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 | 3 || 5 | 6 |

«УЧЕНЫЕ ЗАПИСКИ САНКТ-ПЕТЕРБУРГСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА № 444 СЕРИЯ ФИЗИЧЕСКИХ И ГЕОЛОГИЧЕСКИХ НАУК Издается с 1958 ...»

-- [ Страница 4 ] --

3. Квазистационарное приближение Для практического применения выражения (15), (16), (18) могут быть упрощены при использовании квазистационарного приближения и следующих условий:

µ1 = µ2 = µ, 1 0.

(19) Рассмотрим для электрического поля на поверхности раздела сред (z 0) два вида квазистационарного приближения общее и частное.

Приближение общего вида подразумевает рассмотрение электрического поля пита ющей линии в ближней зоне на расстояниях r, в пределах которых можно пренебречь конечной скоростью распространения электромагнитного поля как в верхней, так и в нижней средах (считать указанную скорость бесконечно большой в верхнем и ниж нем полупространствах). При допустимой погрешности расчета электрических полей (3–5%) размеры зоны общего квазистационарного приближения отвечают первым про центам от наименьшей длины волны в рассматриваемых средах.

Приближение частного вида допускает бесконечно большую скорость распростра нения электромагнитного поля только для верхнего полупространства изолятора с комплексной проводимостью 1 0. При той же допустимой погрешности расчета электрических полей размеры зоны частного квазистационарного приближения соот ветствуют первым процентам от длины волны в верхней среде [2].

4. Приближение общего вида Полагая в выражении (15) для потенциалов однополюсного источника тока z 0, 1 0, получим для приближений общего и частного видов I pm = 0.

pm = pm =, (20) q A 2 2 r pm Для определения вертикального компонента электрического поля Ez однополюс ного источника тока вначале вычислим по формуле (14) стационарное значение A z при µ1 = µ2 = µ, 1 0, z 0, w = 0:

I pm = 0.

Az =, (21) A 4 x Выбрав координату точки С так, чтобы удовлетворить условию ln rc = 0, и учи тывая для поверхности раздела сред (z 0) справедливость равенства gradz pm = 0, получим из (16) µI pm Ez = ln r. (22) Скалярные и векторные монополи элементарные источники нормальных электрических полей Таким образом, электрическое поле Epm однополюсного источника тока на поверх ности раздела сред имеет вид Epm = gradr pm er + Ez ez, pm (23) где er, ez орты цилиндрической системы координат.

определения электрического поля Evm векторного элемента тока вначале вы Для по формуле (13) стационарное значение A edx при µ1 = µ2 = µ, 1 0, числим L z 0, w = 0:

I dx A edx =. (24) L 4 r Искомое поле Evm определим по формуле (18) I dx E vm = µ ex. (25) 4 r 5. Приближение частного вида pm Выражение для вертикального компонента Ez электрического поля однополюсно го источника тока получим из формул (14), (16) при µ1 = µ2 = µ, 1 0, z 0, w = 0: r I I1 (2 /2) K1 (2 /2) pm Ez = µ d x, (26) 2 x rc где I1, K 1 Бесселевы функции чисто мнимого аргумента;

2 = k2 r численное рас стояние для нижней среды.

Электрическое поле Epm однополюсного источника тока на поверхности раздела сред в рассматриваемом приближении (дальняя зона) также определяется по форму ле (23). Однако для подстановки в (23) выражения для вертикальной составляющей электрического поля вместо (22) необходимо использовать формулу (26).

Выражение для электрического поля Evm векторного элемента тока получим из формул (13), (18) при µ1 = µ2 = µ, 1 0, z 0:

µ I dx 1 (1 + 2 ) e E vm = ex. (27) 2 r Для ближней зоны (2 0) выражения (26), (27) переходят соответственно в вы ражения (22), (25) приближения общего вида.

6. Анализ результатов В заключение остановимся на вопросе о физической реальности элементарных ис точников в составе питающей линии. При этом под физической реальностью будем по нимать возможность наблюдения свойств источника в электрическом поле питающей линии.

Электрический диполь как элементарный источник не обладает физической реаль ностью. При приближении к любой составной части питающей линии свойства элек трического диполя не проявляются в наблюдаемом электрическом поле. Этот вывод 122 Б. Г. Сапожников особенно очевиден для заземленных питающих линий при использовании постоянно го тока и для незаземленных питающих петель с переменным током. Как физически реальный источник электрический диполь может рассматриваться лишь для заземлен ной питающей линии в целом в том случае, когда наблюдения полей проводятся на расстояниях, значительно превышающих характерные размеры линии.

Напротив, однополюсные источники тока и векторные элементы (скалярные и век торные монополи) обладают физической реальностью в указанном выше смысле.

Так, для заземленных питающих линий с постоянным током свойства однополюсных источников тока можно наблюдать непосредственно, так как здесь электрическое поле формируется исключительно источниками указанного типа.

При использовании переменного тока свойства однополюсных источников тока можно наблюдать на профиле АВ заземленной питающей линии с проводом в виде пря моугольной полупетли без гальванических и емкостных утечек (рис. 2). Для того чтобы исключить влияние той части электрического поля, которая обусловлена векторными элементами, приемная линия должна быть ориентирована перпендикулярно сторонам полупетли, соединенным с заземлениями A и В, причем сторона полупетли, параллель ная линии АВ, должна быть достаточно удалена от профиля наблюдений. При этих условиях на профиле АВ вблизи одного из заземлений можно наблюдать горизонталь ную и вертикальную составляющие электрического поля однополюсного источника.

