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 |   ...   | 6 | 7 || 9 |

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

-- [ Страница 8 ] --

Это проявляется в возникновении сильных краевых эффектов при вычислении транс формант поля. Нелинейная фоновая составляющая потенциального поля может быть связана как с влиянием источников, расположенных за пределами изучаемой площади, так и с глубокозалегающими объектами в ее пределах.

Наиболее характерный пример проиллюстрирован на рисунке 1. Гравитацион ное поле в пределах участка работ имеет вид выраженного регионального минимума, осложненного сочетанием локальных аномалий разного порядка и знака. Диапазон зна чений варьирует в пределах от -6 до -17 мГал. Следует добавить, что на северо-западе и северо-востоке площадь захватывает влияние мощных сторонних источников, создаю щих интенсивные положительные аномальные поля.

В первом случае (при сопоставлении гравитационных полей, пересчитанных на высоту 1000 м с помощью одноуровневой конструкции и многоуровневой методом квадродерева) видно, что на второй метод низкочастотный фон оказывает значительно меньшее влияние. Это связано с тем, что при создании модели источники располагают ся на разной глубине в зависимости от уровня квадродерева, и более глубокие выбира ют региональную составляющую, а расположенные ближе к поверхности – локальную.

Метод имеет и свои недостатки, в частности, когда необходимо аппроксимировать ре гиональную составляющую поля непосредственно на краях площади. Они связаны с тем, что источники, расположенные на нижних уровнях квадродерева, находятся от края на расстоянии половины размера ранговой области, и выбор остаточной части фо на в краевой области осуществляется модельными телами, помещаемыми ближе к по верхности.

XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике Рис. 1. Сравнительный анализ трансформант гравитационного поля.

Гравитационное поле g (А – Е) и его первая вертикальная производная Vzz (Ж – М) редуцированные на высоту 1000 м: А, Б, В, Ж, З, И – с использованием алгоритма про стой одноуровневой аппроксимации, Г, Д, Е, К, Л, М – метода квадродерева. Транс форманты А, Г, Ж, К получены без вычитания фоновой функции;

Б, Д, З, Л – с вычита нием среднеарифметического фона;

В, Е, И, М – с вычитанием максимального значе ния поля (тёмным цветом выделена отрицательная аномалия).

© ГИ УрО РАН, При вычитании среднеарифметического фона усиливается влияние сторонних источников, и в углах площади появляются краевые эффекты экстремумы поля. При этом, карты гравитационного поля, полученные с использованием одноуровневой ап проксимации и квадродерева, хорошо сопоставимы между собой. То же наблюдается и для его вертикального градиента, на картах которого в северо-западном и восточном краях расположены значительные положительные градиенты.

При вычитании максимального значения, отличие поля на краях области от нуля становится намного меньшим, однако, в трансформантах, построенных с использова нием одноуровневой модели источников, продолжают проявляться краевые эффекты, связанные с весьма интенсивным остаточным нелинейным фоном.

Любые аппроксимации в той или иной степени проявляют чувствительность к региональному фону, независимо от его происхождения. Тем не менее, при выборе ме тода истокообразных аппроксимаций, на наш взгляд, приоритет следует отдавать мно гоуровневым конструкциям, поскольку они более адекватно морфологии поля задают распределение масс по носителю, что неизменно сказывается в лучшую сторону на ка честве получаемых трансформант.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Аронов В.И. Методы построения карт геолого-геофизических признаков и геомет ризация залежей нефти и газа на ЭВМ / В.И. Аронов. – М.: Недра, 1990. – 301 с.

2. Долгаль А.С. Компьютерные технологии обработки и интерпретации данных гра виметрической и магнитной съемок в горной местности / А.С. Долгаль. – Абакан:

ООО «Фирма «Март», 2002. – 188 с.

3. Долгаль А.С. Построение аналитических аппроксимаций геопотенциальных полей с учетом их фрактальной структуры. / А.С. Долгаль, А.В. Пугин // Доклады Россий ской академии наук. – 2006. – Т. 410. – С. 1152-1155.

4. Корн Г Справочник по математике (для научных работников и инженеров) / Г. Корн, Т. Корн.– М.: Издательство «Наука», 1973. – 803 с.

Пугин А.В. Адаптивная истокообразная аппроксимация геопотенциальных полей 5.

на основе одномерной оптимизации. / А.В. Пугин [и др.] // Вопросы теории и прак тики геологической интерпретации гравитационных, магнитных и электрических полей: Мат-лы 37-й сессии Международного семинара им. Д.Г. Успенского. – М.:

ИФЗ РАН, 2010. – С. 330-334.

Е.В. Судничникова1, Е.С. Антипина2, С.С. Дудаева3, В.А. Ахметзянов ОАО НПП «ВНИИГИС», г. Октябрьский, 2ПИТЦ «ГЕОФИЗИКА», г. Пермь, ООО «СевКавнефтегазгеофизика», г. Ставрополь ВЫДЕЛЕНИЕ ТРЕЩИНОВАТЫХ КОЛЛЕКТОРОВ И ОПРЕДЕЛЕНИЕ ХАРАКТЕРА НАСЫЩЕНИЯ ПО КОМПЛЕКСУ СНГК+2ННКТ И БКС Прискважинная зона коллекторов нефтегазовых скважин в процессе бурения, обсадки и цементирования обсадной колонны подвергается мощному воздействию раз личных техногенных факторов, приводящих к нарушению термобарического, геохими ческого равновесия в нефтегазовых коллекторах. Бурение скважин на полимерных промывочных жидкостях с малой фильтрацией в продуктивные пласты коллектора со здает благоприятные предпосылки для оценки геофизических характеристик пласта коллектора, определяющих характер насыщения и тесно связанных с влиянием техно генных процессов. Геофизическая характеристика и, в том числе, ядерно-физические свойства коллектора, определяются физическими процессами в прискважинной зоне и, XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике в первую очередь, зависят от подвижности пластовых флюидов и фазового состояния углеводородов в коллекторе (нефть, свободный газ). Основными свойствами, опреде ляющими подвижность углеводородного флюида, являются вязкость, плотность, газо вый фактор нефти, температура, распределение флюидов в коллекторе, давление насыщением нефти газом, пластовое давление [1, 2]. Среднее содержание газа в нефти в пластовых условиях составляет 20-50 м3/т, для некоторых нефтей 500 м3/т и более.

Среднее содержание газа в воде не превышает 2-3 м3/т. Следовательно, при техноген ном воздействии на коллектор при прочих равных условиях содержание свободного газа в прискважинной зоне нефтегазового коллектора будет значительно выше, чем в водоносной части пласта. Появление свободного газа сопровождается изменением ядерно-физических свойств пластов-коллекторов. Наиболее подвержена техногенному воздействию легкая низковязкая нефть с высоким газовым фактором.

В низкопористых трещиноватых и низкопроницаемых нефтегазоносных коллек торах после техногенного воздействия на коллектор, из-за большей подвижности газа по сравнению с нефтью и водой его содержание в прискважинной зоне будет значи тельнее по сравнению содержанием нефти и воды (фильтрата промывочной жидкости).

Рис.1. Результаты применения комплекса СНГК+2ННКт по ДПВ в открытом стволе скважины в комплексе ГИС © ГИ УрО РАН, На рисунке 1 приведены результаты исследований эксплуатационной скважины, пробуренной на полимерной промывочной жидкости. На рисунке изображены данные комплекса ГИС, результаты интерпретации функций дефицита плотности и водородо содержания (P(dd_h), P(dd_ngk), P(dd_nnk)), а также результаты обработки сканирую щего БК.

Рассмотрим трещиноватые коллектора на примере пласта в интервале 1655,3 1659 м. Трещиноватые коллектора характеризуются низкими значениями пористости по 2ННКт и сопротивления по БК, характерными для водоносных пластов. Сканирую щая модификация БК характеризует этот интервал высокой анизотропией электриче ских свойств, что характерно для трещиноватой породы. Комплексом СНГК+2ННКт по технологии дефицита плотности и водородосодержания трещиноватые коллектора ха рактеризуются повышенным скоплением газа, т.к. газ наиболее подвижен по сравне нию с нефтью и водой, о чем и свидетельствуют приращения между парами кривых аналитических параметров ДПВ.

Скважина была перфорирована в интервалах 1655,0-1659,0, 1666,5-1668,0, 1671,5-1673,5 м. Получен приток нефти 15 т/сут и воды 5 т/сут. В процессе эксплуата ции скважины происходило обводнение. Продукция обводнилась на 50% за 7 месяцев эксплуатации. По результатам интерпретации комплекса СНГК+2ННКт видно, что вода поступает из интервала 1656,5-1658,0 м.

Рис.2. Результаты применения комплекса СНГК+2ННКт по ДПВ, ОПК, БКС, данных керна и ГИС в открытом стволе скважины На рисунке 2 приведен пример сопоставления обработки комплекса СНГК+2ННКт по ДПВ, ОПК, БКС и описание керна. Кривые аналитических парамет ров ДПВ комплекса СНГК+2ННКт нормированы по водоносному пласту, на планшете интервал нормировки выделен розовым цветом.

Водоносный пласт характеризуется высокой остаточной нефтегазонасыщенно стью (Кнг30%), о чем свидетельствует невысокая корреляция нормируемых аналити ческих параметров и описание керна. Опробование коллекторов в точке на глубине XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике 1626,5 м подтверждает результаты интерпретации комплекса СНГК+2ННКт по мето дике ДПВ.

В точке на глубине 1641,5 м по опробованию пластов (ОПК) получен приток фильтрата и газа, что свидетельствует о трещиноватости коллектора. В трещиноватом коллекторе газ более подвижен, чем нефть. Незначительные расхождения пар аналити ческих параметров в точке отбора флюида свидетельствуют о высокой остаточной нефтегазонасыщенности (Кнг30%).

