

Метод квадродерева – один из наиболее эффективных методов иерархического представления численной информации, широко применяется в практике фрактального анализа данных. Квадродеревья являются фрактальными объектами, поскольку обла дают выраженным самоподобием относительно масштаба приближения.

Суть метода истокообразной аппроксимации потенциального поля с использо ванием квадродерева заключается в следующем: область задания поля разбивается на совокупность квадратных элементов (ранговых областей) S1 со стороной l1;

в пределах каждой области вычисляется значение поля, соответствующее данному приближению (в простейшем случае – среднее арифметическое всех значений, попавших в данную область). Эквивалентные источники располагаются на глубине l1h12l1 в центре квад ратов и решается соответствующая СЛАУ. Модельное поле от первого уровня источ ников вычитается из наблюденного, а полученная разность поступает для аппроксима ции на следующий этап решения, на котором каждый квадрат разбивается еще на четы ре подобласти S2 со стороной l2=0,5l1, и процедура повторяется рекурсивно. Процесс прекращается, когда размер наименьшей из ранговых областей Sq становится равен ячейке матрицы значений поля, либо когда достигнута необходимая априори точность © ГИ УрО РАН, приближения потенциального поля. Число уровней Q деления исходной области S называется глубиной квадродерева [3].

Другим способом построения многоуровневой аппроксимационной конструкции является метод адаптивной аппроксимации, особенностью которого является отказ от решения СЛАУ. Построение модели эквивалентных источников сводится к сумме про стейших одномерных задач линейной минимизации. Расположение источников в моде ли становится более адекватным распределению в пространстве морфологических осо бенностей приближаемого поля, а их число намного меньшим по отношению к равно мерному размещению при сохранении требуемой точности восстановления поля. Алго ритм допускает распараллеливание итерационного процесса, и демонстрирует высокую эффективность при решении задач интерполяции поля в узлы регулярной сети.

Основная идея технологии заключается в следующем: область поиска решения представляется в виде трехмерного сеточного пространства S={si,j,k}. Начиная с неко торой начальной конфигурации источников, которая в общем случае может не содер жать аномальных масс, производится дополнение модели новыми элементами.

Присоединение нового источника на каждой итерации выполняется исходя из минимальной невязки наблюденного и модельного полей, а его масса определяется независимо посредством одномерной оптимизации. При этом на пространственное рас пределение источников не накладываются условия связности, и их расположение в ап проксимационной конструкции естественным образом адаптируется к морфологиче ским особенностям исходного потенциального поля, а критерием останова процесса является достижение некоторого порогового значения точности аналитического описа ния [5].

Результаты анализа работы алгоритмов на практических данных показали, что одноуровневые конструкции намного более чувствительны к выбору фона, чем много уровневые. Скорее всего, это связано с тем, что все источники модельного поля распо лагаются на одинаковой глубине, таким образом, при создании модели в один слой «масс» идёт аппроксимация как высокочастотной, так и низкочастотной составляющей.



Pages:     | 1 |   ...   | 5 | 6 || 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.