Рис. 2. Схема питающей линии АВ заземленной прямоугольной полупетли Наблюдение горизонтальной составляющей электрического поля векторных эле ментов может быть выполнено на профиле, параллельном линии OO1 (вблизи сто роны полупетли, удаленной от заземлений). Приемная линия M N в этом случае также должна быть ориентирована строго перпендикулярно двум другим сторонам полупет ли. Характерно, что на указанном профиле отсутствует вертикальная составляющая электрического поля, несвойственная векторным элементам тока.

Выделение в составе питающей линии рассмотренных элементарных источников возможно также и в том случае, когда нижнее полупространство представлено го ризонтально-слоистой средой. Можно полагать, что разделение электрического поля питающей линии на составные части позволит реализовать схемы электрозондирова ния слоистой среды, основанные на свойствах элементарных источников какого-либо одного типа, однополюсных источников тока (скалярных монополей) или векторных элементов (векторных монополей). Тем самым возможно упрощение аппарата интер претации электрозондирований переменным током и, как следствие, повышение эф фективности зондирований.

Скалярные и векторные монополи элементарные источники нормальных электрических полей Заключение 1. Предложено раздельное вычисление составных частей нормального электрическо го поля питающих линий, обусловленных элементарными источниками двух типов скалярным монополем (однополюсный точечный источник тока) и векторным моно полем (линейный элемент тока провода линии).

2. Анализ результатов раздельного вычисления полей (вместо вычисления общего поля путем интегрирования полей электрических диполей) имеет практическое значе ние при решении ряда методических задач, связанных с оценкой глубинности исследо ваний, установлением относительного вклада в нормальное поле со стороны проводов и заземлений линии, выбором оптимальной конфигурации проводов линии, определением полей гальванических и емкостных утечек.

3. Поля предлагаемых источников определены для однородной и двухслойной сре ды земля воздух с использованием лоренцовской калибровки электродинамических потенциалов. На границе раздела земля воздух скалярный монополь имеет два ком понента: горизонтальную (радиальную) и вертикальную составляющие;

векторный мо нополь только горизонтальную составляющую, параллельную линейному элементу тока.

4. Для элементарных полей монополей рассмотрены приближения общего и част ного видов, отвечающие ближней и дальней зонам.

5. Показана физическая реальность предлагаемых элементарных источников, от сутствующая для элементарного источника в виде электрического диполя.

Указатель литературы 1. Вешев А. В. Электропрофилирование на постоянном и переменном токе. Л.: Недра, 1980.

391 с.

2. Егорова Л. В., Сапожников Б. Г. Оценка границ квазистационарного приближения для низкочастотного нормального электрического поля // Методы разведочной геофизики.

Наземные варианты электроразведки импульсными полями при поисках рудных место рождений. НПО Рудгеофизика. Л., 1983. С. 85–97.

3. Нахабцев А. С., Сапожников Б. Г., Яблучанский А. И. Электропрофилирование с неза земленными рабочими линиями. Л.: Недра, 1985. 96 с.

4. Сапожников Б. Г. Электропрофилирование с незаземленными рабочими линиями: авто реф. дис.... канд. техн. наук. М., 1986. 24 с.

5. Чертов А. Г. Физические величины (терминология, определения, обозначения, размер ности, единицы). М.: Высшая школа, 1990. 335 с.

124 Вопросы геофизики. Выпуск 44. СПб., 2011 (Ученые записки СПбГУ;

№ 444) А. А. Ковтун, И. Л. Варданянц, Н. И. Успенский СОПОСТАВЛЕНИЕ СЕЙСМИЧЕСКОЙ И ГЕОЭЛЕКТРИЧЕСКОЙ МОДЕЛЕЙ ЛАДОЖСКО-БОТНИЧЕСКОЙ АНОМАЛЬНОЙ ЗОНЫ К изучению геоэлектрического строения Ладожско-Ботнической зоны (ЛБЗ) долго живущих разломов, расположенной в зоне стыковки двух разновозрастных геоблоков, Карельского и Свекофенского, мы приступили в 80-е годы прошлого столетия. Инте рес к этому региону возник благодаря результатам магнитовариационных исследова ний, проведенных в 1970-е годы на северном побережье Ладожского озера И. И. Ро китянским, и магнитотеллурическим (МТ) зондированиям сотрудников НИИФ ЛГУ южнее Ладожского озера [1, 2]. Эти работы позволили сделать вывод о том, что изуча емый район обладает повышенной электропроводностью земной коры. Грубые оценки, сделанные по полученным данным, показали, что продольная проводимость коры на южном побережье Ладожского озера достигает 2000 См, а значение проводимости по площади поперечного сечения аномальной зоны составляет 2 · 108 См·м. Внимание к этой проводящей области поддерживалось мнением геологов о том, что отсутствуют четкие указания на тектоническую природу аномальной области. Одни авторы нахо дили черты субдукционной зоны, другие рифтовой. Это и послужило толчком к на чалу МТ-исследований этого района. Ранее на периодах 1–103 с МТ-зондирования были выполнены сотрудниками Ленинградского горного института [3]. Профиль пересекал ЛБЗ и выходил на Карельский геоблок, пункты зондирований располагались примерно через 10 км.

Аудиомагнитотеллурические (АМТ) зондирования, позволяющие изучать геоэлек трический разрез, начиная с самых верхних горизонтов, были выполнены нами на северо-западном побережье Ладожского озера в центральной части ЛБЗ на профи ле протяженностью 110 км в 25 пунктах. Этот профиль близко расположен к про филю Выборг Суоярви, на котором в 1980-х годах мы провели МТ-зондирования в расширенном интервале периодов 103 –104 с. Всего были проведены зондирования в шести пунктах, из которых лишь один находился в пределах аномальной области, а остальные на граничащих с ЛБЗ блоках. Наши данные и данные сотрудников Горно го института послужили материалом для построения в 1990 г. первой геоэлектрической модели ЛБЗ [4].