Несовпадение результатов измерения анизотропии по БКС с трещинами, выде ляемыми по керну, свидетельствует о том, что трещины гидродинамически не связаны (возможно слепые, техногенные) или представлены глинистыми пропластками. Нали чие анизотропии по БКС является необходимым, но недостаточным признаком для вы деления гидродинамически связанных трещин, которыми определяются фильтрацион ные свойства пласта.

Вывод. Трещиноватые нефтегазоносные коллектора в низкопористом карбонат ном разрезе выделяются по повышенному содержанию свободного газа в прискважин ной зоне, так как свободный газ более подвижен, чем нефть и вода.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Кожевников Д.А. Нейтронные характеристики горных пород и их использование в нефтегазопромысловой геологии / Д.А. Кожевников. – М.: "Недра", 1974. – 184 с.

2. Урманов Э.Г. Спектрометрический гамма-каротаж нефтегазовых скважин / Э.Г. Урманов // 2-е изд., перераб. и доп.;

под общ. ред. А.М. Блюменцева. – М.:

ВНИИгеосистем, 2010. – 164 с.

А.В. Таранюк Научно-исследовательский Иркутский государственный технический университет, ФГУНПГП “Иркутскгеофизика”, г. Иркутск АВТОМАТИЧЕСКАЯ ИНВЕРСИЯ ОККАМА С ИСПОЛЬЗОВАНИЕМ АЛГОРИТМА КРИСТЕНСЕНА В ЗАДАЧАХ РУДНОЙ ГЕОФИЗИКИ В настоящее время активно разрабатываются алгоритмы полностью автоматиче ской инверсии данных электромагнитных зондирований, и одним из самых популярных и изученных является метод Оккама. Группой датских исследователей из «HydroGeophysics Group University of Aarhus» для картирования гидрогеологической сети разработана, по оценкам экспертов, одна из самых лучших систем аэро-МПП «SkyTEM». Для массовой инверсии данных этой системы на первом этапе используется метод Оккама в сочетании с быстрым решением прямой задачи с помощью прибли женного алгоритма Кристенсена.

Мы поставили перед собой задачу осуществления автоматической инверсии раз реза для данных рудной геофизики методом Оккама [1]. Данная инверсия основана на понятии “гладких” моделей, для которых вводимое понятие грубости модели принима ет как можно меньшее значение:

, (1) где – дискретная модель среды,.

Второй важной характеристикой при поиске модели является степень несоответ ствия полевых данных и практических данных, полученных с помощью прямо го моделирования:

, (2) © ГИ УрО РАН, где является неопределенностью в j-ом элементе данных, – векторное обозначение модели,.

Математическая проблема обратной задачи заключается в поиске некой модели для имеющегося набора данных и ассоциированных с ним неопределенностей с учетом того, что значение мало насколько это возможно, а находится в диапазоне приемлемых для данного решения значений.

Принимая во внимание необходимость многократного вызова процедуры реше ния прямой задачи во время автоматической интерпретации, можно утверждать, что оперативность обратного решения в определенно степени зависит от скорости работы прямой задачи. С целью сокращения времени, требующегося для моделирования про цесса становления поля в среде, было принято решение о необходимости программной реализации уже упомянутого алгоритма Кристенсена, как метода решения прямой за дачи [2]. Этот метод основан на аппроксимации горизонтально-слоистой изотропной среды эквивалентным однородным полупространством, что дает возможность исполь зования простых и быстрых в вычислении формул для расчета электромагнитного поля в среде. При этом под эквивалентностью понимается равенство продольной проводи мости полупространства и суммарной продольной проводимости пачки слоев, ле жащих выше глубины проникновения поля в среду в отдельно взятый момент време ни:

, (3) где – магнитная проницаемость вакуума, – время, – кажущаяся проводимость, – эмпирический коэффициент.

Рис.1. Результат ручного подбора разреза на основе данных каротажа и с учетом поля ризуемости среды (а) и результат автоматической инверсии Оккама с использованием прямой задачи Кристенсена (б) с обнуленными поляризационными параметрами на те стовом профиле XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике Одной из замечательных особенностей совместного использования упомянутых техник является возможность получения информации о распределении удельного элек трического сопротивления без привлечения априорной информации. Это достигается за счет фактического отсутствия ограничений на количество заданных в модели слоев при расчете прямой задачи. На рисунке 1а представлен разрез, полученный в ходе интер претации с ручным подбором стартовых моделей на основе данных каротажа и учиты вающий эффект поляризуемости среды, который возникает за счет наличия в среде многолетнемерзлых пород и хорошо объясняется теорией межповерхностной поляри зации Максвелла-Вагнера [3, 4]. Результат автоматической инверсии для 20-слойных моделей методом Оккама без учета эффекта поляризуемости проиллюстрирован на ри сунке 1б.

Необходимо отметить, что совокупное использование описанных техник прямо го и обратного моделирования позволяет значительно увеличить скорость интерпрета ции данных в сравнении с классическими задачами, рассчитывающими поле над мно гослойной средой. Так, например, время счета прямой задачи для 12-слойной модели составляет около 1,5 мс, а для интерпретации разреза, состоящего из 320 двадцатислойных моделей (рис.1б), на компьютере со средней производительной мощностью потребовалось приблизительно 8 мин 30 с.

О точности подобранных моделей для отдельно взятого пикета можно судить по величине среднеквадратичного отклонения между теоретической и эталонной кривыми становления поля. Графики отклонений представлены на рисунке 2. Наилучшим явля ется результат ручного подбора “Mars”, среднее медианное значение невязки которого равно 5,4%. Следует отметить, что с точки зрения точности подбора автоматическая инверсия Оккама с приближенным алгоритмом Кристенсена показывает не худший, а для большинства точек даже лучший результат, чем ручной подбор в программе “Podbor”.

Рис.2. Среднеквадратичные ошибки результатов инверсии Критические значения ошибки, полученные в ходе выполнения инверсии Окка ма и присущие отдельным группам пикетов, вероятнее всего, связаны с высокой поля ризуемостью среды. Но не стоит забывать и о том, что прямая задача Кристенсена яв ляется приближенным методом моделирования сигналов и не учитывает свободных за рядов, скапливающихся на границах сильноконтрастных слоев разреза и дающих опре деленный вклад в кривую становления поля.

Для более детальной визуальной оценки степени влияния эффектов индукцион но-вызванной поляризации на результаты инверсии рассмотрим различные разрезы по пикетам 126650-127550, полученные в ходе интерпретации как сигналов, включающих в себя вклад, вносимый поляризуемостью среды, так и сигналов за вычетом данного вклада (рис.3).

© ГИ УрО РАН, Рис.3. Инверсия эталонных кривых с использованием прямой задачи А. А. Петрова, учитывающая поляризуемость среды и априорную информацию по каротажу - (а);

ин версия эталонных кривых методом Оккама с алгоритма Кристенсена (О-К) - (б);

инвер сия синтетических кривых, рассчитанных от разреза (а) без учета поляризуемости, ме тодом О-К - (в);

инверсия синтетических кривых, рассчитанных от разреза (а) с учетом поляризуемости, методом О-К - (г) Основываясь на значениях среднеквадратичных отклонений между эталонными и теоретическими кривыми можно сделать вывод о том, что инверсия Оккама дает до статочно хорошее приближение в случае интерпретации синтетических кривых без по ляризуемости в качестве входных данных. При наличии в интерпретируемых данных поправок от эффекта вызванной поляризации погрешность результатов несколько воз растает. Рассмотрим модель, полученную в результате ручного подбора с использова нием каротажных данных, и автоматически подобранные модели в результате приме нения инверсии Оккама для пикета 127450 (рис.4).

Рис.4. Модель для пикета 127450 составленная на основе каротажных данных - (а);

ре зультаты инверсии Оккама от эталонной кривой - (б), от синтетической кривой для мо дели (а), рассчитанной без учета поляризуемости - (в), от синтетической кривой для модели (а) с учетом поляризуемости - (г) Видно, что рассчитанные модели (рис.4б-г) согласуются с каротажными данны ми (рис.4а). Отсутствие на них опорного высокоомного горизонта объясняется недоста точно большим временем записи сигнала, в течение которого поле не достигло соот ветствующих глубин, из-за чего наличие данного горизонта не было отражено в кривых становления. Сравнивая референтный разрез (рис.4а) с 20-ти слойным разрезом (рис.4в), полученным с помощью инверсии Оккама от синтетической кривой, рассчи XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике танной от модели с обнуленными параметрами поляризуемости, следует отметить уве ренное выделение слоя с УЭС равным 300 Ом*м, при условии усреднения мощности и проводимости соответствующей пачки слоев. В нижележащем проводящем слое наблюдается характерная осцилляция, обязанная своим появлением условию гладкости результирующей модели. Результаты инверсии от эталонной и синтетической кривой для поляризующейся модели (рис.4б и г) имеют более гладкие, размытые границы сло ев.

Данная работа отражает лишь первые шаги на пути к массовому применению автоматической инверсии для переходных процессов. Очевидно, что игнорирование поляризационных параметров приводит к появлению систематических ошибок и «раз мазыванию» границ геоэлектрических горизонтов. Необходимо исследовать возмож ность учета поляризационных параметров в инверсии Оккама, а также при решении прямой задачи методом Кристенсена.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Constable S.C. Occam’s inversion: A practical algorithm for generating smooth models from electromagnetic sounding data / S.C. Constable, R.L. Parker, C.G. Constable // Ge ophysics. Vol. 52, No. 3. 1987. P. 289-300.

2. Christensen N.B. A generic 1-D imaging method for transient electromagnetic data / N.B. Christensen // Geophysics. Vol. 67, No. 2. 2002. P. 438-447.

3. Стогний В.В. Импульсная индуктивная электроразведка при изучении поляризую щейся среды криолитозоны Якутской кимберлитовой провинции / В.В. Стогний // Криосфера Земли. Т. XII, № 4. 2008. С. 46-56.

