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 | 2 || 4 | 5 |

«УЧЕНЫЕ ЗАПИСКИ САНКТ-ПЕТЕРБУРГСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА № 446 СЕРИЯ ФИЗИЧЕСКИХ И ГЕОЛОГИЧЕСКИХ НАУК Издается с 1958 ...»

-- [ Страница 3 ] --

lg(R3.KNYMMB ) = 3.25. Варианты оценивания с учётом скорости затухания поля дали меньшие значения. Погрешности уровней отдельных вариантов решения относительно их среднего (lg(R) = 3.34) не превышают 13%. Динамический диапазон изменения сиг нала внутри одной кривой составляет порядок для относительно спокойного в сейсми ческом отношении периода первых 2 лет. В целом большее функциональное подобие графиков кажущихся расстояний обнаруживается для разных пар станций одного и того же варианта оценивания.

Существенно различным оказался характер поведения функций кажущихся рассто яний, определённых по измерениям поля на различных станциях, в период непосред ственно предшествующий взрыву сейсмической активности 11 марта 2011 г. и во время Л. Ф. Московская её наибольшего уровня. Кажущиеся расстояния, рассчитанные по ближним станци ям Каноя—Какиока (KNY-KAK), Какиока—Мемамбетцу (KAK-MBB), выявили резкое аномальное снижение уровня в виде нескольких продолжительных глубоких локальных минимумов функции на интервале сейсмической активизации, в то время как оценки, выполненные по данным дальних станций Каноя — Мемамбетцу (KNY-MMB) не обна ружили такой тенденции. Аномальное уменьшение кажущегося расстояния в период сейсмической активизации также отчётливо проявилось в энергетическом подходе при одновременном использовании измерений трёх станций.

Вариации кажущихся расстояний сосредоточенного источника, предва ряющие землетрясение 11 марта 2011 г. и сопутствующие последующей сей смической активизации зоны. Землетрясение M = 9.1 баллов 11 марта 2011 г. со Рис. 3. Расстояния до эффективного сосредоточенного источника для трёх версий оценивания:

а — средние индексы однородности поля на трёх станциях: геометрический (индекс 1), энергетический (индекс 2), средний арифметический из двух (индекс 3). Осреднённые значения в скользящем окне по 7 точ кам;

б — расстояния до эффективного сосредоточенного источника. Справа у кривой указан вариант оцени вания и станции, для которых оно выполнено. Результаты всех вариантов решения профильтрованы с окном 7 дней. Графики последовательно смещены по отношению к предыдущему на два порядка. Вертикальными линиями отмечены минимумы функций;

в — временная линейка землетрясений в радиусе 300 км вокруг стан ции КАК. Вертикальными линиями указаны паузы сейсмической активности и их продолжительность в сутках.

Модель сингулярного источника тока для обработки синхронных измерений... ответствует 800 дню мониторинга. Сутки отсчитываются от 1 января 2009 г. Наиболее сильно эффект уменьшения кажущихся расстояний проявился в способах расчёта с привлечением энергетических предположений о скорости затухания поля, поэтому бо лее подробно остановимся на этих результатах (рис. 3). Для смешанного энергетически геометрического оценивания для пары станций (KNY-KAK) аномальный спад кажуще гося расстояния до обобщённого источника отчётливо фиксируется с 776 сут и достигает первого минимума (52 км) на 794 сут мониторинга (за 6 дней). Таким образом, аномаль ная тенденция проявляется за 24 дня. Уровень 1000 км график пересекает на 784 сут, т. е. за 16 дней до катастрофического землетрясения. Второй глубокий минимум на кри вой (140–150 км) фиксируется на 845–855 сут. Возврат на уровень 1000 км происходит в 869 сут. Длительность аномального поведения функции составляет 85 дней. Оценки по магнитным полям пары станций (KAK-MMB) выявляют спад сигнала с 778 сут. Уро вень меньше 1000 км пересекается на 783 сут (за 17 дней). Первый минимум H = 262 км фиксируется в 791 сут (за 9 дней). Второй (глобальный) минимум кажущегося расстоя ния регистрируется на 844 сут, ещё один минимум H = 240 км на 858 сут. Переход через уровень 1000 км происходит в 864 сут. Длительность аномального поведения функции кажущегося расстояния составляет 81 день.

При чисто энергетическом определении расстояний одновременно по полям трёх станций оценки получаются функционально более устойчивыми. Аномальное умень шение кажущихся расстояний H 1000 км выдерживается наиболее долго — 108 сут:

на интервале 784–891 дней мониторинга, т. е. уменьшение фиксируется за 16 дней. Вы деляются три минимума: H(802) = 331 км, H(822) = 672 км, H(886) = 615 км. Следует отметить, что в данном варианте оценивания большое число точек было исключено из-за несовместимости системы уравнений. Только для 517 точек из 1002 оказалось возможно решение.

Область активизации сейсмической зоны также проявляется как возмущённая, ин дексы однородности на ряде интервалов падают до нуля (рис. 3,а).

Уменьшение кажущихся расстояний обобщённого источника, наиболее резкая про явленность эффекта в оценках, включающих энергетическую составляющую сигна лов, отсутствие эффекта при обработке данных пары удалённых обсерваторий (KNY MMB) — всё это говорит о том, что причиной такого изменения поведения оценок явля ется локальная электромагнитная неоднородность. Она концентрируется в окрестности центральной обсерватории Какиока и усиливается в связи с активизацией сейсмической зоны. Данный результат опосредованной регистрации геоэлектрических процессов, со путствующих тектонической деятельности, сам по себе достаточно интересен. Будучи обнаружен для геофизических полей, инициированных тектоническими процессами, со пряжёнными с преобразованием и высвобождением гигантских энергий, этот результат побудил нас проанализировать поле сейсмичности в окрестности станций на временном интервале магнитного мониторинга, начиная с 2009 г.

Связь вариаций кажущихся параметров обобщённого источника с рит мом сейсмической активизации структуры. Анализ временных развёрток сей смических событий средних и высоких энергий (M 4) обнаружил, что в окрестности станции Какиока отчётливо проявляется ритмический характер тектонических про цессов. Временные интервалы сейсмической активизации перемежаются паузами. Ха рактер динамики сейсмических событий сохраняется при увеличении рассматриваемой области от радиуса 300 до 500 км. Для станций Каноя и Мемамбетцу такой пульсациии Л. Ф. Московская не выявилось. На рис. 3,в приведена линейка сейсмических событий в радиусе 300 км от обсерватории Какиока. Под вертикальными линиями указаны длительности пауз в сутках.

Оказалось, что практически все запуски серий землетрясений предваряются умень шением в той или иной мере кажущихся расстояний до эффективного токового ис точника. Этому сопутствует уменьшение однородности поля (рис. 3,а). На рисунке по зонам локальных минимумов нанесены вертикальные линии. Наиболее мощные сейсми ческие удары (M 6), происходящие внутри серии, также могут отмечаться предваря ющей их вариацией уменьшения кажущегося расстояния (интервал 6–7, 9–10). Внутри сплошной череды активизации после 800 сут по оценкам расстояний в ряде случаев на фоне общего снижения уровня также прослеживаются дополнительные минимумы, предшествующие локальным вспышкам сейсмической активности.

Исследование корреляционных связей расстояния до эффективного син гулярного источника и Ap-индекса. Функциональное подобие компонент аномаль ного поля, по которому определялись параметры сингулярного источника, Dst-индексу (см. рис. 2) фактически подразумевает связь оценок параметров модели с характери стиками внешних воздействий на электромагнитно активные оболочки земли. Ведущим физическим процессом, задающим Dst-вариации магнитного поля, являются вариа ции кольцевого тока, обусловленные воздействием на магнитосферу солнечного ветра.

Представляет интерес установление более явных связей между кажущимся расстояни ем обобщённого токового источника до поверхности наблюдения и степенью энергети ческой возмущённости магнитного поля Земли.

Для исследования корреляций была выбрана функция кажущегося расстояния, по лученная при геометрически-энергетическом способе оценивания для пары наиболее удалённых станций Канойя и Мемамбетцу. Этот результат по сравнению с другими вариантами вычислений показал наиболее стабильные оценки, в наименьшей степени чувствительные к локальным возмущениям. Длина временных рядов кажущегося рас стояния до сингулярного источника и Ap-индекса в данной задаче была увеличена до 6 лет: 2006–2011 гг. Корреляционные связи исследовались для временных рядов после их осреднения в скользящем окне 15 дней и логарифмирования. Осреднение энергети ческих индексов было выполнено для того, чтобы анализировать связь между средним уровнем энергии вариаций, закачанной в систему. Логарифмический масштаб является физически оправданным общепринятым масштабом в задачах глубинных и высотных электромагнитных зондирований.

Анализ подобия сигналов выполнялся методом корреляционного оценивания с ли нейной регрессией. Взаимные корреляции рассчитывались для трендов сигналов и для вариаций полей по остаточным сигналам после снятия линейного тренда в скользящем окне.

Корреляция трендов вычислялась с центрированием сигналов (4 б, г). При корреля ционном анализе функций тренда использовался весь допустимый отрезок временного ряда. На рис. 4 а, б изображены логарифмы средних арифметических значений за дней функций кажущегося расстояния H и Ap-индексов и их линейных трендов в цен тре скользящего окна. Показаны результаты для двух длин окон оценивания — полгода и год. На рис. 4 в представлены корреляции трендов в зависимости от отставания (в сутках) функции кажущегося расстояния от функции Ap-индекса. Точками выделены максимумы. Приведены результаты обработки для окон w = 183, w = 365 и w = 731 день.

Модель сингулярного источника тока для обработки синхронных измерений... Рис. 4. Корреляции трендов функций кажущегося расстояния Н и Ap-индексов. Обработка данных 2006–2011 гг.

a, б — средние арифметические значения в скользящем окне 15 сут функций кажущейся высоты H и Ap-индекса. Плавные линии — их линейные тренды в центре скользящего окна длиной 183 сут (а) и 365 сут (б );

в — корреляции трендов в зависимости от числа дней запаздывания функции высоты от функции Ap-ин декса. Шифр кривых соответствует окнам обработки: 1 — 183 дня, 2 — 365 дней, 3 — 731 день;

г — годографы после смещения функций по точке максимума корреляции для разных окон обработки и линейная регрессия зависимости lg H = C · lg Ap + D.