Эта модель сопоставлялась с сейсмическими данными Н. К. Булина, показавшими большую раздробленность центральной части аномальной зоны и серьезные трудно сти в определении мощности коры [5]. Также в этой области невозможно определить положение сейсмических границ А и К, хорошо проявляющихся на других участках профиля. Перечисленные особенности сейсмической модели говорят о необходимости более подробно установить картину глубинного распределения удельного сопротивле ния на прилегающих к ЛБЗ Карельском геоблоке и Выборгском блоке. Для этого в 1990-х годах были выполнены дополнительные зондирования как в АМТ-диапазоне, так и в расширенном интервале периодов на вышеуказанных блоках и в центральной части аномальной зоны. Схема расположения всех пунктов зондирований приведена на c А. А. Ковтун, И. Л. Варданянц, Н. И. Успенский, Сопоставление сейсмической и геоэлектрической моделей ЛБЗ Рис. 1. Схема расположения пунктов АМТ МТ-зондирований на профиле Выборг Суоярви 1, 2 зоны глубинных разломов: 1 межмегаблоковый Янисъярвинский, 2 межблоко вые;

3 пункты МТ-зондирований Н. Д. Васина;

4 пункты АМТ-зондирований;

5 АМТ- и МТ-зондирования Санкт-Петербургского университета;

6 пункты МВЗ И. И. Рокитянского;

пункты МВЗ на территории Финляндии;

8 величина вектора Визе;

9 блоки третьего поряд ка: Выборгский (1), Вуоксинский (2), Лахденпохский (3), Янисъярвинский (4), Ялонварский (5), Гимольский (6).

Пункты АМТ МТ-зондирований: Пастоярви (Па), Тунгозеро (Ту), Лоймола (Ло), Муан та (Му), Лумиваара (Лу), Ринтала (Ри), Свободное (Св), Налимовское (На), Овсово (Ов), Смир ново (См), Ландышевка (Ла), Мичуринское (Ми), Тархун (Та) рис. 1. Использование дополнительного материала дало возможность утверждать, что действительно по мере удаления от аномальной области появляются намеки на гори зонтально-однородное строение коры [6]. Однако полученные данные не позволили нам сделать вывод о тектонической природе аномальной зоны.

126 А. А. Ковтун, И. Л. Варданянц, Н. И. Успенский Рис. 2. Схема сейсмической изученности юго-восточного склона Фенноскандинавского щита 1 пункты наблюдений МОВЗ;

2 линии профилей МОВЗ;

3 линия профиля 1-ЕВ;

4 линия профиля МОВЗ Выборг Спасская губа 1967 г.;

5 Онежско-Ладожская пло щадь За прошедшие годы появились новые сейсмические данные на территории юга Ка релии. Схема сейсмической изученности ЛБЗ и прилегающих территорий приведена на рис. 2 [7]. Сейсмическая модель верхних 60 км среды на изучаемом профиле пред ставлена на рис. 3. Авторами модели сделан вывод о рифтовой природе аномальной области [8]. Это заставило нас вновь вернуться к анализу АМТ МТ-данных с целью Сопоставление сейсмической и геоэлектрической моделей ЛБЗ понять, какие геоэлектрические особенности могут служить основанием для такого вы вода.

На рис. 4 приведены типичные амплитудные кривые зондирования для Карельско го и Свекофенского геоблоков и для ЛБЗ, использованные для интерпретации. Это эффективные кривые на Карельском геоблоке, эффективные и минимальные (в за висимости от расположения пунктов зондирований) кривые на Выборгском блоке и продольные кривые на аномальном участке профиля. Обоснование выбора тех или иных кривых зондирования для построения геоэлектрического разреза приведено в [6].

На рис. 5 представлены обновленные модели распределения электропроводности на профиле Выборг Суоярви. Эти модели по количеству использованного эксперимен тального материала отличаются от предшествующей модели наличием ранее не исполь зованных АМТ-данных, полученных в пунктах, размещенных в пределах центральной части аномальной области, что позволяет более подробно изучить сложный характер строения верхней части аномалии до глубины 20 км. Поэтому на рис. 5 отдельно пред ставлены распределения удельного сопротивления в интервале глубин 0–20 км и 0– 60 км. Диапазон глубин 0–60 км удобен для сравнения с сейсмическим разрезом, полу ченным методом МОВЗ.

Основная задача этого сопоставления выделение тех особенностей геоэлектриче ского разреза, которые могут отражать рифтовую структуру зоны сочленения Карель ского и Свекофенского геоблоков. Геоэлектрические и сейсмические данные свидетель ствуют о том, что участок профиля между Приозерским и Рускольским (Питкерант ским) разломами значительно разрушен. Горизонтально-однородное строение среды по степенно восстанавливается при смещении на северо-восток от Ялоноварского разлома и на юго-запад от Приозерской разломной зоны. По сейсмическим данным кора вне Ладожской аномальной зоны выходит на нормальное строение. И в юго-западном и в северо-восточном частях профиля выделяются, как правило, шесть практически горизонтальных границ на глубинах 10, 15, 20, 25, 35 и 40 км. По геоэлектрическим данным изолинии удельного сопротивления имеют примерно горизонтальное положе ние вне аномального участка. В центральной части аномальной зоны горизонтальность изолиний отсутствует. В верхних 20 км аномальной области выделяются хорошо прово дящие участки, связанные с многочисленными разломными зонами и с графитизацией и сульфидизацией трещиноватых зон. Разрушенность Североладожского блока может свидетельствовать о возникавших вертикальных движениях, которые сопровождались поднятием более плотных мантийных пород, приведших к повышению силы тяжести в этом районе. Гравитационная съемка, действительно, показывает наличие аномаль ных значений над ЛБЗ. Превышение составляет около 50 Мгл, максимальное значение смещено на северо-восток к Рускольскому разлому.