4. Kozhevnikov N.O. Fast-decaying IP in frozen unconsolidated rocks and potentialities for its use in permafrost-related TEM studies / N.O. Kozhevnikov, E.Y. Antonov // Geophys ical Prospecting. 54. 2006. P. 383-397.

М.Д. Трофимов, Р.А. Шишмарев, А.А. Переведенцева Научно-исследовательское геологоразведочное предприятие АК «АЛРОСА», г. Мирный ИЗУЧЕНИЕ ГЕОЭЛЕКТРИЧЕСКОЙ НЕОДНОРОДНОСТИ ЗЕМНОЙ КОРЫ ВЕРХНЕГО ТЕЧЕНИЯ РЕКИ ЫГЫАТТЫ Прогноз кимберлитовых полей в пределах алмазоносных районов и перспектив ных площадей базируется на признаках и предпосылках, которые включают глубинные (по геофизическим данным), тектонические (в т.ч. палеотектонические), магматиче ские, минералогические и др. Каждый применяемый критерий должен иметь точные количественные параметры, по которым можно оценить степень вероятности проявле ния кимберлитового магматизма на прогнозируемой площади.

В настоящее время перспективы малоизученных территорий Якутской алмазо носной провинции (ЯАП) оцениваются неоднозначно, что, отчасти, объясняется непол ным представлением геологов о разнообразии проявлений кимберлитового магматизма Сибирской платформы. Несмотря на это, в пределах ЯАП остаются достаточно обшир ные районы, перспективные на выделение новых кимберлитовых полей.

2010-2012 гг. нами были проведены геофизические работы методом магнитотел лурического зондирования (МТЗ) по изучению глубинного и структурно тектонического строения алмазоперспективных площадей верхнего течения р. Ыгыатты с целью прогнозирования проявлений кимберлитового магматизма.

© ГИ УрО РАН, Полевые исследования по методике МТЗ выполнялись с использованием V5 System 2000 с автоматической регистрацией данных в частотном диапазоне 320 0,0002 Гц (рис.1).

Рис.1. Внешний вид V5 System 2000 (Phoenix Geophysics Ltd) V5 System 2000 – это аппаратурно-программный комплекс, позволяющий про водить синхронную регистрацию магнитных и электрических компонент МТ-поля в неограниченном числе пунктов наблюдений, в диапазоне от десятков кГц до десятиты сячных долей Гц. В комплект V5 System 2000 входят: регистратор MTU, GPS-антенна, неполяризующиеся электроды, индукционные магнитные датчики, батарея питания (12 В) и соединительные кабели. Ядром системы является автономный, малогабарит ный цифровой регистратор MTU с 24-х разрядным АЦП.

Суточная автономная работа регистратора обеспечивается внешней батареей пи тания 12 В. Вмонтированная в каждый прибор система GPS обеспечивает синхрониза цию регистраторов, расположенных на неограниченном расстоянии с точностью ±1 мкс в режиме реального времени и автоматически определяет координаты текущего поло жения каждого прибора. Регистратор приспособлен к работе в самых разных климати ческих условиях в диапазоне температур от -20°C до +50°С [1].

Таблица Технические характеристики регистратора магнитотеллурического поля МТU Параметры Диапазоны Частотный диапазон 400-0,0002 Гц Динамический диапазон ±1,2 В Входное сопротивление 1 МОм Суточная автономная работа 12 В, 45 А/ч или 25 А/ч Аккумулятор Число каналов 2- Размеры 232211 см Вес 4 кг Диапазон рабочих температур -20°C до +50°С Прибор MTU-5 позволяет регистрировать две компоненты электрического поля и три магнитного, MTU-2E производит запись двух электрических компонент электро магнитного поля. Низкочастотные сигналы регистрируются непрерывно, средне- и вы сокочастотные – с заданными оператором интервалами. Усиление фиксируемых ком понент регулируется в зависимости от уровня сигнала и интенсивности помех.

На территории исследований МТ-зондирования проведены по имеющейся на местности сети буровых линий, сейсморазведочных профилей и дорог по сети площад XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике ной съемки (6-8)2 км (рис.2). В результате проведения полевых работ исследованиями охвачена площадь более 3000 км2.

Рис.2. Схема расположения пунктов МТЗ Площадь исследований в региональном плане расположена в пределах западной части Сюгджерской седловины, которая является зоной сочленения крупных тектони ческих элементов Сибирской платформы: Тунгусской и Вилюйской синеклиз, Анабаро Оленекской и Непско-Ботуобинской антеклиз. Западное крыло седловины характеризу ется значительным погружением нижнепалеозойских пород на запад и осложнено субмеридиональными, север-северо-западными разломами Ахтарандинской зоны, Сыр ганским разломом и другими разрывными нарушениями (Алымджахский, Олгуйдах ский) северо-восточного простирания. На востоке участка работ прослеживаются гра бены сложного строения, относимые к Вилюйско-Мархинской зоне глубинных разло мов [2].

В результате проведенных МТ-зондирований в северо-восточной части площади определены основные черты глубинной электропроводности кристаллической коры.

При интерпретации МТ-кривых были построены параметрические разрезы 2D инверсии. Они характеризуют на определенных гипсометрических уровнях блоки раз ного сопротивления, подобранные в результате моделирования разреза с учетом каж дой кривой МТЗ. По результатам предыдущих работ было показано, что на разрезах 2D-инверсии более контрастно проявляются отдельные структуры – по сопротивлению они более дифференцированы. Кроме этого, 2D-модели четче коррелируются с потен циальными полями, что не маловажно для последующего геологического истолкования полученных данных.

Глубинный геоэлектрический разрез земной коры изученной площади, в целом, соответствует «нормальному» разрезу антеклиз. На построенных моделях 2D-инверсии (рис.3) консолидированная кора представлена двумя слоями без четко выраженного пе реходного комплекса на уровне средней коры. Нижнекоровый слой мощностью 17 20 км характеризуется пониженными значениями сопротивлений увеличивающихся от подошвы к кровле (от 100 до 500 Ом*м). Вверх по разрезу удельное сопротивление структурно-вещественных комплексов резко возрастает. Максимальный градиент соот ветствует глубинам 15-25 км. По-видимому, именно этот интервал следует отождеств © ГИ УрО РАН, лять с переходным гранулит-базитовым комплексом. Максимальные значения сопро тивлений (1500 Ом*м и более) отмечаются в верхнекоровом слое на глубинах 5-15 км.

Рис.3. Геоэлектрические разрезы (2D-инверсия) по профилям ПР 8, ПР 16, ПР 24, ПР 32, ПР 40, ПР 48, ПР Рассмотренное выше распределение геоэлектрических параметров на уровне консолидированной коры осложняется сквозькоровыми проводящими (10-50 Ом*м) и высокоомными (более 1000 Ом*м) блоками. Наиболее контрастно в пределах площади выделяется протяженный непроводящий блок в западной части профиля ПР 40.

В геоэлектрическом разрезе осадочного чехла картируется два обобщенных гео электрических горизонта. Первый горизонт приурочен к отложениям перми, ордовика и верхоленской серии верхнего кембрия, осложненным субпластовыми интрузивными образованиями. Мощность горизонта изменяется от 900 до 1000 м, продольное сопро тивление составляет 5-20 Ом*м. Второй геоэлектрический горизонт представлен поро дами среднего кембрия – венда. В пределах слоя сопротивление поступательно увели чивается: на уровне кристаллического фундамента значение удельного сопротивления 500 Ом*м. Общая мощность горизонта составляет 2300 м. Основной прирост проводи мости в породах платформенного чехла (до 79 Cм) соответствует низкоомным образо XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике ваниям, слагающим интервал до 1000 м. Ниже 1000 м, по мере увеличения сопротивле ний вниз по разрезу, рост проводимости поступательно сокращается. До кровли архей протерозойских пород проводимость увеличивается только на 14 См. Суммарная про дольная проводимость осадочного чехла составляет 93 См.[3].

В ходе работы были проанализированы имеющиеся на изученную площадь гео лого-геофизические материалы, и на их основании установлено, что по проявленности региональных геофизических и структурных предпосылок опоискованная территория относится к участкам перспективным на обнаружение продуктивного кимберлитового магматизма.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Поспеева Е.В. Методическое пособие по применению магнитотеллурических зон дирований при среднемасштабных алмазопоисковых работах / Е.В. Поспеева. – Мирный: Мирнинская городская типография, 2006. – 80 с.

2. Манаков А.В. Отчет «Адаптация современных геофизических и компьютерных технологий в геологоразведочное производство АК «АЛРОСА» с целью прогнози рования и поисков проявлений кимберлитового магматизма (объект Геофизиче ский-2) / А.В. Манаков [и др.]. – Мирный, 2004.

3. Манаков А.В. Отчет «Совершенствование и разработка геофизических и компью терных методик исследований с целью прогнозирования и поисков месторождений алмазов (объект Геофизический-3) / А.В. Манаков [и др.]. – Мирный, 2009.

4. Электроразведка: Справочник геофизика. В двух книгах / под ред.

В.К. Хмелевского и В.М. Бондаренко // Книга первая. – 2-е изд., перераб. и доп. – М.: Недра, 1989 г. – 438 с.

Н.В. Фадеева Институт геофизики Уро РАН им. Ю.П. Булашевича, г. Екатеринбург МЕТОДИКА УТОЧНЕНИЯ ПАРАМЕТРОВ СТРУКТУРНО-БЛОЧНОЙ МОДЕЛИ ВЕРХНЕЙ МАНТИИ ПРИ ПОМОЩИ ВЕЙВЛЕТ-АНАЛИЗА Изучение строения верхней мантии является актуальной задачей. Все структуры тектоносферы вносят вклад в гравитационное поле. Чтобы выделить мантийную со ставляющую необходимо максимально убрать из гравитационного поля вклады от дру гих структур. В первую очередь нужно определить и устранить эффект коры, который, с одной стороны, является наиболее значимым, а с другой – может быть достаточно надежно определен независимо от гравитационного поля по априорным данным [2].