Л. Ф. Московская Максимальные значения корреляций соответственно составляют: cor183 (61) = 0.67, cor365 (72) = 0.76, cor731 (85) = 0.86. Функции трендов были смещены друг отно сительно друга на число суток, обеспечивающее наибольшую корреляцию, и изобра жены в виде годографов (рис. 4 г). На рисунках нанесены линии линейной регрессии lg H = C · lg Ap + D, построенной методом наименьших квадратов. Коэффициенты раз ложения: C183 = 0.42, D183 = 3.02, C365 = 0.41, D365 = 3.02, C731 = 0.35, D731 = 3.07.

Таким образом, проявляется достаточно устойчивая функциональная зависимость ка жущегося расстояния обобщённого источника от Ap-индексов магнитной возмущён ности. Причём, реакция среды, имитируемая расстоянием до обобщённого токового источника, запаздывает на 2–3 мес.

На рис. 5 представлены карты взаимных корреляций вариаций сигналов кажуще гося расстояния H и Ap-индексов для двух окон обработки: полгода и год. Рассчи тывались корреляции сигналов zAp = zAp zAp, yH = yH yH в скользящих trnd trnd окнах после удаления из них линейного тренда (см. рис. 4 б, г). Вертикальная шкала соответствует запаздыванию сравниваемых отрезков функции расстояний по отноше нию к функции Ap-индекса (в сутках). Выявляется подобие очертаний зон повышенных корреляций двух карт. Интенсивность экстремумов выше при меньшем окне обработ ки. Горизонтальные полосы повышенных корреляций выявляют временные интервалы мониторинга, на которых выдерживается постоянное время запаздывания функции отклика кажущегося расстояния от Ap-индекса. Средние корреляции по профилю (гра Рис. 5. Карты корреляции вариаций сигналов кажущегося расстояния H и Ap-индекса в зависимости от взаимного смещения временных рядов:

а — для скользящего окна полгода (183 дня), б — год (365 дней). Вертикальный индекс (j) соответству ет величине запаздывания (в сутках ) окна временного ряда функции кажущегося расстояния H от окна функции Ap-индекса. Справа изображены средние корреляции по профилю.

Модель сингулярного источника тока для обработки синхронных измерений... фики справа от карт) имеют главные максимумы при смещениях 24–25;

76 сут;

132 сут для окна год.

Таким образом, и в локальных составляющих вариаций сигналов наблюдается кор реляционное подобие функций с запаздыванием отклика модели источника. Однако данная составляющая сильнее подвержена факторам краткосрочных воздействий, ко торые могут деформировать соответствующие сигналы.

Обсуждение результатов Общие формальные физические итоги проведённого математического моделирова ния можно свести к двум главным утверждениям: получена оценка кажущегося рассто яния до обобщённого токового источника, содержащего главную энергетическую моду эффективного источника магнитной аномалии. Кажущееся расстояние подвержено зна чительным вариациям во времени. Причём эти вариации связаны с геодинамическими процессами, происходящими в регионе.

Кажущееся расстояние до обобщённого источника. Возникает вопрос: какой смысл следует вкладывать в расстояние до обобщённого источника? Для его понимания напомним об основных источниках магнитных вариаций планетарного происхождения.

Причиной вариаций магнитного поля, регистрируемого на земле, являются вариации токов, текущих в оболочках Земли. Носители токовых систем пространственно раз несены. Для низких и средних широт это кольцевой электрический ток захваченных частиц в радиационных поясах (диапазон высот (4–6)RE, радиус Земли RE 6371 км), ионосферные токи ( 100 1000 км), наиболее интенсивные на высотах 100–400 км, Sq вариация и экваториальный электроджет, токи в плазмосфере ( 1000 4 RE км) [29], токи в литосфере. Взаимодействие магнитосферы с солнечным ветром вызывает вари ации в кольцевом токе, сопровождаемые вариациями магнитного поля, которые в свою очередь наводят электрические токи в нижележащих областях повышенной электро проводности: плазмосфере, ионосфере и литосфере. Назовём совокупность непрерывно существующих согласованных токов, распределённых на носителях, нормальными или фоновыми. Глубина (либо высота) проникновения и плотность нормальных токов в оболочках может меняться со временем. Так как расстояние от обсерваторий до ионо сферы и литосферы значительно меньше, то и их влияние на результат оценок будет заметным. На качественном уровне рассмотрения, в приближении одномерной модели среды, токи, текущие на разнесённых носителях, инициируемые единой модой магнит ных вариаций, функционально будут подобны. Обобщённый источник тока является математически эквивалентным решением (с точки зрения создания аномального маг нитного поля в пунктах наблюдения на обсерваториях) системе токов, распределённых на совокупности пространственно разнесённых физических носителей.

Зависимость эффективного расстояния от Аp-индекса lg H = C · lg Ap + D можно трактовать как реакцию системы на энергию внешнего возмущения среды. Эффектив ное расстояние отражает меру интенсивности электромагнитного возбуждения среды.

Это физически может соответствовать увеличению совокупной плотности носителей то ковых систем, сосредоточенных в кольцевом токе, в плазмосфере, ионосфере, в земной коре, а также увеличению эффективного сечения токовых струй, глубины проникно вения индукционных токов в литосферу. Запаздывание реакции системы на возбуж дение говорит о инерционности процессов. Время релаксации либо энергетической на Л. Ф. Московская качки системы по результатам корреляционного анализа трендов сигналов составляет 2–3 мес.

Вариации кажущегося расстояния до обобщённого токового источ ника. На энергетически главный несущий сигнал накладываются локальные пространственно-временные электромагнитные вариации, связанные с геодинамиче скими процессами. Из-за большей близости источников аномалий к точкам регистрации поля доля этих процессов в совокупном результате расчёта обобщённых параметров значительна. Таким образом, модель эффективного сосредоточенного источника то ка работает как детектор и усилитель электромагнитных процессов, происходящих в оболочках земли и обусловленных тектоническими движениями коры.

Кратко остановимся на электромагнитных явлениях, сопровождающих процессы подготовки землетрясений. Нам представляется, что обзор будет полезен для форми рования объективных критериев сопоставления параметров, полученных в результате обработки данных, с физическими процессами, сопровождающими тектоническую ак тивизацию. Физическое истолкование выявленных закономерностей может быть сдела но на основе привлечения информации об имеющихся к настоящему времени результа тах мониторинга физических полей, связанных с сейсмичностью. Регулярные вариации оценок положения сосредоточенного источника могут быть вызваны многими причина ми. Можно говорить о пассивных вариациях — связанных с вариациями интегральных параметров среды, и активных — обусловленных существованием токовых систем.

Физические параметры геологической среды тесно связаны с процессами, происхо дящими в породе. Вариации давления, влажности, температуры, структурные изме нения, вызванные перестройкой либо разрушением, отражаются в геоэлектрических характеристиках геологического разреза. Результаты магнитотеллурического монито ринга электросопротивления показали, что перед крупными землетрясениями (K = 12– 14) возможно падение сопротивления [7]. Эффект снижения сопротивления в 2–3 раза и фиксируется на расстоянии до 300 км от эпицентра. Аномалии проявляются за ме сяц до сейсмического события. Аналогичный эффект резкого падения эффективного сопротивления перед активизацией вулканической области в Японии в 2000 г. зареги стрирован по данным МТЗ [8, 9]. Методом электротомографии выявлен значительный рост сопротивления в течение 3 мес. и заметная тенденция его снижения за 6 дней до землетрясений (М = 5.0, М = 4.4) [12]. Аномальное падение сопротивления может быть объяснено изменением электропроводности приповерхностных частей земной коры в зонах разломов в результате изменения плотности и обводнённости пород и минерали зации подземных вод. Причинами возникновения электромагнитных аномалий могут стать и активные источники электрического тока, генерируемого под давлением в про цессе разрушения горной породы [10, 11].

С сейсмической активизацией земной коры связаны возмущения атмосферы и ионо сферы. Существенную роль в вариациях электрофизических параметров земной коры, атмосферы и ионосферы играют термические поля. Источником термических аномалий могут быть процессы, происходящие в литосфере [14], либо непосредственно в атмосфе ре в результате её ионизации [16]. По спутниковым данным плотности распределения ионов, электронной температуры и флуктуаций поля обнаружены возмущения плаз мы на высоте 500–800 км вблизи гребня экваториальной ионосферной аномалии, свя занные с землетрясениями (M6) [13]. Наблюдаемый эффект был объяснён акустиче скими гравитационными волнами от сейсмического источника. Вариации в ионосфере Модель сингулярного источника тока для обработки синхронных измерений... порядка 10–30% появляются примерно за 5 суток до землетрясений с М 5 [15]. При более мощных сейсмических событиях увеличивается временной масштаб подготовки.

Детальный анализ изменчивости ионосферы, проведённый в связи с землетрясением M = 7.9 в Китае (12 мая 2008 г.), показал, что девиации полного электронного содержа ния (ПЭС) начинают появляться за две недели до главного толчка [17]. Обнаружена долготно-широтная асимметрия области подготовки землетрясения в ионосфере. По данным спутников в ионосфере вокруг зоны готовящегося землетрясения увеличивает ся электрическое поле [30]. Это вызывает дополнительное нагревание нижней ионосфе ры. Нагревание приводит к вертикальному течению нейтральных частиц и увеличению плотности лёгких ионов в верхней части ионосферы. На высоте 800–1000 км плотность ионов водорода перед землетрясением может увеличиться в 3 раза. Аномалия просле живается в радиусе 6–7 град. в проекции на земную поверхность. Для двух станций, расположенных на одном меридиане с землетрясением южнее и севернее его, выявле ны противоположные тенденции аномальных изменений критических частот F2 слоя ионосферы в течение трёх дней до и после сейсмического события [31]. Данный эффект объясняется существованием сейсмоионосферного источника напряжения, совмещённо го с эпицентром землетрясения. Вертикальный ток втекает снизу вверх в ионосферу, течёт вдоль ионосферы и возвращается в землю. Направление скорости дрейфа опре деляется векторным произведением электрического и магнитного полей, поэтому такие сейсмоэлектрические поля в низкоширотной ионосфере могут вызвать дрейф плазмы как вниз, так и вверх.