По геоэлектрическим данным также можно сделать вывод о наличии сдвига про водящей зоны в коре в северо-восточном направлении. Этот сдвиг может указывать на наползание Свекофенского геоблока на Карельский геоблок. Сходная асимметрия проявляется и в строении аномалии по сейсмическим данным [7]. Согласно рис. 2 зону сочленения Карельского и Свекофенского геоблоков пересекает еще один сейсмический профиль 1-ЕВ. По данным сейсмического разреза в южной части профиля в результате коллизии Свекофенских островных дуг и Карельского кратона намечается наползание верхних коровых отложений Свекофенских образований на Карельский кратон. Ниж няя часть Свекофенской островной дуги, сложенная фактически породами океаниче 128 А. А. Ковтун, И. Л. Варданянц, Н. И. Успенский Рис. 3. Глубинный разрез и обменоспособность среды по МОВЗ: а профиль Зеленая Роща Сортавала;

б профиль С вала Спасская Губа.

1 пункты наблюдений и их номера;

2 точки проявления обменных волн;

3 границы обменов: а уверенные, б м уверенные;

4 кровля зоны перехода кора-мантия;

5 подошва зоны перехода кора мантия;

6 Янисъярвинская межблок система разломов;

7 мантийные разломы региональных зон;

8 мантийные рифтообразующие зоны разломов;

9 внутрикор разломы различной глубинности;

10 положение границ ОГТ на профиле 1-ЕВ;

12 положение границ ГСЗ на профиле 1-ЕВ;

обменоспособность среды 130 А. А. Ковтун, И. Л. Варданянц, Н. И. Успенский Рис. 4. Кривые зондирования на отдель ных участках профиля на Ялонварском (а) и Выборгском (б ) блоках, использованные для построения нормального распределе ния удельного сопротивления на Карель ском и Свекофенском геоблоках, и продоль ные кривые зондирования на участке про филя от Янисъярвинского до Вуоксинского разлома (ЛБЗ) (в) Рис. 5. Распределение удельного сопротивления по глубине по профилю Выборг Суоярви по данным АМТ МТ-зондирований: а на глубинах 0–20 км (треугольники положение пунктов на профиле, где проводились зондировани в диапазоне АМТ МТ);

б более сглаженные значения удельного сопротивление на глубинах 0–60 км (мелкие точки по ложение всех пунктов и глубины, до которых получены сопротивления в этих пунктах) 132 А. А. Ковтун, И. Л. Варданянц, Н. И. Успенский ской коры, субдуцирует в мантию под Карельский кратон. Нечто похожее намечается и по геоэлектрическим данным на профиле Выборг Суоярви.

Перечисленные особенности в геоэлектрическом строении ЛБЗ вряд ли позволяют однозначно сделать вывод о рифтовой природе аномалии. Для подтверждения этой ги потезы необходимо обладать всей совокупностью геофизических и геологических дан ных по изучаемому профилю. При этом главную роль здесь могут сыграть геологиче ские данные о вещественном составе аномальной области. Следует подчеркнуть, что геоэлектрическая модель, предлагаемая нами, далека до завершения. Модель постро ена по результатам одномерной интерпретации, которая позволяет уверенно опреде лять глубину залегания верхней границы проводящего тела и его геометрию. Однако, если тело обладает повышенной электропроводностью, возможность изучения распре деления удельного сопротивления под ним затруднена. Обычно при этом появляются ложные аномалии электропроводности, которые в сложных случаях могут помешать сделать правильные выводы. Для проведения даже двумерной интерпретации требуют ся АМТ МТ-данные, полученные с небольшими погрешностями, а расстояния между пунктами зондирований должны быть малыми. Эти обстоятельства диктуют необхо димость проведения дополнительных зондирований в центральной части профиля.

Указатель литературы 1. Рокитянский И. И., Васин Н. Д., Голод М. И. и др. Аномалия электропроводности на юге Карелии // Геофиз. сб. АН СССР. Киев, 1979. Вып. 89. С. 35–36.

2. Ковтун А. А., Вагин С. А., Коквина Е. Л. и др. Ладожская и Чудская аномалии электро проводности земной коры // Коровые аномалии электропроводности. Л., 1984. С. 68–75.

3. Васин Н. Д. Геоэлектрическая характеристика разреза юго-западной Карелии // Запис ки Горного института. 1988. Т. 113. С. 57–63.

4. Ковтун А. А., Васин Н. Д., Попов М. К. и др. Модель Ладожско-Ботнической зоны по данным МТ- и АМТ-зондирований // Изв. АН СССР. Физика Земли. 1990. № 9. С. 64–70.

5. Булин Н. К. Земная кора и верхняя мантия между Финским заливом и Онежским озером // Земная кора окраинных материков и внутренних морей. М., 1975. С. 152–161.

6. Ковтун А. А., Вагин С. А., Варданянц И. Л. и др. Строение коры и мантии по профилю Суоярви Выборг по магнитотеллурическим данным // Вестник СПбГУ. 1998. Сер. 4.

Вып. 4. С. 25–34.

7. Берзин Р. Г., Андрющенко Ю. Н., Заможная Н. Г. и др. Комбинированные сейсмические исследования в Карельском регионе // Глубинное строение и сейсмичность Карельского региона и его обрамления / под ред. Н. В. Шарова. Петрозаводск: Изд-во Карельского научного центра РАН. 2004. С. 35–56.

8. Исанина Э. В., Крупнова Н. А., Шаров Н. В. Сейсмологические исследования МОВЗ на юге Карелии // Глубинное строение и сейсмичность Карельского региона и его обрамле ния / под ред. Н. В. Шарова. Петрозаводск: Изд-во Карельского научного центра РАН.