Цель данного исследования заключалась в уточнении определенной начальной модели разреза Земли по некоторому профилю в рамках предположения о блочном строении верхней мантии. Поправки вводятся на основе дополнительного условия изо статического равновесия и проведения вейвлет-анализа данных, полученных вычисле нием аномального гидростатического давления от начальной модели.

Исследование распределения плотности в верхней мантии Земли может осу ществляться на основе комплекса геофизических данных, прежде всего данных ГСЗ и гравиметрии. Обратные задачи сейсмоплотностного моделирования относятся к классу неустойчивых задач. Поэтому для них особенно важны плотностные модели начально го приближения, а также определение дополнительных условий на искомое решение.

Начальные модели должны отражать общие особенности распределения плотности, а соответствующие им аномальные гравитационные поля приблизительно совпадать с аномалиями наблюденного поля.

© ГИ УрО РАН, Построение плотностной модели начального приближения, основывается на следующей априорной информации:

1. двумерные скоростные разрезы земной коры исследуемой территории;

2. эмпирическая корреляционная зависимость скорость-плотность, которая в ходе решения будет уточняться для данной территории;

3. карты гравитационного поля в редукции Буге.

Таким образом, при моделировании плотностного разреза земной коры нужно перейти от значений скорости к плотностям. Сам по себе пересчет скоростей в плотно сти уже содержит существенный элемент неопределенности [4], что необходимо учи тывать при использовании корреляционной зависимости скорость-плотность.

В силу того, что для чехла и верхней коры возможно применять пересчет интер вальных скоростей в плотности, на основании данных сейсмических исследований вы деляется слоисто-блоковая структура чехла и коры. Переход выполняется по уточнен ной для данной области корреляционной кусочно-линейной зависимости «плотность скорость», которая получена на основе решения обратной задачи гравиметрии по рас сматриваемым профилям [8].

В результате получена модель разреза, которая состоит из осадочного чехла, консолидированной коры и однородной мантии ниже границы М.

Дальнейшее совершенствование модели заключается в уточнении вертикально блочного строения верхней мантии. В качестве дополнительной информации для полу чения геологически содержательного решения используется гипотеза об изостатиче ской компенсации на глубине. Изостазия является одним из основополагающих прин ципов, который должны учитывать любые геотектонические построения как отмеча лось, например, в [3]. При этом показано, что большинство регионов Земли находятся в состоянии, близком к изостатическому равновесию.

При моделировании условие изостатической компенсации на глубине дает воз можность выделить границы блоков в мантии и уточнить в них искомое распределение плотности таким образом, чтобы достигалось состояние, близкое к изостатическому равновесию.

В качестве примера исследуемой области был взят скоростной разрез земной ко ры по геотраверсу Кварц [6]. Плотностная модель строится до глубины 80 км. Прини мается, что на этом уровне для данной территории достигается изостатическая компен сация. Выбор глубины 80 км согласуется с имеющимися сейсмическими и сейсмогео логическими данными [1, 5].

Методика определения параметров искомых блоков заключается в следующем:

1. Проводится расчет давления с шагом h вдоль профиля на выбранной глу бине;

2. Рассчитываются аномальные массы и плотности, которые необходимо доба вить к начальной модели в области, заключенной между границей М и гори зонтальной линией, находящейся на глубине 80 км, чтобы выполнилось условие изостатического равновесия;

3. При помощи вейвлетов по полученному графику избыточного давления определяется положение вертикальных границ блоков;

4. В пределах выделенных блоков проводится усреднение вычисленных на ша ге 2 аномальных плотностей. Таким образом, определяются избыточные плотности блоков в мантии.

Анализ кривой аномального давления (далее графика «litos») на глубине осу ществляется при помощи вейвлета Гаусса «мексиканская шляпа» («gaus2»). Для выде ления блоков на основании компенсации избыточного давления форма этого вейвлета представляется наиболее подходящей. Проводится разложение кривой «litos» по XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике вейвлету «gaus2». Далее, определяются нулевые значения разложения, которые в дан ной методике интерпретируются как возможные вертикальные границы блоков мантии.

Исходя из предположения, что для данной территории мантия может состоять из блоков, был сделан выбор искомых границ неоднородностей.

Поправки, введенные в рамках предположения об изостатической компенсации, позволяют перераспределить плотность в мантии таким образом, чтобы:

1. значение избыточного давления на заданной глубине стало близко к нулю, 2. плотности нижних блоков имели геологически содержательные значения, 3. гравитационное аномальное поле изменилось незначительно, поскольку глубинные аномалии не вносят большой вклад в суммарное аномальное по ле.

Дальнейшие этапы исследования строения области заключаются в проведении уточнения плотностей верхних слоев в рамках линейной обратной задачи, а также в подборе аномальных тел, находящихся в коре. Такая процедура позволяет значительно приблизить модельное поле к наблюденному полю, внося незначительные изменения в достигнутое условие изостатического равновесия, поскольку малые тела не вносят большой вклад в вес всего столба.

Применяя данную методику для анализа нескольких профилей на площади, можно получить исходные данные для построения трехмерной модели распределения литостатического давления в верхней части литосферы в пределах исследуемой терри тории, как например в [7].

На рисунках наглядно представлена описанная методика.

Рис.1. Исходные данные для модели разреза по профилю «Кварц» с однородной манти ей. «1а» - графики полей измеренного (сплошная линия) и модельного (пунктирная ли ния);

«1b» - плотностная модель разреза начального приближения;

«1с» - график аномального давления «litos» модели.

© ГИ УрО РАН, Рис.2. Разложение графика аномального давления на глубине 80 км по вейвлетам «gaus2». Вверху – график «litos», внизу – значения коэффициентов разложения.

Рис.3. График коэффициентов разложения при определенном значении масштаба вейвлета. Дополнительно отмечены нули на графике, которые интерпретируются как положение вертикальных границ блоков мантии.

Рис.4. Уточненная модель разреза по профилю «Кварц» с полученным блоковым стро ением мантии. «2а» - графики полей измеренного (сплошная линия) и модельного (пунктирная линия);

«2b» - плотностная модель разреза с неоднородной мантией;

«2с» - график аномального давления уравновешенной модели.

XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике Рис.5. Значения полученных плотностей в блоках мантии Таким образом, предложен способ разбиения однородной мантии на вертикаль ные блоки и определения их плотности. При этом для итоговой модели разреза выпол нено условие изостатического равновесия на глубине 80 км. Также, это условие сохра нится при дальнейшем уточнении параметров коры и чехла для подбора поля. Описан ная методика является одним из инструментов в комплексе программ, которые обеспе чивают разностороннее изучение области. Такой интегрированный подход позволит получить геологически содержательную модель исследуемой области.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Дружинин В.С. Методика составления плотностных моделей верхней части лито сферы по профилям ГСЗ / В.С. Дружинин [и др.] // Материалы Международной конференции, посвященной 50-летию ИГ УрО РАН. Екатеринбарг, 2008. С. 76 80.

2. Кабан К.М. Гравитационная модель коры и верхней мантии / К.М. Кабан // Россий ский журнал наук о Земле. 2001. Т.3, №2. С. 143-163.

3. Короновский Н.В. Изостазия / Н.В. Короновский // Соросовский образовательный журнал. 2001. Т.7, №11. С.73-78.

4. Ладынин А.В. К методике изучения плотностной неоднородности верхней мантии / А.В. Ладынин // Геология и геофизика. 1973. №6. С. 60-67.

5. Павленкова Г.А. Новые данные о структуре земной коры и верхов мантии по про филю «Кварц» / Г.А. Павленкова // Разведка и охрана недр. № 2. 2000. С. 11 15.

6. Романюк Т.В. Сейсмоплотностное моделирование коры и верхней части мантии вдоль геотраверса «Кварц» / Т.В. Романюк // Физика Земли. 1995. №9. С. 11 23.

7. Фадеева Н.В. Технология уточнения плотностных неоднородностей верхней ман тии / Н.В. Фадеева, А.Г. Цидаев // 40-я сессия Международного семинара имени Д.Г. Успенского. 2013. С. 343-347.

8. Цидаев А.Г. Об одном методе решения линейной обратной задачи гравиметрии / А.Г. Цидаев, Н.В. Фадеева, Д.Д. Бызов // 38-я сессия Международного семинара имени Д.Г. Успенского. 2011. С. 288-291.

© ГИ УрО РАН, Т.Ф. Харисов, И.Л. Озорнин Институт горного дела УрО РАН, г. Екатеринбург ИССЛЕДОВАНИЕ НАПРЯЖЕННО-ДЕФОРМИРОВАННОГО СОСТОЯНИЯ КРЕПИ ПРИ СТРОИТЕЛЬСТВЕ ВЕРТИКАЛЬНЫХ СТВОЛОВ В ТЕКТОНИЧЕСКИ НАПРЯЖЕННОМ ГОРНОМ МАССИВЕ Стволы являются капитальными горными выработками, которые должны функ ционировать на протяжении всего срока службы шахты. В горной промышленности, на строительство стволов приходится до 20% общей стоимости и 50-60% продолжитель ности строительства предприятия в целом.

Состояние крепи стволов зависит от пород горного массива, от его трещинова тости, неоднородности, геологических нарушений и от напряжений, которые там фор мируются, также большую роль играет неравномерное давление пород на крепь, вслед ствие анизотропии поля напряжений в горном массиве. Напряжения в крепи и напря жения в массиве связаны между собой прямо пропорционально, и по мере проходки ствола напряженно деформированное состояние массива изменяется вследствие фор мирования вторичного поля напряжений [1].