Общая концепция модели связи физических процессов, происходящих в литосфере, атмосфере, ионосфере, порождаемых подготовкой землетрясения, изложена в работе [18]. Под воздействием естественной земной радиоактивности (в основном из-за выде ления радона из земной коры) происходит ионизация атмосферы. Наибольшую долю в сопротивление атмосферы вносит её приземная часть. Вклад в общее сопротивление атмосферы первых 13 км составляет 95%. Это сопротивление определяет общий ток между землёй и ионосферой. Изменение столба сопротивления над зоной сейсмической подготовки приводит к изменению ионосферного потенциала. Вариации проводимо сти воздуха над районом подготовки землетрясения производят локальные изменения параметров глобальной электрической циркуляции. Вариации атмосферного электри чества вызывают вариации параметров ионосферы: электронной и ионной концентра ции, электронной и ионной температуры, ионного состава, шкалы высот ионосфер ных слоёв.

Важной особенностью ионосферных предвестников и магнитосферных эффектов является биполярный характер их проявления. Это в свою очередь объясняет положи тельное или отрицательное направление аномального электрического поля на поверхно сти земли. Также различным может быть знак аномалии электрической проводимости воздуха над областью подготовки землетрясения.

Заключение В результате проведения работы предложена простейшая модель совместной интер претации синхронных измерений магнитного поля обсерваториями Японии. Положение сингулярной токовой линии является отображением распределения токовых систем в электромагнитноактивных областях Земли.

Л. Ф. Московская Корреляционный анализ показал, что кажущееся расстояние связано с Ap-индексом магнитного возбуждения. Причём реакция обобщённой модели запаздывает на 2–3 мес.

Это можно трактовать как инерционность системы, способность оболочек Земли накап ливать энергию внешнего возбуждения.

На фоновый уровень несущего сигнала, задаваемый глобальными процессами элек тромагнитной динамики оболочек Земли и их связи с солнечным возбуждением, накла дываются пространственно-временные локальные аномалии. Причина локальных вари аций может быть связана с электромагнитными явлениями, сопровождающими геоди намические процессы в литосфере. Проявившиеся в результате обработки данных мо ниторинга магнитного поля закономерности в вариациях параметров сосредоточенного источника согласуются с имеющимися физическими представлениями об отражении геодинамических процессов в поведении геоэлектрических параметров литосферы— атмосферы—ионосферы.

Важными характеристиками аномальных проявлений являются пространственный и временной масштабы вариаций. В наших исследованиях аномальный характер пове дения кажущегося расстояния до обобщённого источника в энергетических вариантах оценивания проявился не менее чем за две недели до катастрофического землетря сения. Характерные изменения кривых фиксировались в течение 3 мес. Регулярные уменьшения кажущихся расстояний и однородности поля, совпадающие с временными интервалами затишья сейсмической активности, могут быть проинтерпретированы как появление в эти периоды дополнительного возмущения магнитного поля. Данный эф фект регистрируется синхронно по всем станциям, т. е. имеет пространственный размер не менее размера всей структуры. В свою очередь аномальные проявления, обусловлен ные активизацией зоны 11 марта 2011 г., в большей степени локализованы в окрестности станции Какиока, в измерениях удалённых станций проявлены слабее.

Главным результатом исследований является то, что по данным измерений магнит ного поля трёх обсерваторий Японии за 2009–2011 гг. с использованием приближён ных моделей интерпретации зафиксирован эффект регулярных вариаций кажущихся расстояний до эффективного сосредоточенного источника, связанный с ритмом гео динамических процессов в окрестности станции Какиока. Наиболее сильно уменьше ние кажущегося расстояния проявилось в связи с активизацией сейсмичности региона, включающей катастрофическое землетрясение 11 марта 2011 гг. с M = 9.1.

Сингулярный обобщённый источник диагностирует меру электромагнитной неодно родности литосферы и ионосферы в окрестности магнитных обсерваторий. Система из трёх обсерваторий проявила себя своеобразным магнитным локатором электромагнит ных явлений, связанных с сейсмической активностью в окрестности обсерватории Ка киока. Метод может стать основой для реализации простейшей системы непрерывной формализованной диагностики степени возмущённости среды в области наблюдения.

В заключение выражаем глубокую признательность научным сообществам, поддер живающим научные сайты, за предоставленную возможность использования данных магнитных обсерваторий Японии и Сейсмического каталога Калифорнии, а также бла годарность проф. Ю. А. Копытенко за конструктивное обсуждение результатов.

Модель сингулярного источника тока для обработки синхронных измерений... ПРИЛОЖЕНИЕ РЕШЕНИЯ ЗАДАЧИ ОБ ОПРЕДЕЛЕНИИ ПОЛОЖЕНИЯ ГОРИЗОНТАЛЬНОЙ ЛИНИИ ТОКА ПО ИЗМЕРЕНИЯМ МАГНИТНОГО ПОЛЯ Общие положения. Модель — однородное пространство. Магнитное поле порождено линией тока, текущего параллельно плоскости измерения. Магнитные станции расположены на пря мой перпендикулярно направлению тока. Будем определять угол направления на источник через тангенс отношения компонент поля. Угол отсчитывается от вертикали (см. рисунок, а).

Оси координат: магнитного поля: абсцисса h направлена слева направо (на север), ордината z — вниз. Условие нахождения источника в верхнем полупространстве определяет упорядочен ность углов от большего к меньшему i i+1, при нумерации точек измерения магнитного поля слева направо. Координаты точки пересечения линии тока с перпендикулярной плоско стью могут быть определены различными способами.

Схемы параметров модели для оценивания положения линии тока:

а — варианты № 1, 3;

б — вариант № 2.

Вариант 1. Геометрическое оценивание (см. рисунок, а).

Вектор поля направлен по окружности перпендикулярно к радиус-вектору токовой струи.

Точка пресечения двух радиусов из двух точек наблюдения на поверхности земли определяет положение источника.

Известны: измерения вертикальных и горизонтальных компонент аномального магнитного поля на двух разнесённых станциях {H1, Z1 }, {H2, Z2 };

d — расстояние между станциями.

Определить: расстояние H0 и проекцию на горизонталь X0 линии тока.

Решение:

Zi i = arctg, i,, i = 1, 2.

Hi Упорядочению точек наблюдения поля 1, 2 слева направо и положению источника наверху соответствует соотношение углов 1 2 :

cos 1 · cos 2 sin 1 · cos H0 = d X0 = d,.

sin (1 2 ) sin (1 2 ) Л. Ф. Московская Горизонтальная координата отсчитывается от точки 1.

Вариант 2. Энергетическое оценивание (см. рисунок, б ).

Известны: измерения компонент аномального магнитного поля на трёх разнесённых стан циях {H1, Z1 }, {H2, Z2 }, {H3, Z3 };

d1, d2, d3 — расстояния между станциями.

Полагаем, что известен показатель степени () скорости затухания поля в зависимости от расстояния до источника F R, где F = H · H + Z · Z — модуль магнитного поля.

Определить: расстояние H0 и проекцию на горизонталь X0 линии тока.

Решение:

1 d2 (1 r2 ) d2 (1 3) R2 R2 ·3, где r2 = 2, r3 = 3 ;

X0 = Ri Fi i = 1, 2, 3;

, 2 2 d1 (1 r3 ) d3 (1 r2 ) R1 R (X0 · r2 (X0 + d1 )2 ), если r2 = 1, H0 = 1 r (X0 · r3 (X0 + d3 )2 ), если r3 = 1.

или H0 = 1 r Горизонтальная координата отсчитывается от точки 1.

Вариант 3. Геометрически-энергетический способ расчёта (рисунок, а).

Известны: вертикальные и горизонтальные компоненты аномального магнитного поля на двух разнесённых станциях {H1, Z1 }, {H2, Z2 };

d — расстояние между станциями.

Угол, противолежащий базе треугольника 0 = 1 2, где i = arctg ( Hi ), i Z i 2, 2, i = 1, 2.

Полагаем, что известен показатель степени () скорости затухания поля в зависимости от расстояния до источника F R, где F = H · H + Z · Z — модуль магнитного поля.

Определить: расстояние H0 и проекцию на горизонталь X0 линии тока.

Решение:

r sin 0 1 r cos H0 = d, X0 = d, 1 + r 2 2r cos 0 1 + r 2 2r cos R, Ri Fi, i = 1, 2.

r= где R Горизонтальная координата отсчитывается от точки 1.

Указатель литературы 1. Добровольский И. П. Теория подготовки тектонического землетрясения. AH CCCP ИФЗ им. О. Ю. Шмидта. М., 1991. 224 с.

2. Соболев Г. А. Основы прогноза землетрясений. М.: Наука. 1993. 313 с.

3. Соболев Г. А., Любушин А. А. Микросейсмические импульсы как предвестники земле трясений // Физика Земли. № 9. 2006. С. 5–17.

4. Копытенко Ю. А., Исмагилов В. С., Копытенко Е. А., Воронов П. М., Зайцев Д. Б. Маг нитная локация источников геомагнитных возмущений // ДАН. Серия Геофизика. 2000. Т. 371.

№ 5. С. 685–687.

5. Московская Л. Ф. Дирекционный и корреляционный анализ по материалам мониторинга магнитного поля и сейсмическим данным на полуострове Босо в 2000 г. // Физика Земли. 2012.

№ 6. C. 74–89.

6. Gorbatikov A. V., Molchanov J. F., Hayakawa M. et al. Acoustic emission possibly related to earthquakes, observed at Matsushiro, Japan and its implications. Seismo Electromagnetics:

Lithosphere—Atmosphere—Ionosphere Coupling / Eds. Hayakawa and Molchanov. TERRAPUB.

Tokyo 2002. P. 1–10.

Модель сингулярного источника тока для обработки синхронных измерений... 7. Мороз Ю. Ф., Мороз Т. А., Смирнов С. Э. Электропроводность геологической среды по данным магнитотеллурического мониторинга на Камчатке // Вулканология и сейсмология.

2006. № 6. С. 34–43.