2004. С. 60–69.

Вопросы геофизики. Выпуск 44. СПб., 2011 (Ученые записки СПбГУ;

№ 444) А. К. Сараев, А. Б. Никифоров, Н. Е. Романова, И. С. Еремин ИЗУЧЕНИЕ ГЕОЭЛЕКТРИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ П-ОВА РЫБАЧИЙ (МУРМАНСКАЯ ОБЛ.) ПО ДАННЫМ АУДИОМАГНИТОТЕЛЛУРИЧЕСКИХ ЗОНДИРОВАНИЙ С БЕСКОНТАКТНЫМИ ЭЛЕКТРИЧЕСКИМИ АНТЕННАМИ Введение Работы методом аудиомагнитотеллурических зондирований (АМТЗ) на п-ове Рыба чий (Мурманская обл.) были выполнены для изучения геоэлектрического строения тер ритории и выявления зон, перспективных для аккумуляции углеводородов. Поскольку большая часть территории п-ова Рыбачий труднодоступная и применение вездеходов в летнее время по экологическим причинам на территории тундры запрещено, рабо ты методом АМТЗ проводились в зимнее время по снежному покрову с перемещением между точками зондирований на снегоходах. При этом для измерений электрическо го поля в аудиочастотном диапазоне применялась новая технология метода АМТЗ с использованием бесконтактных (емкостных) антенн. Особенности новой технологии и результаты работ методом АМТЗ на п-ове Рыбачий рассматриваются в настоящей ста тье.

Аппаратура и программные средства АМТЗ Метод АМТЗ является высокочастотной модификацией метода магнитотеллуриче ских зондирований МТЗ [1] и основан на измерениях естественных электромагнит ных полей аудио (звукового) диапазона частот от единиц до первых тысяч герц [2].

Основными источниками этих полей являются дальние грозы. По данным измерений горизонтальных и взаимно ортогональных составляющих электрического и магнитно го полей в методе АМТЗ определяется амплитуда поверхностного импеданса (или ка жущееся сопротивление к ) и фаза импеданса z. В результате инверсии частотных зависимостей кажущегося сопротивления и фазы строится геоэлектрический разрез в диапазоне глубин от первых десятков метров до первых километров. При интерпрета ции данных АМТЗ используется модель первичного поля в виде плоской вертикально падающей волны. Измерения с компактной аппаратурой характеризуются высокой про изводительностью, возможностью исследования труднодоступных территорий и эколо гически безопасные для окружающей среды.

При проведении работ методом АМТЗ нами использовалась аппаратура АКФ-4М, разработанная Санкт-Петербургским государственным университетом и ООО Мик роКОР [3]. Аппаратура включает цифровой регистратор с четырьмя синхронными каналами и 24-разрядными АЦП в каждом канале. Частотный диапазон аппаратуры 0.1–800 Гц, поддиапазоны 0.1–40 Гц (D1), 1–400 Гц (D2), 1–800 Гц (D3), частоты дис кретизации входных сигналов 160, 1600 и 3200 Гц, объем встроенной памяти 1024 Мб.

c А. К. Сараев, А. Б. Никифоров, Н. Е. Романова, И. С. Еремин, 134 А. К. Сараев, А. Б. Никифоров, Н. Е. Романова, И. С. Еремин По результатам тензорных измерений получают кривые кажущегося сопротивления и фазы импеданса как по направлениям раскладки измерительной установки, так и по сле обработки данных по главным направлениям тензора импеданса. При этом за на правления кривых АМТЗ принимаются направления ориентировки приемных линий электрического поля.

Программное обеспечение регистратора (программа SM27) делает возможным уста новку параметров измерений, визуализацию на дисплее регистратора измеряемых ха рактеристик (спектрограмм, парных когерентностей), автоматизированное производ ство измерений, сохранение данных и их экспорт на внешний компьютер. Для обработ ки данных, полученных в сложных условиях (неблагоприятная помеховая обстановка, низкий уровень и нестабильность естественного электромагнитного поля), применяется программа SM+. Данная программа использует различные виды робастных процедур.

Для визуализации исходных данных и результатов интерпретации используется про грамма Geoinf. Программа предназначена для просмотра и анализа данных АМТЗ по отдельным точкам зондирования, по профилям и площади. При 1D-инверсии использу ется метод эффективной линеаризации (МЭЛ) [4] и программа инверсии (контролируе мой трансформации) МЭЛ для модели среды с градиентно изменяющимися свойствами с глубиной. При 2D-инверсии применяется программа Shell2D, в которой использован метод Occam и алгоритм REEBOC [5, 6].

Бесконтактные измерения электрического поля в аудиочастотном диапазоне Обычно в методе АМТЗ для измерений электрического поля используют заземля емые антенны (приемные линии электрического поля). Однако достаточно часто необ ходимо проведение работ в условиях, неблагоприятных для заземления электрических антенн (в зимнее время по мерзлой земле, снегу и льду, и в летнее время по сухо му песку, каменистой почве и курумнику). Для проведения работ методом АМТЗ в этих условиях предлагаются различные подходы. Компанией Феникс Джиофизикс (Канада) разрабатывается технология, основанная на измерениях трех взаимно ортого нальных компонент магнитного поля (двух горизонтальных и одной вертикальной) [7].

Развитием теоретических основ обработки и интерпретации данных трехкомпонентных измерений магнитного поля в последние годы активно занимались ученые МГУ [8]. Бы ли показаны возможности успешного применения данной технологии для решения ряда актуальных геологических задач.