В Казахстане на шахтах Донского ГОКа на протяжении нескольких лет и по сей день сотрудниками Института горного дела УрО РАН ведется комплекс исследователь ских работ на стволах: «Клетевой», «Вспомогательный», «Скипо-клетевой», «Северный вентиляционный» и «Вентиляционный 5КС». Массив данного месторождения сложен из метаморфических скальных пород и является тектонически напряженным. До глу бины 910 м массив сложен преимущественно амфиболитами, в том числе габбро амфиболитами. Породы трещиноватые с кварц-кремнистым заполнителем трещин. А на глубине более 910 м породный массив сложен из трещиноватых серпентинизиро ванных пород с серпофитовым заполнителем трещин.

ИГД УрО РАН производились замеры деформаций в крепи (бетонная, чугунные тюбинги) методом щелевой разгрузки [2], которая предусматривает следующие опера ции:

1. Формирование на исследуемом участке крепи, на контуре вертикальных или горизонтальных ребер тюбингов, плоских пропилов глубиной не менее 20 мм, разнесенных на расстояние 200300 мм (рис.1).

2. Последующий замер деформаций напряженного чугуна на плоскости про пилов. Деформации замеряли с помощью серийного индикатора часового типа (прибор ИЧ-10Р с точностью отсчета 0,01 мм) по смещениям пары ре перов, предварительно установленных на контуре ребер тюбинговой крепи.

3. Путем решения плоской задачи теории упругости пересчет полученных ве личин относительных деформаций в напряжения по формуле:

=(Е )/(1–К) (1) где Е – модуль упругости чугуна, =U/l – относительная деформация кон тура ребра тюбинга на базе l;

l –расстояние между реперами, мм;

U – замерен ные взаимные смещения реперов, мм;

К –коэффициент концентрации напряже ний, определяется по эмпирической зависимости, приведенной на диаграмме рис.2 [2].

Согласно опубликованным в справочниках [3] экспериментальным данным мо дуль упругости чугуна марки СЧ 25-44, из которого были отлиты тюбинги ствола "Вен тиляционный", составляет Е=100000 МПа;

XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике Рис.1. Схема замеров напряжений в ребрах тюбинговой крепи методом щелевой раз грузки: h – глубина пропилов;

L – расстояние между пропилами;

l – расстояние между реперами (база замера) 0, К Коэффициент концентрации напряжений 0, 0, 0, 0, 0, 0, 0, 0, 0 0,05 0,1 0,15 0,2 0, Отношение глубины пропилов h к расстоянию L между ними Рис.2. Диаграмма для нахождения коэффициента К концентрации напряжений, дей ствующих на внутренней поверхности ребер тюбинговой крепи На протяжении многих лет и по сей день сотрудниками ИГД производится мо ниторинг напряженно-деформированного состояния крепи ствола «Вентиляционный»

шахты «ДНК». При проходке данного ствола установлено, что в габбро амфиболитовом массиве напряжения бетонной крепи ствола при проходке находятся в пределах 4-9 МПа до глубины 910 м, то есть не превышают нормативной прочности для бетона класса В25. Фактическая «кубиковая прочность» крепи по результатам ис пытания составляет R=32,74 МПа (ГОСТ 26633-91).

Средние показатели прочностных свойств пород габбро-амфиболитов в интер вале глубин 40-910 м в массиве, где ведется проходка ствола «Вентиляционный», до стигают на одноосное сжатие в образце 71 МПа и в массиве пород (расчетная) 21,9 МПа. В серпентинизированных породах в интервале глубин 910-1200 м предел прочности в образце достигает 78 МПа и в массиве пород (расчетная) 21,1 МПа. Из приведенных данных видно, что прочностные свойства пород в серпентинитовом и габбро-амфиболитовом массиве как отдельного образца, так и породного массива прак тически одинаковы.

Разница заключается в том, что в серпентинитовом массиве трещины между блоками заполнены мягким (жидким) материалом – серпофитом, а в габбро амфиболитовом массиве – кальцитовой спайкой. Поэтому при одинаковой «кубиковой»

прочности пород (серпентиниты и габбро-амфиболиты) устойчивость массива пород габбро-амфиболитов выше, и напряжения в бетонной крепи стволов не превышают 4 © ГИ УрО РАН, 9 МПа, в то время как при проходке стволов в серпентинитовом массиве с серпофито вым заполнителем трещин напряжения в бетонной крепи достигают передела прочно сти при глубине 600 м, что приводит к ее деформации и нарушению (рис.3). Подтвер ждением этого вывода является проходка стволов по совмещенной схеме на шахте «ДНК» Донского ГОКа в серпентинитовом массиве, где напряжения в монолитной бе тонной крепи были на допустимом уровне и не превышали предела прочности бетона вплоть до глубины 600 м, но после данной отметки происходил резкий рост напряже ний, вплоть до разрушения крепи. В то время как в габбро-амфиболитовом массиве напряжения в бетонной крепи на глубине 900 м не превышали 30% от передела проч ности крепи.

Следовательно, на основании выполненных исследований делается вывод, что напряжения в бетонной крепи при проходке стволов в тектонически напряженном гор ном массиве при одинаковой прочности пород формируются в зависимости от матери ала заполнителя межблоковых трещин в массиве горных пород.

Также, при строительстве стволов по совмещенной схеме проходки, значитель ный рост напряжений в крепи наблюдается при проходке сопряжений (рис.3), но как показывают исследования, при разном заполнителе трещин, напряжения и деформации крепи вблизи сопряжения достигают разных значений.

Рис.3. Формирование напряжений в крепи стволов, пройденных в серпентинитовых и габбро-амфиболитовых массивах пород Так, например, в процессе разделки сопряжений гор. -320 м, гор. -400 м и -480 м в габбро-амфиболитовом массиве напряжения бетонной крепи ствола составляли не более 51% от передела прочности бетона. При визуальном осмотре крепи каких-либо деформаций и нарушений крепи не наблюдалось. Максимальные значения напряжений были зафиксированы в бетонной крепи на глубине 602 м при проходке насосной каме ры, оно достигло -17 МПа, что составляет 51,9% от предела прочности крепи, крепь не деформировалась. Самые высокие напряжения были зафиксированы при разделке со пряжения в серпентинитовом массиве с серпофитовым заполнителем трещин, на глу бине 960 м (гор. -560 м). Напряжения в тюбинговой крепи на глубине 962 м (гор. 564 м) под сопряжением достигали -625 МПа, что составляет 65,8% от предела прочно сти чугуна СЧ 25. При разделке данного сопряжения неоднократно происходили де формации и нарушения крепи на глубине 949 м и 962 м, то есть над сопряжением и под XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике ним образовались трещины в чугунных тюбингах, вплоть до полного раскалывания тюбинга в кольце №22 и №30 (рис.4).

Рис.4. Ствол «Вентиляционный» сопряжение гор. -560 м При проходке сопряжений создаются большие площади обнажения массива гор ных пород, поэтому необходимо управлять процессом поэтапного обнажения и крепле ния массива, так как при обычном способе проведения сопряжений происходят боль шие деформации приконтурного массива. Поэтому сотрудниками ИГД был предложен усовершенствованный способ проходки сопряжений на больших глубинах.

Перед началом строительства в кровле сопряжения на длину 15-20 м создается защитный 3-х рядный экран из буровых скважин, заполненных трубами и монолитным бетоном (рис.5). Скважины бурятся параллельно кровле сопряжения из ствола. Размеры сопряжения должны быть оптимальными и не создавать большой площади обнажения.

Рис.5. Проведение и крепление сопряжения в тектонически напряженном горном массиве Необходимо создать условия минимального деформирования массива пород, применяя опережающую анкерную крепь быстрого закрепления. В зависимости от принятой высоты опалубки (3 или 4 м) сопряжение будет проходиться в один или два слоя, и каждый слой выполняется под прикрытием анкерной крепи, установленной по © ГИ УрО РАН, сетке 0,5х0,5 м длиной 2,4 м, с металлической решетчатой затяжкой. Пока не будет сделана уходка ниже отметки горизонта, возводить постоянную крепь не рекомендует ся, так как это вызывает деформации крепи ствола. Поскольку рассечка и стволовая часть продолжительное время будут находиться без постоянного крепления, можно временно нанести набрызгбетон.

Сформировавшиеся напряжения в монолитной бетонной крепи при проходке ствола 5КС до глубины 910 м в условиях тектонически напряженного габбро амфиболитового горного массива не превышают нормативный предел прочности бето на на сжатие. Переход на тюбинговую крепь оказался целесообразным, так как напря жения в тюбинговой крепи в серпентинитовом массиве с серпофитомым заполнителем трещин также не превышают предела прочности тюбинга СЧ 25, нарушение тюбингов произошло только вблизи сопряжения гор. -560 м, которое проходилось в сильнотре щиноватом серпентинитовом массиве. На данный момент продолжается проходка ствола с глубины 910 м в серпентинитовом массиве пород, в качестве крепления ствола применяются чугунные тюбинги. Проходка ствола и исследование напряженно деформированного состояния крепи (чугунных тюбингов) будет выполняться Институ том горного дела до глубины 1200 м.

Таким образом, можно сделать следующие выводы:

1. Напряжение в крепи при проходке стволов в тектонически напряженном горном массиве пород формируется в зависимости от характеристик запол нителя межблоковых трещин в массиве горных пород.

2. При наличии серпофитовой прослойки в трещинах напряжения в бетонной крепи достигают предельной величины на глубине 600 м.

3. Наличие кальцитовой спайки в межблоковых трещинах массива пород обес печивает уровень напряжений в бетонной крепи в пределах 4,0-9,0 МПа на глубине 900 м, то есть в пределах нормативной прочности бетона класса В25.

4. При проходке сопряжений, в крепи ствола над сопряжением формируется повышенный уровень напряжений, так как создаются большие площади об нажения массива горных пород. Поэтому примыкающую часть сопряжения к стволу проходят под прикрытием опережающих защитных экранов, пред ставленных железобетонными анкерами в скважинах 110 мм.