8. Московская Л. Ф. Импедансно-адмитансный регрессионный анализ магнитотеллуриче ских полей // Физика Земли. 2007. № 2. С. 51–65.

9. Московская Л. Ф., Копытенко Ю. А., Хаякава М. Магнитотеллурический и сейсмиче ский мониторинг в зоне субдукции Японии // Вопросы геофизики. СПб.: Из-во СПбГУ, 2011.

Вып. 43. С. 108–125.

10. Vallianatos F., Tzanis A. A model for the generation of precursory electric and magnetic elds associated with the deformation rate of the earthquake focus. Atmospheric and ionospheric electromagnetic phenomena associated with earthquakes / ed. by Hayakawa. TERRAPUB. Tokyo, 1999. P. 287–305.

11. Teisseyre R., Nagahama H. Dislocational models of electric eld generation in a seismic source zone. Atmospheric and ionospheric electromagnetic phenomena associated with earthquakes / ed. by Hayakawa. TERRAPUB. Tokyo, 1999. P. 271–285.

12. Feng R., Hao J., Zhou J. Resistivity tomography: observation and earthquakes monitor ing. Seismo electromagnetics lithosphere—atmosphere—ionosphere coupling / eds. Hayakawa and Molchanov, TERRAPUB. Tokyo, 2002. P. 91–97.

13. Molchanov O. A., Hayakawa M., Afonin V. V., Akentieva O. A., Mareev E. A. Possible inu ence of seismicity by gravity waves on ionospheric equatorial anomaly from data of IK-24 satellite 1. Search for idea of seismo-ionosphere coupling. Seismo electromagnetics lithosphere-atmosphere ionosphere coupling / Eds. By Hayakawa and Molchanov. TERRAPUB. Tokyo, 2002. P. 275–285.

14. Tronin A. A. Atmosphere-lithosphere coupling. Thermal anomalies on the Earth surface in seismic processes. Seismo electromagnetics lithosphere-atmosphere-ionosphere coupling / eds.

Hayakawa and Molchanov. TERRAPUB. Tokyo. 2002. P. 173–176.

15. Пулинец С. А., Хегай В. В., Боярчук К. А., Ломоносов А. М. Атмосферное электри ческое поле как источник изменчивости ионосферы // Успехи физич. наук. 1998. Т. 41. № 5.

С. 515–522.

16. Пулинец С. А., Романов А. А., Урличич Ю. М., Романов А. А. мл., Доди Л. Н., Узу нов Д. Первые результаты пилотного проекта по комплексному диагностированию предвест ников землетрясений на Сахалине // Геомагнетизм и аэрономия. 2009. Т. 49, № 1. С. 1–10.

17. Пулинец С. А., Бондур В. Г., Цилилина М. Н., Гапонова М. В. Проверка концепции сей смоионосферных связей в спокойных гелиомагнитных условиях на примере Венчуаньского землетрясения в Китае 12 мая 2008 г. // Геомагнетизм и аэрономия. 2010. Т. 50, № 2. С. 240– 252.

18. Pulinets S., Ouzounov D. Lithosphere-Atmosphere-Ionosphere Coupling (LAIC) model — An unied concept for earthquake precursors validation // Journal of Asian Earth Sciences. Vol. 41.

2011. P. 371–382.

19. Золотов О. В., Намаладзе А. А., Захаренкова И. Е., Мартыненко О. В., Шагимура тов И. И. Физическая интерпретация и математическое моделирование ионосферных пред вестников землетрясений: средние широты // Геомагнетизм и аэрономия. 2012. № 3. С. 413– 420.

20. Любушин А. А. Сейсмическая катастрофа в Японии 11 марта 2011 г.: долгосрочный прогноз по низкочастотным микросеймам // Геофизические процессы и биосфера. 2011. Т. 10, № 1. С. 1–35.

21. Рокитянский И. И., Климкович Т. А., Бабак В. И. Вариации вектора индукции как ин дикатор геодинамических процессов на примере японских обсерваторий // Материалы школы семинара по электромагнитным зондированиям Земли (ЭМЗ-2011). 2011. СПб. Кн. 1. С. 303– 306.

Л. Ф. Московская 22. Гульельми А. В., Зотов О. Д. О магнитных возмущениях перед сильными землетрясе ниями // Физика Земли. 2012. № 2. C. 84–87.

23. Московская Л. Ф. Фильтрация устанавливающихся полей на основе робастного оцени вания // Российский геофизический журнал. 2000. № 19–20. С. 71–78.

24. Московская Л. Ф. Препроцессинг измерений устанавливающихся электромагнитных по лей с высокой пространственно-временной плотностью на примере морских электрозондиро ваний // Геофизика. 2003. № 4. С. 25–29.

25. Жданов М. С. Теория обратных задач и регуляризация в геофизике. М.: Научный мир, 2007. 712 с.

26. Яновская Т. Б., Порохова Л. Н. Обратные задачи геофизики. СПб.: Изд-во СПбГУ, 2004.

214 с.

27. Нишида А. Геомагнитный диагноз магнитосферы. М.: Мир, 1980. 299 с.

28. Жданов М. С. Электроразведка. М.: Недра, 1986. 316 с.

29. Baumjohann W., Nakamura R. Magnetospheric Contributions to the Terrestrial Magnetic Field. In book Geomagnetism / Ed. by M. Kono // Treatise on Geophysics / ed. by G. Schubert.

2007. Vol. 5. Amsterdam;

London, P. 77–91.

30. Sorokin V. M., Chmyrev V. M. Modication of the ionosphere by seismic related electric eld. Atmospheric and ionospheric electromagnetic phenomena associated with earthquakes / ed.

by Hayakawa. TERRAPUB. Tokyo, 1999. P. 805–818.

31. Ondoh T. Seismo-Ionospheric Eects. Atmospheric and ionospheric electromagnetic phe nomena associated with earthquakes / ed. by Hayakawa. TERRAPUB, Tokyo, 1999. P. 789–803.

Вопросы геофизики. Выпуск 46. СПб., 2013 — (Ученые записки СПбГУ;

№ 446) А. К. Сараев, А. Е. Симаков, А. А. Шлыков ОСОБЕННОСТИ МЕТОДА РАДИОМАГНИТОТЕЛЛУРИЧЕСКИХ ЗОНДИРОВАНИЙ С КОНТРОЛИРУЕМЫМ ИСТОЧНИКОМ Введение Методы малоглубинных электрических и электромагнитных зондирований для изу чения глубин от 1 до 100 м развиваются в последние годы быстрыми темпами и эффек тивно применяются при геологическом картировании и поисках неглубоко залегающих полезных ископаемых, инженерных изысканиях, археологических исследованиях, ре шении гидрогеологических и экологических задач. Среди них наиболее распростране ны методы постоянного тока: метод вертикальных электрических зондирований (ВЭЗ) и электротомография [1, 2] и методы переменного тока: метод переходных процессов (МПП) и георадар [3, 4]. Методы переменного тока имеют ряд преимуществ перед методами постоянного тока — более высокая производительность, использование более компактных измерительных установок и возможность работы без заземлений в зим нее время года. При использовании низкочастотных электромагнитных полей работы методом ВЭЗ также могут проводиться с бесконтактными электрическими линиями [5], однако в методе электротомографии, играющем в настоящее время ведущую роль среди электрических зондирований, используются заземляемые установки.

Перспективным методом малоглубинных электромагнитных исследований являет ся метод радиомагнитотеллурических (РМТ) зондирований, основанный на измерениях электромагнитных полей удалённых широковещательных и специальных радиостанций сверхдлинноволнового (СДВ) 10–30 кГц, длинноволнового (ДВ) 30–300 кГц и средне волнового (СВ) 300–1000 кГц диапазонов частот [6]. Метод предназначен для изучения глубин от 1 до 30–50 м и характеризуется высокой информативностью, производи тельностью и относительно небольшой стоимостью проведения работ. Использование бесконтактных приемных линий электрического поля в некоторых типах аппаратуры дает возможность выполнения работ в летнее и зимнее время, а также в условиях, неблагоприятных для заземления электрических линий (асфальт, бетон, гравий) [7].

В удаленных районах можно измерять сигналы только обладающих значительным дальнодействием радиостанций СДВ диапазона (10–30 кГц). Это позволяет проводить работы только по методике профилирования, что резко снижает информативность ме тода. Для таких условий разработан метод РМТ-К — радиомагнитотеллурических зон дирований с собственным (контролируемым) источником, позволяющий проводить ра боты в диапазоне частот 1–1000 кГц и изучать глубины от 1 до 100–150 м. По междуна родной терминологии метод носит название Controlled Source Radio Magneto Tellurics (CSRMT).

По частотному диапазону и интервалу изучаемых глубин методы РМТ и РМТ-К занимают промежуточное место среди наиболее распространенных методов электро магнитных зондирований МПП и георадаром. На рис. 1 приведена схема диапазонов c А. К. Сараев, А. Е. Симаков, А. А. Шлыков, А. К. Сараев, А. Е. Симаков, А. А. Шлыков Рис. 1. Диапазоны частот и исследуемых глубин методов МПП, георадара и РМТ-К частот и глубин для МПП и георадара, используемых при решении задач малоглубин ной электроразведки, по данным работы [8], и для РМТ-К. При этом метод РМТ-К обеспечивает получение более надежных результатов зондирований в интервале глу бин 5–20 м, когда георадарным исследованиям не хватает глубинности, а зондирования МПП недостаточно достоверны в связи с трудностями интерпретации данных измерений.

В настоящей статье рассматриваются особенности метода РМТ-К, аппаратура и особенности измерений, а также примеры применения метода при решении инженерно геологических задач.

Метод РМТ-К Методы электроразведки c использованием электромагнитных полей радиостанций начали активно развиваться с 60-х годов прошлого века как у нас в стране, так и за рубежом. При этом использовались их различные названия: метод радиокомпарирова ния и пеленгации (радиокип) [9], методы радиоэлектромагнитного профилирования и зондирования (РЭМП, РЭМЗ) [10], метод Very Low Frequency (VLF) [11,12].