Вместе с тем предложенный подход имеет существенный недостаток, связанный с тем, что для горизонтально-слоистой модели среды, основной в методах зондирований, вертикальная компонента магнитного поля равна нулю, и измерения трех компонент магнитного поля реализовать не удается. Вертикальная компонента магнитного поля появляется только в горизонтально-неоднородных средах. Поэтому трехкомпонентные измерения магнитного поля могут быть дополнительными к импедансным измерениям, по результатам которых производятся зондирования горизонтально-слоистых сред, но не могут их полноценно заменить.

Другой подход, который развивается авторами настоящей статьи, связан с исполь зованием бесконтактных измерений в аудиочастотном диапазоне электрического поля с незаземляемыми (емкостными) электрическими антеннами. Ранее использование бес Изучение геоэлектрического строения п-ова Рыбачий (Мурманская обл.)... контактных измерений электрического поля было реализовано и успешно применялось при изучении радиочастотных полей в диапазоне 10–1000 кГц [9]. Эти измерения бази руются на результатах теоретических исследований [10] и подтверждены многочислен ными экспериментами в полевых условиях. Бесконтактные измерения электрического поля (технология БИЭП) успешно используются в низкочастотной электроразведке ме тодами срединного градиента (СГ) и вертикальных электрических зондирований (ВЭЗ) на частоте 625 Гц [11].

При реализации бесконтактных измерений электрического поля нами используются:

• симметричные приемные антенны общей длиной 100 м (с заземляемыми антенна ми обычно применяются короткие симметричные антенны общей длиной 40 м);

• предварительные усилители (предусилители) сигналов электрических антенн с высоким входным сопротивлением Rвх = 40 200 МОм (с заземляемыми антеннами обычно применяются предусилители с Rвх = 2 МОм);

• робастные методы обработки данных измерений для уменьшения влияния по мех (собственных шумов), возникающих при использовании предусилителей с высоким входным сопротивлением.

Использование симметричных приемных антенн необходимо для уменьшения вли яния вертикальной составляющей электрического поля, которое проявляется в наи большей степени при высоких переходных сопротивлениях заземлений и применении бесконтактных антенн [9].

Как было показано по результатам теоретических исследований [10] и эксперимен тальных работ [9], заземляемые приемные антенны эквивалентны бесконтактным ан теннам удвоенной длины, поэтому для получения сигналов электрического поля до статочно большой амплитуды необходимо использование более длинных по сравнению с заземляемой установкой приемных антенн. Антенны для бесконтактных измерений оптимальной длиной 100 м были выбраны на основании экспериментальных работ с учетом получаемой амплитуды сигнала и удобства проведения работ.

Использование предусилителей с Rвх = 2 МОм оптимально при проведении работ с заземляемыми приемными электрическими антеннами. При этом переходное сопро тивление заземлений обычно не превышает 10 кОм. При более высоких переходных сопротивлениях заземлений и применении бесконтактных антенн входное сопротивле ние предусилителей должно быть увеличено.

В результате экспериментальных работ было установлено, что при проведении зим них работ по снежному покрову оптимальное значение входного сопротивления преду силителя составляет 40 МОм. Выбор относительно невысокого значения Rвх предуси лителя связан с тем, что уровень естественного электрического поля аудиочастотного диапазона в зимнее время ниже, чем летом, и в случае использования предусилителей с более высоким входным сопротивлением возрастает уровень их собственных шумов, что затрудняет получение качественных данных. Благоприятным фактором для использо вания в зимних работах предусилителя с относительно невысоким значением Rвх также является повышенная емкостная связь земли и кабеля, лежащего на снежном покрове.

В летних работах при неблагоприятных условиях для заземления (сухой песок, ка менистая почва, курумник) необходимо использование предусилителя с более высоким входным сопротивлением (200 МОм), поскольку сложнее обеспечить плотное прилега ние кабеля к земле и высокую емкостную связь кабеля с землей. Уровень естественно го электрического поля аудиочастотного диапазона в летнее время выше, чем зимой, 136 А. К. Сараев, А. Б. Никифоров, Н. Е. Романова, И. С. Еремин и удается получить данные хорошего качества при повышенном уровне собственных шумов предусилителя.

При проведении работ с бесконтактными антеннами важным является выбор кабеля с малой электризацией. Для кабелей с повышенной электризацией наблюдается повы шенный уровень шумов, который создает дополнительные трудности при получении качественных данных измерений.

Рис. 1. Сравнение кривых кажущегося сопротивления и фазы импеданса, получен ных с бесконтактными электрическими антеннами и предусилителями с различным входным сопротивлением: 2 МОм (а) и 40 МОм (б ).

1 кривые для заземляемой антенны;

2 кривые для бесконтактных антенн На рис. 1 приведены результаты экспериментальных работ, выполненных в зимнее время на снежном покрове с использованием бесконтактных электрических антенн и предусилителей с входными сопротивлениями 2 и 40 МОм. В качестве данных для сравнения выбраны кривые кажущегося сопротивления и фазы, полученные в зимнее время с заземляемыми электрическими антеннами. Как видно из рис. 1, а, для бескон тактной антенны и предусилителя с Rвх = 2 МОм отмечаются существенные отличия от кривых для заземляемых антенн. Для фазовой кривой эти отличия наблюдаются для диапазона частот 6–200 Гц, а для кривой кажущегося сопротивления 6–30 Гц.

При использовании предусилиталя с Rвх = 40 МОм наблюдается совпадение кривых к для заземляемой и бесконтактной антенн во всем частотном диапазоне 6–200 Гц, а для кривых z небольшие отличия для частот ниже 8 Гц.