5. Сооружение сопряжения ствола с горизонтом следует начинать с проходки ствола с применением временной крепи на полную глубину сопряжения, за тем послойно сверху вниз производить разделку сопряжения с применением временной анкерной крепи.

Исследования выполнены при поддержке Министерства образования и науки Российской Федерации, соглашение № 8348 и интеграционного проекта Президиума УрО РАН № 12-И-5-2050.


СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Боликов В.Е. Прогноз и обеспечение устойчивости капитальных горных выработок / В.Е. Боликов, С.А. Константинова. Екатеринбург: УрО РАН, 2003. – 374 с.

2. Зубков А.В. Геомеханика и геотехнология / А.В. Зубков. Екатеринбург: УрО РАН, 2001. – 335 с.

3. Материалы в машиностроении. Выбор и применение. / Колл. авторов под ред.

А.А. Жукова и А.Д. Шермана // Том 4. Чугун. М.: "Машиностроение", 1969. – 248 с.

XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике В.В. Хохлова, А.А. Симанов ГИ УрО РАН, г. Пермь СОВРЕМЕННЫЕ МЕТОДЫ ОБРАБОТКИ ВЫСОКОТОЧНЫХ ГРАВИМЕТРИЧЕСКИХ НАБЛЮДЕНИЙ В гравиразведке первичными материалами для последующей геологической ин терпретации являются аномалии силы тяжести в редукции Буге. Очевидно, что они должны быть свободны от помех негеологического характера, таких как влияние рель ефа местности, высота точки наблюдения и т.д. Принятые процедуры обработки грави метрических данных, описанные в учебниках по геофизике, формализовались в 1920-х и 1930-х годах, когда использовались маятниковые гравиметры и вариометры. Эти процедуры были продиктованы точностью съемки и ограничениями в вычислительной мощности, данными о рельефе и точностью знания абсолютного значения силы тяже сти. Не было смысла улучшать процедуры обработки, при условии, что мы не можем получить достаточно точные полевые данные.

В настоящее время существенно возросла точность гравиметрической съемки и планово-высотной привязки пунктов наблюдений, возросли знания о форме Земли, со здана мировая опорная гравиметрическая сеть, в открытом доступе имеются детальные базы данных о фигуре геоида и рельефе Земли и, учитывая современные вычислитель ные мощности, нет никаких причин для применения упрощенных формул при вычис лении поправок и редукций в гравиметрические наблюдения. Соответственно, должны быть пересмотрены и процедуры обработки гравиметрических данных.

Авторами предлагается использование новых стандартов (процедур) редуциро вания гравиметрических данных удовлетворяющим современным требованиям грави разведки. Предлагаемые стандарты базируются на международно принятых процедурах [1, 3], уравнениях и параметрах (эллипсоид Красовского, параметры Земли – ПЗ90), которые отличаются от стандартных процедур, описанных в существующих учебниках, инструкциях [4, 5].

В рамках описанного выше подхода разработана технология первичной обра ботки гравиметрических данных, которая воплощена в программном модуле «New_standards» (рис.1) и решает следующие задачи:

вычисления поправок и аномальных значений силы тяжести по формулам, описанным в существующих учебниках и инструкциях;

вычисление аномальных значений силы тяжести с использованием совре менных процедур редуцирования гравиметрических данных;

создание каталогов гравиметрических пунктов;

выбор плотности промежуточного слоя [6].

Алгоритм вычисления аномалий силы тяжести включает вычисления географи ческих координат (поскольку обычно известны прямоугольные координаты гравимет рических пунктов), нормального поля силы тяжести и собственно аномалий. Исходны ми данными являются массивы координат пунктов и наблюденных значений силы тя жести. Кроме указанных данных вводятся массивы поправок gр за влияние рельефа окружающей местности, вычисленные в отдельной программе «TopWin», разработан ной в Горном институте УрО РАН [7]. Для выбора плотности промежуточного слоя ис пользовался известный метод Л.Л. Неттлетона, где для каждого профиля строится се мейство кривых аномалий Буге, вычисленных с различной плотностью промежуточно го слоя, и из них выбирается та, которая меньше всего коррелирует с рельефом местно сти. Расчет корреляции производится по методу Пирсона и алгоритму Любимовых.

© ГИ УрО РАН, Рис.1. Интерфейс программы «New_standards»

Рассмотрим пример использования данной технологии на одном из участков гравиметрической съемки, выполненной в восточной части Пермского края. Гравимет рическая съемка масштаба 1:50 000 выполнена с использованием высокоточных грави метров Autograv CG-3M (Scintreх, Канада). Для проведения топографо-геодезической съемки использовалась аппаратура GPS-5700 Trimble (США), электронные тахеометры Trimble 3305 (США) и Nikon DTM-352 (Япония). Среднеквадратическая погрешность определения аномалии Буге с учетом погрешности наблюденных значений силы тяже сти, определения высот и координат пунктов составила ±0,053 мГал. Перепад высот рельефа в пределах площади съемки составляет от 142 до 502 м. Расчет поправок в ближней и центральной зонах осуществлялся с помощью векторизованных топографи ческих карт масштаба 1:25 000, а для средней и дальней зон использовались матрицы высот SRTM [2].

Произведена первичная обработка гравиметрических данных с помощью про граммного модуля «New_standards», в результате которой созданы каталоги гравимет рических наблюдений по различным стандартам редуцирования. Кроме того, в случае современных стандартов редуцирования использовались высоты гравиметрических пунктов относительно референц-эллипсоида. Построены карты гравитационного поля с использованием новых процедур и общепринятых стандартов редуцирования.

На рисунке 2 показаны карты гравитационного поля с поправкой за влияние ре льефа местности (А) и карта разности аномалий Буге, вычисленных с использованием новых процедур и общепринятых стандартов редуцирования (Б). Как видно из рисунка, разность аномалий, вычисленных различными способами, достигает 0,15 мГал, т.е. на порядок превосходит точность полевой съемки. Разность аномалий возникает, в основ ном, за счет ошибки использования упрощенной формулы вычисления аномалий в сво бодном воздухе и пренебрежения влиянием атмосферного эффекта. Погрешность, обу словленная использованием различной системы высот (косвенный эффект), практиче ски не сказывается на морфологии локальных аномалий из-за небольших размеров площади съемки. Хотя величина разности аномалий несравнима с диапазоном измене ния поправок за влияние рельефа, тем не менее, искомые геологические объекты более XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике отчетливо выделяются на карте, построенной с использованием новых процедур реду цирования.

Рис.2. Использование новых процедур обработки гравиметрических данных:

А – карта аномалий гравитационного поля с учетом поправки за рельеф местности;

Б – нормированная разность аномалий, вычисленных по инструкции и по новым стандартам Установлено, что ошибки, вносимые в аномалии Буге традиционными процеду рами обработки гравиметрических данных, существенным образом загрубляют анома лии силы тяжести. Доказано, что использование современной формулы вычисления нормального поля, учет эллипсоидальности Земли при определении вертикального гра диента и промежуточного слоя существенно повышают точность вычисления гравита ционных аномалий.

Таким образом, при современном технологическом и метрологическом обеспе чении полевых работ, необходимо пересмотреть стандартные процедуры обработки гравиметрических данных, чтобы не загрублять аномалии силы тяжести.

Работа выполнена при поддержке РФФИ (грант № 11-05-96013).

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Hinze W.J. New standards for reducing gravity data: The North American gravity database / W.J. Hinze [et al.] // Geophysics. – 2005. V.70, №4. P. J25-J32.

2. SRTM 90 m Digital Elevation Data [Электронный ресурс]. – Режим доступа:

http://srtm.csi.cgiar.org/.

3. Бычков С.Г. Методы обработки и интерпретации гравиметрических наблюдений при решении задач нефтегазовой геологии / С.Г. Бычков. – Екатеринбург: УрО РАН, 2010.

– 187 с.

4. Гравиразведка. Справочник геофизика. М.: Недра, 1990. – 607 с.

© ГИ УрО РАН, 5. Инструкция по гравиразведке. М.: Недра, 1980. 80 с.

6. Любимов Г.А. Методика гравимагнитных исследований с использований ЭВМ / Г.А. Любимов, А.А. Любимов. М.: Недра, 1988. 303 с.

7. Симанов А.А. Использование ГИС-технологий для учета влияния рельефа местности при гравиметрической съемке / А.А. Симанов // Восьмая Уральская молодежная науч ная школа по геофизике. Сборник материалов. Пермь, 2007. С. 234-238.

С.И. Шадрина Пермский государственный национальный исследовательский университет, г. Пермь ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПРИЁМА СТАТИСТИЧЕСКОГО МОДЕЛИРОВАНИЯ ДЛЯ ПОВЫШЕНИЯ ОДНОЗНАЧНОСТИ РЕШЕНИЯ ОБРАТНОЙ ЗАДАЧИ ЭЛЕКТРИЧЕСКОГО ЗОНДИРОВАНИЯ Электрическое зондирование является одним из базовых методов электрораз ведки. Количественная интерпретация остаётся одним из проблемных её этапов. До сих пор остаётся неудовлетворённость, связанная с отсутствием строгих количественных оценок информативности исходных данных, обеспечивающей требуемую детальность расчленения разреза [1]. Поэтому данная проблема актуальна в наше время.

Классический взгляд на принцип эквивалентности в электроразведке был разра ботан А.М. Пылаевым (1968) для горизонтально-слоистого разреза [3]. Суть состояла в подборе набора эквивалентных решений для трёхслойных моделей сред в рамках за данной погрешности полевых наблюдений с построением соответствующих номограмм оценки эквивалентности.

С появлением быстрых и точных программ расчёта кривых ВЭЗ в середине 80-х годов стало возможным увидеть расширенные границы действия принципа эквива лентности (Б.П. Петрухин, 1988), полученные результаты которых имеют ряд особен ностей.