Первоначально применявшаяся аппаратура регистрировала сигналы СДВ (VLF) радиостанций, что ограничивало возможности метода и позволяло проводить работы в варианте профилирования на одной-двух частотах. Со временем аппаратура совер шенствовалась, и частотный диапазон принимаемых сигналов расширялся в область более высоких частот (до 250–1000 кГц) [13–16]. Для метода, работающего в частотном диапазоне от 10 до 250–1000 кГц, в настоящее время наиболее часто употребляемым является термин «метод радиомагнитотеллурических зондирований».

Первичное поле удаленной радиостанции представляет собою линейно поляризован ную волну, в которой на границе раздела земля-воздух горизонтальные составляющие электрического и магнитного полей взаимно ортогональны. На удалении от радиостан ции на расстояние несколько километров измеряемый поверхностный импеданс совпа дает с импедансом плоской вертикально падающей волны, который зависит только от строения и свойств нижележащего полупространства. Для данной модели поля, исполь зуемой в магнитотеллурических методах (МТЗ, АМТЗ), детально разработаны методы интерпретации, обеспечивающие получение надежных результатов. По данным изме рений горизонтальных и взаимно ортогональных составляющих электрического и маг Особенности метода радиомагнитотеллурических зондирований с контролируемым источником нитного полей радиостанций определяются значения поверхностного импеданса, кото рые пересчитываются в значения кажущегося сопротивления (к ) и фазы импеданса (z ). Частотные зависимости к и z являются кривыми зондирования, интерпретация которых позволяет восстановить геоэлектрический разрез в точке наблюдения.

В настоящее время применение метода РМТ-зондирований наиболее эффективно в населенных районах, где можно измерять сигналы радиостанций в СДВ, ДВ и СВ диапазонов частот. Обычно в диапазоне частот от 10 до 1000 кГц уверенно измеряют ся сигналы 20–30 радиостанций, что позволяет получать достаточно полные кривые кажущегося сопротивления и фазы импеданса, пригодные для инверсии и построения геоэлектрических разрезов.

На рис. 2 приведен пример автоспектров сигналов горизонтальных и взаимно ор тогональных составляющих электрического и магнитного поля для диапазонов частот 10–100 кГц (рис. 2, а) и 100–1000 кГц (рис. 2, б ), измеренных в районе Санкт-Петербурга Рис. 2. Автоспектры сигналов электрического и магнитного поля удаленных радиостан ций в диапазонах частот 10–100 кГц (а) и 100–1000 кГц (б ), полученные по данным измерений в районе Санкт-Петербурга А. К. Сараев, А. Е. Симаков, А. А. Шлыков с установкой РМТ-зондирований, ориентированной по азимуту 90. Установка РМТ зондирований включает горизонтальную электрическую антенну (приемную линию) и перпендикулярную к ней горизонтальную магнитную антенну (индукционный дат чик), и при этом направление установки определяется направлением электрической антенны. Качество данных оценивается по кривой когерентности между составляющи ми электрического и магнитного поля. При уровне когерентности выше 0.8 качество данных считается пригодным для построения кривых зондирования. В данном случае когерентность превышает пороговый уровень на 33 частотах.

В настоящее время накоплен достаточно большой опыт применения метода РМТ при решении экологических задач [6, 7, 17–21 и др.]. Достоверность получаемых ре зультатов многократно подтверждалась сопоставлением с данными метода ВЭЗ и бу рения.

На рис. 3 показаны геоэлектрические разрезы по данным РМТ и ВЭЗ, полученные на участке около Санкт-Петербурга. Геологический разрез представлен в основании глинами котлинского горизонта венда, перекрытыми песчаниками и суглинками чет вертичного возраста. Геоэлектрические разрезы имеют схожий характер (некоторые различия связаны с более детальным шагом РМТ-зондирований). Высокоомный слой песчаников мощностью до 20 м выделяется и прослеживается среди глин и суглинков.

При этом следует отметить более высокую (в 10 раз) производительность работ мето дом РМТ-зондирований по сравнению с методом ВЭЗ с аналогичной глубинностью.

Рис. 3. Геоэлектрические разрезы по результатам 1D-инверсии данных РМТ (а) и ВЭЗ (б ) В удаленных районах можно измерять сигналы только радиостанций СДВ диапа зона. На рис. 4 показаны автоспектры сигналов электрического и магнитного поля по данным измерений в Якутии в районе пос. Айхал с установкой РМТ-зондирований, ориентированной по азимуту 90. Для приведенного примера когерентность превыша ет пороговый уровень 0.8 в диапазоне частот от 20 до 25 кГц (СДВ радиостанции) и на частоте 50 кГц (радиостанция сигналов точного времени, Иркутск). В диапазоне частот 100–1000 кГц зарегистрированы сигналы трех радиостанций 192, 349 и 525 кГц, Особенности метода радиомагнитотеллурических зондирований с контролируемым источником Рис. 4. Автоспектры сигналов электрического и магнитного поля удаленных радиостан ций в диапазонах частот 10–100 кГц (а) и 100–1000 кГц (б ), полученные по данным измерений в Якутии однако эти измерения не очень надежные и уровень когерентности при этом незначи тельно превышает пороговый уровень 0.8. Для проведения полноценных зондирований в данном случае сигналов радиостанций недостаточно, и работы в этих условиях могут выполняться только в варианте профилирования на одной из частот СДВ диапазона или 50 кГц. Для проведения РМТ-зондирований в таких условиях необходимо исполь А. К. Сараев, А. Е. Симаков, А. А. Шлыков зование собственного (контролируемого) источника, работающего в широком диапазоне и на достаточно высоких частотах (до 1 МГц).

Первые работы по разработке аппаратуры метода радиомагнитотеллурических зон дирований с контролируемым источником Enviro-MT были выполнены в университете г. Упсала (Швеция) [15]. При этом основной целью было увеличение глубинности изу чения разреза за счет расширения частотного диапазона в сторону низких частот от до 1 кГц, где отсутствует возможность регистрации сигналов радиостанций (существу ющие радиостанции СДВ диапазона работают на частотах выше 10 кГц). В качестве источника электромагнитного поля в аппаратуре Enviro-MT используются две взаимно ортогональные вертикальные рамочные антенны (горизонтальные магнитные диполи).

Использование источника такого типа имеет ряд преимуществ — компактность уста новки, возможность реализации тензорных измерений. Однако недостатки данного ис точника (ограниченный диапазон рабочих частот 1–12 кГц, небольшое дальнодействие, не более 600–800 м) ограничивают перспективы его применения в методе РМТ-К. На небольших расстояниях от источника (до 400–500 м) не выполняются условия дальней зоны и не удается использовать аппроксимацию поля моделью плоской вертикально па дающей волны, что снижает возможность применения хорошо разработанных методов инверсии и программных средств магнитотеллурики. В результате рабочий планшет имеет небольшие размеры, и для проведения съемки на большой территории необхо дима частая перестановка источника.

Более перспективным является использование в качестве источника в методе РМТ-К горизонтального электрического диполя (кабеля конечной длины). Первые ра боты по опробованию данного варианта показали возможность проведения измерений на значительном удалении от источника [19]. При этом рабочий планшет начинает ся на удалении около 500 м от источника (начало дальней зоны) и заканчивается на расстоянии, где возможны уверенные измерения сигналов источника (3-4 км).

В качестве приемника в созданном варианте метода РМТ-К используется че тырехканальный регистратор РМТ-4 (М-К4-СМ25), разработанный в 2002–2006 гг.

в рамках проекта ЕС «Коперникус» коллективом российских организаций (Санкт Петербургский государственный университет — СПбГУ, ООО «МикроКОР») и Уни верситетом г. Кельн (Германия) [16] или пятиканальный регистратор РМТ-5 (М-К5 СМ25), разработанный ООО «МикроКОР» и СПбГУ при модернизации аппаратуры в 2012 г. Разработанные регистраторы используются при проведении работ различными вариантами метода РМТ-зондирований: пешеходным, мобильным и с контролируемым источником [7, 19, 22]. Генератор ГТС-1 для метода РМТ-К разработан специалистами Российского института мощного радиостроения и СПбГУ.

Работы методом РМТ-К с горизонтальным электрическим диполем проводятся в диапазоне частот 1–1000 кГц, а производительность измерений существенным образом повышается за счет измерения основных сигналов и их нечетных субгармоник. Как видно из рис. 5, при частоте основного сигнала 1 кГц в спектрах сигналов по электри ческому и магнитному каналам видны девять нечетных субгармоник с уровнем коге рентности выше 0.8. Для перекрытия полного частотного диапазона 1–1000 кГц обычно используются три основных частоты, каждая из которых сопровождается 8–12 субгар мониками. В результате обеспечивается высокая производительность измерений — око ло 70–80 точек зондирований в день (в 10 раз быстрее, чем при работах методом ВЭЗ с аналогичной глубинностью).

Особенности метода радиомагнитотеллурических зондирований с контролируемым источником Рис. 5. Автоспектры сигналов электрического и магнитного поля контролируемого источника и радиостанций в диапазоне частот 1–100 кГц. Расстояние до источника 1 км Рис. 6. Кривые кажущегося сопротивления (а) и фазы импеданса (б ), построенные по данным изме рений сигналов контролируемого источника (точки) и удаленных радиостанций (кружки) А. К. Сараев, А. Е. Симаков, А. А. Шлыков На рис. 6 приведены кривые кажущегося сопротивления и фазы импеданса, полу ченные по данным измерений сигналов контролируемого источника и удаленных ра диостанций. Кривые хорошо совпадают, что подтверждает возможность использования субгармоник при зондированиях методом РМТ-К.

Аппаратура и особенности измерений в методе РМТ-К Аппаратура РМТ-К включает регистратор с приемными электрическими и магнит ными антеннами, генератор с излучающим электрическим диполем (кабелем конеч ной длины) и программные средства обработки и интерпретации данных. Регистратор РМТ-5 (М-К5-СМ25) имеет пять каналов синхронных измерений с 16-разрядными АЦП в каждом канале (два электрических и три магнитных канала). Частотный диапазон регистратора 1–1000 кГц, объем встроенной памяти 4 Гб. Дисплей и клавиатура реги стратора позволяют работать в полевых условиях автономно без внешнего компьютера, а встроенный источник питания с ресурсом 6 ч обеспечивает удобство измерений.