При использовании предусилителей с высоким входным сопротивлением, как отме чалось выше, возрастает влияние собственных шумов предусилителя и антенны. Для получения данных хорошего качества необходимым этапом является применение ро бастных процедур при обработке данных измерений. В программе SM+ используют ся различные методы робастной обработки данных. При этом применяется селекция данных во временной области, используя пороговый амплитудный селектор, который исключает из временных рядов отдельные отсчеты с недостоверными значениями (от счеты, отмеченные маркером перегрузок, и наиболее мощные импульсы). Далее произ водится спектральный анализ выбранной части файла (вычисление динамических спек тров) с учетом калибровочных характеристик аппаратуры, режекция сигналов гармо ник промышленной сети 50 Гц (60 Гц) с использованием динамических спектров. Затем Изучение геоэлектрического строения п-ова Рыбачий (Мурманская обл.)... осуществляется поэтапная, в определенном порядке, селекция динамических спектров различными типами селекторов с учетом возможности наличия в измеряемых сигналах импульсной полезной составляющей или шумовых компонент. Селекция производится различными селекторами для различных моделей сигнала:

• для модели полного сигнала с доминирующей компонентой импульсного полезного сигнала при отсутствии импульсных шумов;

• для модели полного сигнала с доминирующей компонентой импульсных шумов со средней мощностью, превосходящей среднюю мощность полезных сигналов;

• для модели полного сигнала с вариациями динамических значений отношения сигнал/шум, которые могут быть связаны с наличием в полном сигнале как импульсов полезного сигнала, так и импульсных шумов.

Динамические значения спектров, прошедшие селекцию, используются для вычис ления скалярных или тензорных оценок АМТ-данных с учетом выбранной оператором модели межканального распределения шумов.

Как видно из рис. 2, в результате применения робастных методов обработки каче ство данных существенно улучшается. По исходным данным на автоспектре сигнала электрического поля не проявляются максимумы Шумановских резонансов, которые обычно наблюдаются на частотах 8, 14, 20, 26, 32,... Гц. Значения взаимной когерент ности электрического и магнитного поля выше порогового уровня 0.9 наблюдаются в диапазоне частот 30–150 Гц. После применения робастных процедур на графике ав тоспектра видны максимумы на частотах 8 и 14 Гц, соответствующие Шумановским резонансам, и значение взаимной когерентности выше порогового уровня наблюдается в диапазоне частот 7–220 Гц.

Рис. 2. Сравнение автоспектров сигналов электрического поля (а) и взаимных когерентностей с сигналом магнитного поля (б ) при раз личных способах обработки данных.

1 без робастных процедур;

2 с робастными процедурами Для оценки надежности бесконтактных измерений, выполненных в зимнее время, было выполнено сравнение с данными, полученными летом (рис. 3). Сравнивались кри 138 А. К. Сараев, А. Б. Никифоров, Н. Е. Романова, И. С. Еремин Рис. 3. Сравнение кривых кажущегося сопротивления и фазы импе данса, полученных в летнее время с заземляемыми антеннами (1) и в зим нее время с заземляемыми (2) и бесконтактными (3) антеннами вые кажущегося сопротивления и фазы импеданса, измеренные в летнее время с зазем ляемыми антеннами и в зимнее время с заземляемыми и бесконтактными антеннами.

Наиболее качественные данные получены с заземляемыми антеннами в летнее время.

Кривые зондирования указывают на качественные измерения, полученные в диапазоне частот 2.3–350 Гц (взаимная когерентность сигналов электрического и магнитного поля близка к единице). Зимние измерения с заземляемыми антеннами обеспечивают хоро шее качество данных в диапазоне частот 3.6–350 Гц. Менее качественные измерения на низких частотах в этом случае связаны с более низким уровнем естественных полей в зимнее время. При измерениях в зимнее время с бесконтактными антеннами кривые зондирования иллюстрируют хорошее качество данных измерений в диапазоне частот 6–250 Гц для кажущегося сопротивления и 8–250 Гц для фазы импеданса.

Верхние пределы качественных измерений 350 Гц для заземляемых антенн и 250 Гц для бесконтактных антенн получены в этом примере по данным измерений в частот ном диапазоне D2 (1–400 Гц) аппаратуры АКФ-4М. Опыт работ показывает, что при использовании частотного диапазона D3 (1–800 Гц) в летнее время при более высоком уровне естественного электромагнитного поля данные высокого качества обычно полу чаются до частоты 800 Гц, а в зимнее время до 600 Гц. Выбор частотного диапазона (D2 или D3) производится с учетом того, что файлы временных рядов в диапазоне D3 имеют больший объем, и этот диапазон используется при необходимости получения данных измерений на частотах 400–800 Гц.

Изучение геоэлектрического строения п-ова Рыбачий (Мурманская обл.)... Результаты полевых работ П-ов Рыбачий находится в северной части Кольского п-ова (рис. 4, a). Работы мето дом АМТЗ в основном были выполнены на п-ове Рыбачий, а также на п-ове Средний и на перешейке между ними (рис. 4, б ). Разрез района работ сложен рифейскими плат форменными образованиями. Фундамент представлен гранитоидами архейского воз раста. На п-ове Рыбачий осадочный чехол включает ритмичное чередование конгло мератов, песчаников и алевролитов в верхней части разреза, которые вниз по разрезу сменяются валунными и валунно-галечными конгломератами и брекчиями. В основа нии разреза осадочного чехла находятся тонкослоистые глинистые сланцы. На п-ове Средний разрез сложен толщей переслаивающихся разнозернистых песчаников, харак терных для верхней части разреза, которые вниз по разрезу сменяются алевролитами и аргиллитами.