Основная цель при написании данной работы состояла в изучении пределов эк вивалентности при решении обратной задачи электрического зондирования примени тельно к конкретному интерпретационному методу. Для этого была использована ме тодика статистического моделирования. Она включает следующие задачи:

1) проведение экспериментальных работ по оценке пределов эквивалентности для за данного набора моделей горизонтально-слоистых сред для разного типа разрезов;


2) изучение возможности использования статистического моделирования в целях по вышения однозначности определения параметров среды;

3) исследование характера погрешности определения эквивалентных параметров сре ды;

4) проведение сравнительного анализа с результатами ранее выполненных работ в этом направлении;

5) обобщение полученных результатов и построение номограмм, отражающих пре дельные значения выделенных слоёв.

Для решения данных задач были использованы программа расчёта теоретиче ских кривых зондирования для горизонтально-слоистых моделей сред («Model-VES 1D») и программа статистического моделирования, используемая в программе количе ственной интерпретации «ЗОНД». Исследования проводились на примере трёхслойной модели среды. Процесс анализа включал в себя последовательность следующих опера ций:

1. Задание набора интерпретационных моделей: а) параметры первого слоя составля ли: 1=1 Ом*м, h1=1 м;

б) параметры второго слоя включали набор значений:

XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике h2=0,25;

0,50;

1;

2;

4;

10 м;

2=2;

4;

10 Ом*м, в) сопротивление третьего слоя:

3=0,5 Ом*м (табл.1).

Таблица № Вариант 1 Вариант 2 Вариант слоя Om*m m Om*m m Om*m m 1 1 h1 1 h1 1 h 1 1 1 1 1 2 2 h2 2 h2 2 h 2 0,25 4 0,25 10 0, 0,50 0,50 0, 1 1 2 2 4 4 10 10 3 3 h3 - 3 h3 - 3 h3 0,50 0,50 0, 2. Расчёт теоретических кривых зондирования для заданного набора моделей с помо щью программы «Model-VES-1D». В результате расчёта формируется проект для использования его как исходного для программы «ЗОНД» [2].

3. Количественная интерпретация набора теоретических кривых, включающая в себя статистическое моделирование. В результате интерпретации получаем набор экви валентных решений. Один из фрагментов интерпретации представлен на рисунке 1.

Рис.1. Фрагмент интерпретации одиночного зондирования для параметров второго слоя: =2 Ом*м, h=2 м 4. Статистический анализ с целью определения средних значений и пределов эквива лентности искомых параметров.

5. Расчёт интерпретационных параметров и графическое оформление результатов.

В результате обобщения получены следующие результаты:

1) Установлено, что характер погрешности определения эквивалентных пара метров включает две составляющие: статическую и статистическую.

Статическая погрешность завышает истинные значения слоёв. Степень завыше ния зависит от относительной мощности выделяемого слоя, но находится устойчиво.

Статистическая погрешность достаточно изменчива по величине. Дисперсия в зависимости от параметров слоёв изменяется от 0,1% в случае h2/h13 м до 15% в слу чае, когда h2/h1 стремится к 0,5 м.

© ГИ УрО РАН, 2) Построены графики и номограммы для определения статистической по грешности для заданного набора моделей. Получены обобщающие графики для оценки пределов мощности второго слоя при разных значениях его сопротивления (для разных типов кривых) (рис.2).

Рис.2. Обобщающие графики для оценки пределов мощности второго слоя при разных значениях его сопротивления: для кривых типа Н (а), для кривых типа К (б) 3) Определены области возможного выделения слоя для разных типов кри вых (рис.3).

Рис.3. Номограммы, отражающие предельные значения выделения слоёв: для кривых типа Н (а), для кривых типа К (б);

А – область выделения слоя, В – отсутствие выделе ния слоя.

Данная задача считается новой при работе над данным вопросом, поскольку до недавнего времени широких исследований с помощью метода статистического модели рования не проводилось, хотя отдельные попытки подобного анализа предпринима лись.

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

2. Обработка и интерпретация результатов полевых наблюдений в программе ЗОНД.

[Электронный ресурс]. – Режим доступа:

http://permgeo.ru/download/Brief_Manual_ZOND.pdf 3. Пылаев А.М. Руководство по интерпретации вертикальных электрических зонди рований / А.М. Пылаев. М.: Недра, 1968. 148 с.

XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике А.А. Шатская Национальный исследовательский Томский политехнический университет, г. Томск ИЗУЧЕНИЕ ВЛИЯНИЯ ТРЕЩИНОВАТОСТИ КОЛЛЕКТОРА НА АМПЛИТУДНЫЙ СПЕКТР СЕЙСМИЧЕСКОГО СИГНАЛА НА ОСНОВЕ МАТЕМАТИЧЕСКОГО МОДЕЛИРОВАНИЯ Метод математического моделирования получил распространение в сейсмораз ведке примерно с середины 60-х годов. Использование синтетических сейсмограмм, являющихся результатом решения одномерной динамической задачи, имеет следующие цели:

1) теоретические исследования распространения волн в сложных средах с це лью изучения принципиальных связей между строением модели и структу рой образующегося в ней сейсмического поля, а также с целью эксперимен тальной проверки аналитических решений;

2) прогнозирование волновых полей для заданных сейсмогеологических усло вий с целью обоснования проектируемой методики сейсморазведки путем анализа свойств полезных и мешающих волн;

3) сопоставление расчетных волновых полей с наблюденными при обработке и интерпретации разведочных материалов с целью оптимизации параметров обработки и повышения полноты и достоверности геологической интерпре тации ее результатов [3].

Переход к двумерному сейсмическому моделированию, т. е. к использованию синтетических временных разрезов, означал не просто увеличение количества синтези руемых трасс, а качественно новый уровень реализации метода моделирования. Речь идет об открывшейся возможности применения математического моделирования непо средственно в процессе интерпретации данных сейсмических наблюдений. В целом, это позволило получить важные для практики интерпретации выводы о том, какие осо бенности и признаки нужно искать на реальной сейсмозаписи при изучении того или иного геологического объекта [4].

Цель данной работы – найти способы анализа волновых полей на основании ре шения прямых задач для выявления трещиноватых областей. Сейсмические трассы можно анализировать как во временной области, так и в частотной. В настоящей работе анализ будет проводиться в частотной области. Поэтому наша задача на основании численного моделирования выяснить влияние трещиноватости на спектральные свой ства отраженных сигналов. Расчеты проводились конечно-разностным методом в рам ках модели гипоупругой хрупкой среды, т.к. именно такая среда описывает механизмы распространения волн в трещинах, заполненных флюидом [5].

На первом этапе работы был создан алгоритм для построения модельного разре за. Программа написана на языке программирования Fortran. В текстовом файле опи сываются условные скважины – точки на профиле, для которых известны следующие свойства: глубина скважины, границы пластов, скорость распространения сейсмиче ской волны (плотность принимается постоянной и равной 2,0 г/см3, т.к. она незначи тельно влияет на акустическую жесткость). После задания этих условий программа рассчитывает параметры среды между двумя скважинами и строит сейсмогеологиче скую модель участка профиля в виде двухмерного изображения, состоящего из элемен тарных ячеек различного цвета. Цвет ячейки определяется присущей для нее скоростью волны (рис.1). В данной работе мы приняли параметры вмещающей среды Vp=3000 м/с, Vs=2000 м/с, =2000 кг/м3, параметры слоя Vp=2000 м/с, Vs=1500 м/с, © ГИ УрО РАН, =2000 кг/м3, сверху расположена линия «источник-приемник». В центре среднего слоя задали трещиноватую область с более низкой скоростью Vp=1800 м/с.

Рис.1. Модель среды с низкоскоростным пластом, содержащим зону трещиноватости с трещинами 1-го типа (отрыва), трещиноватость 2%. 1 – вмещающая среда, 2 – слой с трещиноватой зоной, - падающая волна Результатом решения прямой динамической задачи обычно является сейсмиче ская трасса в виде импульсных коэффициентов отражения, которые затем подвергают ся свертке с импульсом, моделирующим сейсмический сигнал [4]. Коэффициенты от ражения, присущие каждой резкой границе изменения акустических свойств среды, определяются из начальных условий по формуле:

K отр = ( 2 1 ) /( 2 + 1 ), = V, (1) где V– скорость акустической волны в пласте, – плотность породы пласта [1].

Форма импульса регистрируемой волны зависит от особенностей источника, яв лений на границах, поглощающих свойств среды, условий приема и записи колебаний.

Вследствие изменчивости этих факторов форму сейсмического импульса в каждом случае можно определить только экспериментально. При этом часто возникают значи тельные трудности, вызываемые интерференционным характером записи колебаний.

Применение импульсных источников (взрыв, удар) приводит к возникновению корот ких импульсов с небольшим (до 2-3) числом видимых периодов колебаний. Вблизи ис точника эти импульсы отличаются резким вступлением, по мере удаления от него вступление становится все более плавным [3].

Для аналитического представления формы наблюдаемых колебаний предложены различные виды импульсов. Они построены на основе функции гармонических колеба ний заданной частоты 0.Успех использования синтетической трассы для целей интер претации во многом определяется правильным выбором начального приближения этого импульса [2]. Существует несколько подходов к заданию формы сейсмического сигна ла. Первый основан на извлечении его из реальной трассы временного разреза путем расчета автокорреляционной функции – операции свертки трассы с самой собой, сдви нутой на определенный шаг. Этот метод дает неплохие результаты, так как сама трасса несет информацию о форме импульса, проходящего через толщу пород [6]. Однако в данной работе мы ставим задачу исследовать общие закономерности отклика среды, не привязываясь к какой-либо конкретной площади и профилю, поэтому в качестве формы импульса будет использоваться импульс Рикера:

U y = F (t ) = 2f e(t t o ) e 2f (t to ), (2) XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике где U y – y-компонента скорости смещения. Этот импульс характеризуется высокой плавностью функции, ее производных и спектра. Исходные параметры импульса зада ются также в отдельном файле.