Измеренные данные передаются на внешний компьютер по каналу Ethernet.

GPS-приемник служит для привязки по координатам и времени. При работе произ водится регистрация временных рядов сигналов магнитного и электрического полей с записью данных во встроенную память. Регистратор имеет четыре диапазона ра бочих частот: D1 (1–10 кГц, частота дискретизации входных сигналов fд = 39 кГц), D2 (10–100 кГц, fд = 312 кГц), D3 (10–300 кГц, fд = 832 кГц) и D4 (100–1000 кГц, fд = 2496 кГц). Габариты регистратора 340 295 152 мм, масса 5 кг.


Магнитные антенны имеют частотный диапазон 1–1000 кГц, уровень собственных шумов 25 фТл/ Гц, коэффициент преобразования магнитной индукции в напряжение сигнала 20 мВ/нТл, диаметр 32 мм, длину 210 мм, массу 0.3 кг. Измерения электри ческого поля производятся с заземляемыми и бесконтактными приемными линиями, что дает возможность выполнения работ в летнее и зимнее время, а также в условиях, неблагоприятных для заземления электрических линий (асфальт, бетон, гравий). Ком пактная измерительная установка (20 м) позволяет работать на небольших по площади участках.

Генератор ГТС–1 предназначен для формирования двуполярных сигналов прямо угольной формы (типа меандр) в диапазоне частот 0.1 Гц–1 МГц с регулируемой скваж ностью на нагрузку сопротивлением 10–1000 Ом. Напряжение питания 220 В, часто та питания 50 Гц. Выходное напряжение до 300 В, выходной ток от 100 мА до 7. А, выходная мощность на нагрузке 100 Ом составляет 1 кВт. Габариты генератора 450 315 140 мм, масса 10 кг. Управление работой генератора осуществляется с кла виатуры генератора или дистанционно с внешнего компьютера.

Источник в виде кабеля конечной длины используется в методе аудиомагнитотеллу рических зондирований с контролируемым источником (Controlled Source Audio Mag neto Telluric — CSAMT) [23, 24]. Высокая эффективность использования данного источ ника подтверждена многолетней практикой применения метода CSAMT в различных регионах и с аппаратурой разных фирм.

При проведении работ методом CSAMT на частотах от 0.1 до 10000 Гц и анализе данных используется квазистационарное приближение. Измерения обычно проводятся в дальней зоне и экваториальной области кабеля (иногда в осевой области), и измеря Особенности метода радиомагнитотеллурических зондирований с контролируемым источником ется импеданс Zxy = Ex /Hy, где Ex и Hy — составляющие электрического и магнит ного поля вдоль и вкрест кабеля соответственно. На основании использования модели плоской волны модуль импеданса используется для вычисления кажущегося сопротив ления к = |Zxy |2 /(0 ), где = 2f — круговая частота, 0 = 4107 Гн/м — маг нитная постоянная. Разность фаз составляющих Ex и Hy определяет фазу импеданса xy = Ex Hy.

z При проведении работ методом РМТ-К в качестве источника нами также использу ется горизонтальный электрический диполь (заземленный на концах кабель длиной от 400 до 1000 м). Как отмечалось выше, данный источник является более эффективным для использования в методе РМТ-К, чем горизонтальный магнитный диполь (большее дальнодействие, более широкий диапазон частот, возможность излучения и приема ос новной гармоники излучаемого сигнала и ее субгармоник в широкой полосе частот).

На высоких частотах и при достаточно больших удалениях от источника в методе РМТ-К необходим учет токов смещения в земле и воздухе. Исследования влияния токов смещения в земле применительно к методу РМТ выполнены в последние годы в ряде работ Т. Кальшуера [25].

Особенности влияния токов смещения в воздухе на поле горизонтального электри ческого диполя (кабеля конечной длины) рассмотрены в работах [26, 27]. Обычно в квазистационарном приближении выделяют ближнюю, промежуточную и дальнюю зо ну контролируемого источника. При учете токов смещения в воздухе на определенном удалении от источника выделяется волновая зона, поле в которой не соответствует квазистационарному приближению и имеет ряд существенных отличий от квазистаци онарной зоны.

В волновой зоне горизонтального электрического диполя наблюдаются следующие волновые эффекты:

• более медленное убывание амплитуд полей, чем в квазистационарной зоне;

• меняется диаграмма направленности источника, и максимум излучения отмеча ется в направлении оси диполя (рис. 7);

Рис. 7. Диаграммы направленности горизонтального электрического диполя для составляющей |Ex | на расстояниях 300 м (а), 1100 м (б ) и 2000 м (в) от источника при частоте f = 100 кГц. Диполь ориентирован по горизонтальной оси. Значения Ex нормированы по максимальным значениям для каждого случая А. К. Сараев, А. Е. Симаков, А. А. Шлыков • меняется расположение рабочих планшетов при проведении работ методом РМТ-К, и наиболее благоприятная область для измерений импеданса Zxy расположена в направлении оси источника (рис. 8);

Рис. 8. Планы изолиний |Ex | в квазистационарной зоне для f = 100 Гц (а) и волновой зоне для f = 100 кГц (б ) • появляется эллиптичность поляризации электрического и магнитного поля в го ризонтальной плоскости (рис. 9);

• азимуты больших осей эллипсов поляризации электрического и магнит ного поля в горизонтальной плоскости развернуты по сравнению с направлени ями линейной поляризации для квази стационарного приближения.

В волновой зоне сохраняется воз можность аппроксимации поля диполя плоской волной, получения кривых зон дирования и их инверсии с использова нием методов и программных средств магнитотеллурики.

Расстояния (в метрах) от источника до границы квазистационарной и волно вой зон на различных частотах в эква ториальной и осевой областях диполя, полученные по результатам расчетов в Рис. 9. Эллипсы поляризации электрического поля, работе [27], следующие:

совмещенные с изолиниями |Ex | для f = 1 МГц Особенности метода радиомагнитотеллурических зондирований с контролируемым источником f, кГц Экватор Ось 30 500 100 160 300 50 1000 15 Таким образом, для рабочего диапазона частот в методе РМТ-К 1–1000 кГц волно вые эффекты проявляются на относительно небольших удалениях от источника, т. е.

их необходимо учитывать в большей части частотного диапазона.

Конфигурация участков, благоприятных для измерений импеданса Zxy в методе РМТ-К, меняется с повышением частоты (рис. 7, 8). На низких частотах (единицы — первые десятки килогерц) благоприятный участок расположен в экваториальной обла сти диполя, а на более высокой частоте — в его осевой области. Если основной задачей работ является изучение повышенных глубин (30–100 м) при использовании понижен ных частот, то рабочий планшет следует выбирать в экваториальной области диполя.

Для изучения малых глубин (1–30 м) более благоприятной является осевая область источника.

При выборе положения рабочего планшета следует также учитывать то обстоятель ство, что измерения сигналов контролируемого источника на низких частотах более надежные и производятся на более значительных расстояниях от источника, чем сиг налов на высоких частотах. В этом плане предпочтительнее работы в осевой области источника.

При проведении работ методом CSAMT неблагоприятной для измерений импеданса Zxy является область минимума составляющей Ex, ориентированного под углом относительно оси диполя (рис. 8, а). Для метода РМТ-К на высоких частотах минимум сглаживается (рис. 8, б ), и измерения Zxy могут производиться в любой части планшета вокруг источника.

Появление эллиптичности поляризации в части рабочего планшета (рис. 9) позволя ет выполнять тензорные измерения с одним диполем. Разработка подходов к тензорным измерениям и обработке данных РМТ-К является предметом дальнейших исследований.

Применение метода РМТ-К для решения инженерных задач на Чукотке Работы методом РМТ-зондирований были выполнены на участке строительства горно-обогатительного комбината на Чукотке. Задачами работ было изучение разре за до глубины 15 м, выделение литологических разностей пород, разделение участков талых и мерзлых грунтов, выделение подземных льдов и льдонасыщенных зон, карти рование тектонических нарушений. Типовой геологический разрез участка представлен алевролитами и песчаниками, перекрытыми слоем щебенистого и обломочного матери ала с суглинками мощностью в среднем от 3 до 7 м.

На рис. 10 показана схема расположения источника (заземленного на концах кабеля длиной 600 м) и участков работ, расположенных на расстояниях от 700 до 3500 м от источника. Учитывая необходимость изучения малых глубин (до 15 м), сигналы кон тролируемого источника измерялись на относительно высоких частотах (50–1000 кГц), которые дополнялись измерениями сигналов расположенных в оптимальных азимутах А. К. Сараев, А. Е. Симаков, А. А. Шлыков СДВ радиостанций на частотах 12-25 кГц. Для диапазона частот 50–1000 кГц контроли руемым источником излучались основные частоты 50 и 105 кГц и измерялись сигналы основных частот и их нечетных гармоник.

Рис. 10. Схема участка работ Рис. 11. Геоэлектрический разрез по данным РМТ-К на участке 1 и его сравнение с данными бурения.

Соотношение горизонтального и вертикального масштабов 10: 1 — алевролиты;

2 — обломочный материал с суглинками;

3 — льдонасыщенные зоны;

4 — зоны тектони ческих нарушений.

Геоэлектрический разрез по субширотному профилю на участке 1, полученный по результатам 2D-инверсии данных РМТ-зондирований с использованием програм мы Zond (http://www.zong-geo.ru), показан на рис. 11. Из рисунка видно, что на гео электрическом разрезе в верхней его части уверенно выделяется и прослеживается по профилю слой обломочного материала мощностью около 4–5 м, характеризующийся Особенности метода радиомагнитотеллурических зондирований с контролируемым источником Рис. 12. Геоэлектрический разрез по профилю на участке 2 и его сравнение с данными бурения. Соот ношение горизонтального и вертикального масштабов 20: 1 — алевролиты;

2 — обломочный материал с суглинками.