Рис.2. Импульс Рикера Вторым шагом работы программы является построение модельного сейсмиче ского поля по заданным параметрам среды и форме исходного сигнала путем свертки трассы коэффициентов отражения с функцией исходного сигнала. Можно задавать шаг вычисления сейсмических трасс и анализировать получаемое волновое поле. На рисун ке видим, что участок с пониженной скоростью формирует дополнительные возмуще ния в волновой картине (рис.3).

Рис.3. Модельный сейсмический разрез, рассчитанный по заданным параметрам среды На втором этапе нашей работы была решена задача о падении плоской упругой волны на среду, содержащую слой, в котором случайно заданы трещины. Исходная мо дель остается прежней – слой с низкими значениями скорости и плотности залегает между плотными высокоскоростными пластами, но теперь в центре среднего пласта задается множественная трещиноватость – 2% трещин первого типа. Зона трещинова тости (участок другого цвета в центре слоя 2 на рисунке 1) составила 1600 расчетных точек – это 32 трещины. Отдельная трещина описывается двумя берегами и вершина ми. Берега трещин расположены горизонтально, так что трещины ведут себя как тре щины первого типа (трещины отрыва).

Выявление зон, в которых повышена трещиноватость, проводится на основе анализа аномальных скоростей в пласте. Характерными их особенностями являются:

1) Аномальный рисунок волнового поля, обусловленный нарушением фазовой корреляции до полного исчезновения регулярной записи (по нарастанию степени нарушенности отражений: вертикальные и субвертикальные смеще ния осей синфазности, снижение прослеживаемости отражений, прерыви стость отражений, лоскутный характер отражений, разнонаклоненность © ГИ УрО РАН, фрагментов осей синфазности и, наконец, хаотический рисунок волнового поля);

2) Аномалия амплитуды (снижение интенсивности отражений);

3) Изменчивость формы импульса отраженной волны (снижение когерентно сти отражений);

4) Аномалия частотного состава сейсмозаписи;

5) Аномальное снижение скоростей суммирования ОГТ, достигающее 600 м/с;

6) Аномальное возрастание частотно-зависимого поглощения.

Заданная в нашей модели трещиноватость среды приводит к возникновению рассеянных волн и явлению дифракции. Эти особенности хорошо видно на получив шейся модельной сейсмограмме (рис.4). Таким образом, каждая отдельная трещина при прохождении через нее знакопеременного импульса порождает область дифракции. На сейсмограмме хорошо виден общий вклад области дифракции в волновое поле – ди фракция начинается сразу после образования отраженной волны с 50 мс и к 175 мс до стигает краев модели. На сейсмограмме в центре выделена пунктирная линия – при мерный центр наблюдения. Для этой линии справа на рисунке приводится верхняя часть трассы с указанием положительной и отрицательной фаз.

Рис.4. Модельная сейсмограмма. Знаками “+” и ““ показаны положительная и отрица тельная фазы импульса Рикера. Цифрами обозначены: 1 падающая волна, 2 отражение от кровли слоя, 3 отражение от подошвы слоя.

Слева приведен участок трассы для пунктирной линии Для дальнейшего анализа берется часть трассы между цифрами 2 и (512 точек), то есть отраженная волна. В таком окне проводится преобразование Фурье, и оно же выполняется для исходного импульса Рикера, то есть для падающей волны.

Для иллюстрации ниже будут приводиться только модули комплекснозначных ампли тудных спектров Фурье, которые для краткости будем называть спектрами.

Для исследования отраженных волн именно в спектральной области нас побудил эксперимент, описанный в [7]. Суть его в том, что исходный сигнал (сигнал А в случае лабораторного эксперимента), распространяясь в поглощающей среде (образец песча ника, как и любое реальное тело, является поглощающим), записывается затем в виде сигнала B со спектром, существенно лишенным высоких частот. В нашей работе была поставлена задача исследовать поведение спектра исходного импульса и спектра отра женных волн, полученных при математическом моделировании, и сравнить результаты с исследованием этих же параметров описанным выше физическим путем.

XIV Уральская молодежная научная школа по геофизике Рассчитанные спектры построены на рисунке (рис.5). Хорошо видно, что макси мум спектра отраженной волны явно сместился вправо. Кроме того, если для частот около 20 Гц амплитуды спектров в трещиноватой и сплошной средах сопоставимы, то в диапазоне от 30 до 50 Гц можно говорить об отличиях на порядок.

Рис.5. Спектры падающей (1) и отраженной (2) волн для модели упруго-хрупкой среды Таким образом, на основе численного моделирования и сравнения с эксперимен тальными данными установлено, что спектр волны, отраженной от трещиноватой обла сти, при упруго-пластическом поведении среды резко теряет часть высоких частот и уверенно отличается от спектра волны в сплошной среде. В дальнейшем планируется использовать результаты данной работы для исследования и выделения трещиноватых зон на реальных сейсмических временных разрезах.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Бондарев В.И. Сейсморазведка: учебник для вузов / В.И. Бондарев. Екатеринбург:

Изд-во УГГУ, 2007. 690 с.

2. Гогоненков Г.Н. Расчет и применение синтетических сейсмограмм / Г.Н. Гогоненков. М.: Недра, 1972. 140 с.

3. Гурвич И.И. Сейсмическая разведка / И.И. Гурвич, Г.Н. Боганик // 3-е изд., перера ботанное. М.: Недра, 1980. 551 с.

4. Корягин В.В. Математическое моделирование в сейсморазведке / В.В. Корягин, Ю.П. Сахаров. М.: Наука, 1988. 156 с.

5. Немирович-Данченко М.М. Возможности обнаружения множественной трещино ватости сплошной среды на основе оценки спектральной плотности энергии отра женного сигнала / М.М. Немирович-Данченко // Технологии сейсморазведки.

2009. №4. С. 32-36.

6. Поданева Д.С. Алгоритм построение пластовой модели среды с согласованием данных наземной сейсморазведки и скважинной сейсморазведки / Д.С. Поданева // Технология Microsoft в теории и практике программирования. – Томск: Изд-во ТПУ, 2012. – С. 57-62.

7. Сейсмическая стратиграфия / Под редакцией И. Пейтона // ч.1. Пер. с англ. М.:

Мир, 1982. 375 с.

© ГИ УрО РАН, Ш.П. Шозиёев Институт геологии, сейсмостойкого строительства и сейсмологии АН Республики Таджикистан, г. Душанбе О МИГРАЦИИ ОЧАГОВ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ ВДОЛЬ ВАНЧ-АКБАЙТАЛЬСКОГО РАЗЛОМА НА ПАМИРЕ (ТАДЖИКИСТАН) Миграция очагов тектонических землетрясений – одно из важных свойств сей смотектонических процессов. Изучение миграции очагов даёт возможность прослежи вать динамику тектонических процессов. В настоящей работе рассматривается мигра ция землетрясении в районе Ванч-Акбойтальского разлома, одного из крупнейших на Центральном Памире. Линия Ванчского глубинного разлома и зона Акбайтальских че шуйчатых надвигов, по мнению многих исследователей, представляет собой тектони ческую границу первого порядка и известна под названием «Главной линии Памира», отделяющей структуры Кунь-Луня от структур Каракурум. Киммерийская и Альпий ская эпохи складчатости проявились весьма интенсивно на всей территории Памира.

Однако главную роль тектонических движения сыграли к югу от описываемого глу бинного разлома, то есть на территории сейсмогенных зон Центрального Памира. Шов сопровождался участками чешуйчатого строения, которые образовались в условиях двухстороннего давления с юга и с севера, но давление с юга, по всей видимости, из-за движения Индостанской плиты преобладает. В соответствии с действующей картой общего сейсмического районирования территории Таджикистана Ванч-Акбайтальская зона землетрясений относится к 8-ми балльной с повторяемостью 100 лет. Начиная с октября 2007 г., в Ванчском районе произошла значительная активизация землетрясе ний [3]. К настоящему моменту здесь зарегистрировано более 200 ощутимых землетря сений на площади около 400 км2. За это время отмечено три главных землетрясения: 7 8 апреля 2008 г. с интенсивностью в эпицентре 4-5 баллов, 3 марта 2009 г. – 5-6 баллов и 2 января 2010 г. – 6 баллов (по шкале МСК).

В 1985 г. А.А. Никонов выдвинул гипотезу об активации восточных участков Дарваз-Каракульского и Гиссаро-Кокшаалского разломов [8]. Согласно идее С.А. Федотова о заполнении промежутка между очагами произошедших сильных зем летрясений другими землетрясениями, западная часть этих разломов также была при знана потенциально опасной [7]. Это подтверждается в частности временным отсут ствием сильных землетрясений в западной зоне Дарваз-Каракульском разломе [2]. По комплексу геолого-геофизических данных в исследуемом районе выделены несколько сейсмогенных зон [1, 5, 6, 9, 10, 11].

Сейсмогенная зона Северного Памира совпадает с одноименной тектонической зоной, обособившейся в палеозое и обновленной в альпийский этап, однако, в гораздо меньшей степени сейсмоактивна, чем соседние сейсмогенные зоны. Эта зона ограниче на Дарваз-Каракульским разломом.

Сейсмогенная зона Центрального Памира в виде широкой дугообразной полосы протягивается через весь Памир и далее по территории Афганистанa и Китая. Цен тральный Памир, как и Северный, характеризуется малым количеством очагов коровых землетрясений, но большим наклоном графикa повторяемости. Максимальное извест ное здесь землетрясение соответствует К=17 (М=7,25, Сарезское землетрясение 1911 г).

Сейсмичность рассматриваемого района исследований представлена с помощью «Каталога сильных и ощутимых землетрясений с магнитудой М около 4,5±0,3 и выше за период с 1990 г. по 2010 г.» В каталоге жирным шрифтом выделены основные земле трясения с афтершоками и сериями роя (таблица 1).



Pages:     | 1 |   ...   | 6 | 7 || 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.