пониженными значениями удельного сопротивления (50–150 Ом · м), а также линзы льдонасыщенных пород. В западной и восточной частях профиля выявлены низко омные (50–150 Ом · м) зоны тектонических нарушений. Слой обломочного материала и зоны тектонических нарушений проявляются пониженными значениями удельного сопротивления на фоне достаточно высокоомных (700–1000 Ом · м) алевролитов осно вания. Разрезы по скважинам 36 и 37, пробуренным после завершения электроразве дочных работ, подтверждают результаты метода РМТ-К (рис. 11). Хорошее совпадение результатов РМТ-К и бурения также наблюдается по субмеридиональному профилю на участке 2 (рис. 12).


Заключение В статье рассмотрены особенности метода радиомагнитотеллурических зондирова ний с контролируемым источником. Приведены данные о разработанной аппаратуре — генераторе ГТС–1, регистраторах РМТ-4 и РМТ-5 и антенных устройствах. В каче стве генераторной антенны используется горизонтальный электрический диполь (ка бель конечной длины). При использовании данного источника обеспечивается высокая производительность измерений, так как для перекрытия полного частотного диапазона 1–1000 кГц обычно измеряются сигналы трех основных частот и их субгармоники (каж дая основная частота сопровождается 8–12 субгармониками). В результате обеспечива ется высокая производительность измерений — около 70–80 точек зондирований в день (в 10 раз быстрее, чем при работах методом ВЭЗ с аналогичной глубинностью). Исполь зование бесконтактных линий для измерений электрического поля дает возможность выполнения работ в летнее и зимнее время, а также в условиях, неблагоприятных для заземления электрических линий (асфальт, бетон, гравий). По результатам измерений горизонтальных составляющих электрического и магнитного поля вычисляются значе ния кажущегося сопротивления и фазы импеданса. Инверсия кривых зондирований — частотных зависимостей кажущегося сопротивления и фазы — позволяет восстановить геоэлектрический разрез в точке наблюдения.

А. К. Сараев, А. Е. Симаков, А. А. Шлыков Одним из достоинств метода РМТ-К является возможность аппроксимации первич ного поля источника плоской вертикально падающей волной. Для данной модели поля, используемой в магнитотеллурических методах (МТЗ, АМТЗ), детально разработаны методы и программные средства интерпретации, обеспечивающие получение надежных результатов зондирований. Результаты метода РМТ-К многократно подтверждались данными метода ВЭЗ и бурения.

При использовании высоких частот (десятки-сотни килогерц) необходимо учиты вать токи смещения в земле и воздухе. В статье рассмотрены особенности электро магнитного поля горизонтального электрического диполя и кабеля конечной длины с учетом токов смещения в воздухе. При этом на определенном удалении от источника выделяется волновая зона, поле в которой не соответствует квазистационарному при ближению и имеет ряд существенных отличий от квазистационарной зоны. В волновой зоне наблюдается более медленное убывание амплитуд полей, изменения диаграммы направленности источника и расположения рабочих планшетов при проведении работ методом РМТ-К, появление эллиптичности поляризации электрического и магнитно го поля в горизонтальной плоскости, развороты больших осей эллипсов поляризации электрического и магнитного поля в горизонтальной плоскости.

Метод РМТ-К целесообразно применять в удаленных районах, где при работах с обычным методом РМТ можно измерять только сигналы СДВ радиостанций и прово дить работы по методике профилирования. В статье приведены примеры применения метода РМТ-К при решении инженерно-геологических задач на Чукотке. Полученные результаты зондирований подтверждены последующими буровыми работами.

По диапазону изучаемых глубин (от 1 до 100–150 м) разработанный метод радиомаг нитотеллурических зондирований с контролируемым источником занимает промежу точное место между наиболее распространенными методами малоглубинных электро магнитных зондирований МПП и георадаром. Применение метода РМТ-К на практике обеспечит существенное повышение эффективности малоглубинных электромагнитных исследований.

Указатель литературы 1. Бобачев А. А., Модин И. Н. Электротомография со стандартными электроразведочными комплексами // Разведка и охрана недр. 2008. № 1. C. 43–47.

2. Auken E., Pellerin L., Christensen N. B., Sorensen K. A survey of current trends in near surface electrical and electromagnetic methods // Geophysics. 2006. 71(5). P. 249–260.

3. Владов М. Л., Старовойтов А. В. Введение в георадиолокацию: учеб. пособие. М.: Изд во МГУ, 2004. 153 с.

4. Tezkan B. A review of environmental application of quasi-stationary electromagnetic tech niques // Surveys in Geophysics. 1999. Vol. 20. P. 279–308.

5. Sapozhnikov B. Resistivity method without groundings. EAGE 65th Conference & Exhibition, Stavanger, Norway, 2–8 June 2003. F-03.

6. Tezkan B. Radiomagnetotellurics. Groundwater geophysics: a tool for hydrogeology / Rein hard Kirsch (ed.), Berlin;

Heidelberg: Springer. 2008. P. 295–318.

7. Saraev A. K., Simakov A. E., Tezkan B. Foot, mobile and controlled source modications of the radiomagnetotelluric method: Near Surface 2011–17 th European meeting of environmental and engineering geophysics, Leicester, UK, 12–14 September, 2011.

Особенности метода радиомагнитотеллурических зондирований с контролируемым источником 8. Pellerin L., Wannamaker P. E. Multi-dimensional electromagnetic modeling and inversion with application to near-surface earth investigations // Computers and Electronics in Agriculture.

2005. N 46. P. 71–102.

9. Гордеев С. Г., Седельников Е. С., Тархов А. Г. Электроразведка методом радиокип. М.:

Недра, 1981. 132 с.

10. Вешев А. В. Электропрофилирование на постоянном и переменном токе. 2-е изд., пе рераб. и доп. Л.: Недра, 1980. 391 с.

11. McNeil J. D., Labson V. F. Geological mapping using VLF radio elds / ed. by M.N. Nabighian. Electromagnetic methods in applied // Geophysics, 1991. Vol. 3. SEG. P. 521–640.

12. Fischer G., Le Quang B., Muller J. VLF ground surveys, a powerful tool for the study of shallow two-dimensional structures // Geophysical prospecting. 1983. Vol. 31. P. 977–991.

13. Парфентьев П. А., Пертель М. И. Прибор для измерения поверхностного импеданса в СДВ-СВ диапазоне в волноводе Земля-ионосфера. Алма-Ата, Гылым, 1991. C. 133–135.

14. Turberg P., Mller I., Flury F. Hydrogeological investigation of porous environments by u radiomagnetotelluric-resistivity (RMT-R, 12–240 kHz) // Journal of Applied Geophysics. 1994.

Vol. 31. P. 133–143.

15. Bastani M. Enviro MT — A New Controlled Source/Radio magnetotelluric system. Acta Universitatis Upsaliensis. 2001. 179 p.

16. Tezkan B., Saraev A. A new broadband radiomagnetotelluric instrument: application to near surface investigations // Near Surface Geophysics. 2008. P. 245–252.

17. Симаков А. Е., Сараев А. К., Головенко В. Б., Ларионов К. А., Васильев А. В., Владимиров Д. Н., Астахова Н. Л. Метод радиомагнитотеллурических зондирований с контролируемым источником // Материалы Пятой всероссийской школы-семинара име ни М. Н. Бердичевского и Л. Л. Ваньяна по электромагнитным зондированиям Земли (ЭМЗ– 2011): в 2 кн. Кн. 2. СПб.: Изд-во СПбГУ, 2011. C. 408–411.

18. Simakov A., Pertel M., Saraev A., Tardieu J., Jimenez J. M., de la Torre C. Investigations of landlls using the radiomagnetotelluric method. 18th International Workshop on Electromagnetic induction in the Earth, El Vendrell, Spain, September 17–23, 2006.

19. Simakov A., Saraev A., Antonov N., Shlykov A., Tezkan B. Mobile and controlled source modications of the radiomagnetotelluric method and prospects of their applications in the near surface geophysics. IAGA WG 1.2 on Electromagnetic Induction in the Earth. 20th Workshop, Giza, Egypt, September 18–24, 2010.

20. Simakov A., Saraev A. Application of the Controlled-source RMT method for the solution of engineering Tasks in Chukotka Region. Near Surface 2011 – 17th European Meeting of Environ mental and Engineering Geophysics, Leicester, UK, 12–14 September 2011.

21. Tezkan B., Georgescu P., Fauzi U. A radiomagnetotelluric survey on an oil-contaminated area near the Brazi Renery, Romania // Geophysical Prospecting. 2005. Vol. 53. P. 311–323.

22. Сараев А. К., Симаков А. Е., Пертель М. И. и др. Аппаратурно-программные комплек сы радиомагнитотеллурических зондирований — модификации пешеходная (РМТ-П), мобиль ная (РМТ-М) и с контролируемым источником (РМТ-К) // Материалы Пятой всероссийской школы-семинара имени М. Н. Бердичевского и Л. Л. Ваньяна по электромагнитным зондиро ваниям Земли (ЭМЗ–2011): в 2 кн. Кн. 2. СПб.: Из-дво СПбГУ, 2011. С. 471–474.

23. Strangway D. W., Swift C. M., Holmer R. C. The application of audio-frequency magnetotel luric (AMT) to mineral exploration // Geophysics. Vol. 38, N 6. 1973. P. 1159–1175.

24. Zonge K. L., Hughes L. J. Controlled source audio-frequency magnetotellurics. Electromag netic methods in applied geophysics. Vol. 2. Applications. Series: Investigations in geophysics. N 3.

1991. P. 713–809.

25. Kalscheuer T., Pedersen L. B., Siripunvaraporn W. Radiomagnetotelluric two-dimensional forward and inverse modelling accounting for displacement currents // Geophys. J. Int., 2008.

N 175(2). P. 486–514.

А. К. Сараев, А. Е. Симаков, А. А. Шлыков 26. Shlykov A., Saraev A. Features of electromagnetic eld of a horizontal electric dipole used in the controlled source RMT method. 75th EAGE Conference & Exhibition. London, UK, 10– June 2013.

27.Шлыков А. А., Сараев А. К. Особенности электромагнитного поля горизонтального электрического диполя в методе радиомагнитотеллурических зондирований с контролируе мым источником // Вестник СПбГУ. Сер. 7. СПб.: Изд-во СПбГУ, 2013. Вып. 4. С. 50–68.

Вопросы геофизики. Выпуск 46. СПб., 2013 — (Ученые записки СПбГУ;

№ 446) Ю. И. Кудрявцев АВТОМАТИЧЕСКАЯ СЪЕМКА С СИНХРОНИЗАЦИЕЙ ИЗМЕРЕНИЙ МОДУЛЯ ГЕОМАГНИТНОГО ПОЛЯ ПОЛЕВЫМ И ВАРИАЦИОННЫМ МАГНИТОМЕТРАМИ При наземной магнитной съемке с протонными и квантовыми магнитометрами из модуля геомагнитного поля, измеренного на пикете профиля, вычитается модуль, заре гистрированный над слабомагнитными породами контрольного пункта.

Эта разность, зависящая в основном от магнитного поля расположенных ниже профиля горных по род, путем введения ряда поправок преобразуется в основной параметр съемки — при ращение модуля под воздействием аномального поля. В статье рассматривается маг нитная съемка с полевыми и вариационным магнитометрами, работающими в автома тическом режиме синхронных измерений модулей геомагнитного поля. Предлагается использовать разность измеренного полевым магнитометром на пикете профиля мо дуля геомагнитного поля и значения модуля, фиксируемого в тот же момент времени вариационным прибором. Обсуждается алгоритм обработки данных такого рода маг нитной съемки и представление ее результатов.

Структура геомагнитного поля Как известно, геомагнитное поле T в основном состоит из суммы трех полей:

T = Tn + Ta + T. (1) Главное (нормальное) магнитное поле Tn порождается электрическими токами в жидком проводящем земном ядре под действием магнитногидродинамического меха низма. На долю главного поля на земной поверхности по интенсивности приходится в среднем около 95%, но ввиду глубинного расположения источников оно весьма мед ленно изменяется в горизонтальном направлении. Аномальное (локальное) поле Ta со здается ферромагнитными породами магнитоактивного слоя, ниже которого для фер римагнитных минералов этих пород достигается температура Кюри, и они переходят практически в намагнитное состояние. Ввиду близости этого слоя к поверхности наблю дений аномальное поле характеризуется локальным проявлением и легко выделяется на фоне медленно изменяющегося главного поля. Магнитные вариации T, порождаемые в основном циркулирующими в ионосфере электрическими токами, создают помеху при проведении магнитной съемки.

Обычно аномальное поле много меньше главного поля (Ta Tn ). Поэтому его вклад (T)a в приращение модуля T равен скалярной проекции Ta на направление главного поля или полного поля T [1]:

(T )a = Прт Ta. (2) Составляющая же Ta, перпендикулярная Tn и T, модуль последнего практически не изменяет, а лишь слегка поворачивает вектор T.

c Ю. И. Кудрявцев, Ю. И. Кудрявцев Вектор аномального поля Ta имеет вертикальную составляющую Za и горизонталь ную Ha. Вклад в (T)a вертикальной проекции равен Za cos(90 I) = Za sin I, где I — магнитное наклонение. Чтобы оценить влияние вектора горизонтальной проекции Ha, необходимо спроектировать его на направление магнитного меридиана: Ha cos Aa, где Aa — магнитный азимут вектора Ha. Затем эту составляющую следует спроектировать на направление главного поля: Ha cos Aa cos I. В итоге из формулы (2) следует извест ное приближенное равенство [1–3]:

(T)a = Za sin I + Ha cos Aa cos I, (3) погрешность которого до 5% при Ta 5000 нТл.

Более общая оценка приращения (T)a под влиянием аномального поля любой ве личины выражается соотношением:

(Zn + Za )2 + (Hn + Ha cos Aa )2 + (Ha sin Aa )2 Tn = (T)a = T2 + 2Zn Za + 2Hn Ha cos Aa + T2 Tn. (4) = a n В случае Курской магнитной аномалии поле Ta и приращение (T)a в несколько раз превосходят главное поле. Однако чаще всего пониженный уровень аномального поля позволяет использовать для вычисления (T)a формулу (3), к которой при этом преобразуется и соотношение (4).

Влияние вектора магнитных вариаций T на модуль T описывается соотношениями, аналогичными (2) и (3). Проекцию T на направление главного поля, как обычно, обозначим T = Прт T, (5) хотя символ T больше подходит для модуля вектора вариаций.

Согласно формулам (1)–(5) измеряемый модуль геомагнитного поля T = Tn + (T)a + T. (6) Традиционная обработка данных, полученных с протонными магнитометрами При наземной съемке приращение (T)a под воздействием аномального поля вы числяется по формуле [3] (T)a = T TКП T (T)гр (T)n. (7) где T — показание магнитометра в точке измерения на профиле;

TКП — то же на кон трольном пункте (КП) в начале рабочего дня;

T — поправка за магнитную вариацию;

(T)гр — поправка за градиент главного поля;

(T)n — поправка за различие поля на КП и главного поля.

Разность T–TКП является приращением измеренного на пункте профиля модуля T относительно поля на контрольном пункте TКП. При таком вычитании выделяет ся наиболее информативная часть поля T, изменяющаяся под влиянием аномального Автоматическая съемка с синхронизацией измерений модуля геомагнитного поля... поля, а также компенсируется значительная часть главного поля Tn. Поправки за гра диент главного поля (T)гр и за различие поля на КП и главного поля в совокупности должны бы исключить остаточную часть главного поля. К сожалению, карты изоли ний модуля Tn отличаются значительной погрешностью — десятки нанотеcл и более [3], а точность использования этих карт снижается также на этапе их корректировки при введении поправки за вековой ход.

Поправка за магнитные вариации T предполагает предварительную синхрониза цию вариационного прибора с полевыми магнитометрами с точностью иногда до первых секунд. Погрешность T в значительной степени связана с ошибкой выбора начального отсчетного уровня.

Предлагаемая методика магнитной съемки и обработка ее результатов В начале дня обеспечивается синхронная работа полевых магнитометров и вариаци онного прибора в автоматическом режиме с выбранным интервалом времени t между отсчетами. При аэромагнитной съемке синхронизация магнитовариационной станции с аэромагнитометрами достигает 1–2 с и все результаты приводятся к московскому времени. При пешеходной съемке интервал между автоматическими измерениями вы бирается существенно больше, чтобы за время t можно было перенести магнитометр на следующий пункт и зафиксировать на нем отсчет. В редком случае (при недостаточ ном времени на эти процедуры) отсчет, зафиксированный через t, забраковывается и измерение на следующем пункте производится через удвоенный интервал 2 t.

Модуль геомагнитного поля TВП, фиксируемый вариационным прибором (ВП), вы ражается аналогичным (6) равенством:

TВП = TnВП + (TВП )a + T, (8) где TnВП и (TВП )a — вклады в величину TВП главного и аномального полей в месте расположения вариационного магнитометра.

Если в пределах исследуемой площади вариационные аномалии отсутствуют и ис пользуются значения T и TВП, измеренные обеими магнитометрами в один и тот же момент времени t, то при этих условиях в формулы (6) и (8) входят одинаковые значе ния магнитной вариации T. Тогда при вычислении на основании этих формул разности T TВП = (T)ВП магнитные вариации взаимно компенсируются. Тогда приращение (T)ВП модуля T, измеренного полевым магнитометром, относительно показания TВП вариационного прибора, выражается соотношением (T)ВП = T TВП = Tn + (T)a TnВП (TВП )a. (9) Формула (9) очевидна, так как после исключения вариаций T = Tn + (T)a и TВП = TnВП + (TВП )a.

Равенство (9) можно использовать для определения наиболее важного параметра магнитной съемки — приращения модуля T на профиле под воздействием аномального поля ниже залегающих намагниченных горных пород:

(T)a = (T)ВП Tn + TnВП + (TВП )a. (10) Ю. И. Кудрявцев В предложенной методике магнитной съемки контрольный пункт заменяется ва риационным пунктом, на котором модуль TВП измеряется непрерывно через интервал времени t, такой же, как при измерении T каждым полевым магнитометром на марш руте. Так как разность (T)ВП = T TВП не зависит от магнитных вариаций T, то она как бы заменяет в формуле (7) комбинацию из трех величин T TКП T. В итоге предельно упрощается способ учета магнитных вариаций и повышается точность об работки полевых данных, поскольку не приходится выбирать весьма неопределенный отсчетный уровень для T.

Формула (10) помимо основной величины (T)ВП = T TВП, вычисляемой по ре зультатам одновременных измерений T и TВП, содержит еще три слагаемых, погреш ности определения которых могут значительно снизить точность вычисления (T)a.

Однако аномальное поле (TВП )a в месте расположения вариационного прибора фак тически не определяется, создавая лишь малый отсчетный уровень для (T)a, если ВП выбрать над практически немагнитными породами. При построении графиков (T)a по профилям измерений этот отсчетный уровень отбрасывается. При определении же параметров локального намагниченного тела в формуле (10) лучше временно сохра нить (TВП )a в качестве дополнительного определяемого параметра, что повышает точность количественной интерпретации [4]. При обычной методике магнитной съем ки аномальное поле (TКП )a на контрольном пункте никак не учитывается и поэтому отсутствует в формуле (7).

Рассмотрим профиль измерений, с которым совмещена ось Ох, ориентированная в сторону роста нумерации пикетов. Формулу (10) для некоторой точки измерения kx представим в виде (T)a (kx) = (T)ВП (kx) Tn (kx) + TnВП + (TВП )a, (11) где k — номер точки измерения;

x — шаг измерений. Нумерация отсчитывается от ну левого пикета в сторону роста k 0 или убывания k 0. На пикете параметр k совпада ет с его номером (положительным или отрицательным), а в случае детальной съемки для точки измерения между пикетами значение k определяется добавлением к номеру предшествующего пикета 0,5.

Значения Tn (kx) и TnВП можно получить интерполированием по карте изолиний главного поля. Другой альтернативный простой и более точный способ нахождения разности значений Tn и TnВП состоит в использовании горизонтальных градиентов модуля нормального поля. В этом случае на топографическую основу наносят копии изодинам Tn, ось Ox с некоторыми пикетами и расположение ВП, из которого в некото рый пункт p оси Ox проводится вектор s. Значение модуля главного поля в этой точке Tn (px) выражается через модуль TnВП.



Pages:     | 1 | 2 || 4 | 5 |
 





 
© 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.