Рис. 4. Местоположение района работ (а) и расположение профилей АМТЗ на участке (б ) Полуострова Рыбачий и Средний разделены проходящей в районе перешейка мощ ной тектонической зоной северо-западной ориентировки. На п-ове Рыбачий породы об разуют моноклиналь северо-западного простирания с общим наклоном слоев к северу и северо-востоку, осложненную сбросами разных порядков по глубинным разломам се веро-западной ориентировки. Неглубокие тектонические нарушения на п-ове Рыбачий имеют в основном северо-восточную ориентировку. Таким образом, структурно-текто ническое строение территории характеризуется наличием глубинных разломов северо западного и неглубоких разломов северо-восточного направления.

Расположение профилей зондирований АМТЗ показано на рис. 4, б. Измерения вы полнялись в зимнее время с бесконтактными (емкостными) электрическими антенна ми в тензорном варианте с ориентировкой измерительных установок вдоль и вкрест профилей по азимутам 40 и 310 град. (азимут установки определяется направлени ем приемной электрической антенны). В небольшом объеме в доступных местах были выполнены летние работы методом АМТЗ, подтвердившие результаты зимних работ.

При анализе первичных данных и результатов интерпретации было установлено, что особенности глубинного строения территории более наглядно проявляются на кривых зондирования для измерительной установки, ориентированной по азимуту 310 град.

(вкрест неглубоких разломов северо-восточного направления, которые превалируют 140 А. К. Сараев, А. Б. Никифоров, Н. Е. Романова, И. С. Еремин в верхней части разреза, и вдоль глубинных разломов северо-западного направления).

Эти особенности данных АМТЗ нетипичны, и выяснение причин требует проведения дополнительных исследований, включая математическое моделирование для разрезов с разнонаправленными глубинными и приповерхностными структурами. Здесь мы ис пользуем закономерности, установленные на основании практических данных, для ана лиза результатов АМТЗ на п-ове Рыбачий.

На первом этапе работ было выполнено сравнение результатов АМТЗ с данными бурения. Зондирования были выполнены на п-ове Средний в районе скв. 1 и на пе решейке около скв. 2. На рис. 5 приведены геоэлектрические разрезы по результатам 1D-инверсии методом МЭЛ для азимута измерительной установки 130 град. по про филям, пройденным в районе указанных скважин. Для профиля в районе скв. 1 была выбрана инверсия 1D, учитывая малое число (3) точек зондирований на данном про филе. Для профиля в районе скв. 2 для сопоставления с предыдущим профилем была также использована 1D-инверсия. Ниже для профилей с достаточным числом точек зондирований рассматриваются результаты 2D-инверсии, более подходящей для усло вий работ на данной территории.

Бурение скв. 1 было выполнено до работ методом АМТЗ. Результаты бурения позво лили уточнить разрез рифейских терригенных пород и определить глубину залегания пород фундамента. Верхняя часть разреза рифейских пород до глубины 499 м сложена однородными песчаниками. Ниже по разрезу вскрыта пачка переслаивания песчаников, алевролитов и аргиллитов мощностью 280 м, затем слой песчаников мощностью 160 м, и далее пачка переслаивающихся песчаников, алевролитов и аргиллитов мощностью 236 м. Породы архейского кристаллического фундамента вскрыты на глубине 1175 м.

Сравнение геологического разреза по скважине с геоэлектрическим разрезом по результатам 1D-инверсии данных АМТЗ (рис. 5, а) показывает, что положение кров ли фундамента соответствует значениям удельного сопротивления 2500–3100 Ом · м (log = 3.4–3.5). В районе скв. 2 работы методом АМТЗ были выполнены до заверше ния бурения (во время проведения работ АМТЗ скважина была пробурена до глубины около 300 м). По результатам 1D-инверсии был построен геоэлектрический разрез по профилю (рис. 5, б ), и на основании полученных ранее результатов по скв. 1 по значе ниям удельного сопротивления 2500–3100 Ом · м (log = 3.4–3.5) была дана прогнозная оценка глубины кровли фундамента по данным АМТЗ 1400 м. Результаты бурения скв. 2 подтвердили прогнозную оценку глубины фундамента, который был вскрыт на глубине 1350 м.

Разрез по скв. 2 в верхней части до глубины 410 м представлен конгломератами, песчаниками и гравеллитами. В интервале 410–600 м отмечается чередование песча ников и гравеллитов. На глубине 457–470 м наблюдается зона мощной дезинтеграции по породам кварц-полевошпатового состава. С глубины 600 м в разрезе усиливается алевролитовая составляющая, и разрез представляет собой чередование алевролитов, алевропесчаников и песчаников. Интервал 800–1350 м характеризуется чередованием алевролитов и аргиллитов при подчиненной роли песчаников. В конце этого интервала отмечается преобладание в разрезе аргиллитов.

Для изучения структурных особенностей участка работ на п-ове Рыбачий первона чально был выполнен анализ первичных данных АМТЗ. Кривые кажущегося сопро тивления и фазы импеданса представлялись в виде псевдоразрезов и площадных схем на разных частотах (срезов по частотам) для их анализа и выбора оптимальной мето Изучение геоэлектрического строения п-ова Рыбачий (Мурманская обл.)... Рис. 5. Геоэлектрические разрезы по данным 1D-инверсии данных АМТЗ на участках бурения скв. 1 (а) и 2 (б ).

1 гранитоиды фундамента;

2 песчаники;

3 алевроли ты и аргиллиты;

4, 5 положение кровли фундамента по дан ным бурения (4) и АМТЗ (5) дики интерпретации. Исходные данные не содержат искажений, которые появляются на этапе инверсии данных при использовании той или иной модели среды, положенной в основу алгоритма инверсии. Поэтому анализ первичных данных необходим на первом этапе перед выбором модели среды и соответствующих программных средств инверсии.

Наиболее наглядно общую структуру участков работ отражают планы изолиний фазы импеданса. Фаза характеризует более глубинные, по сравнению с кажущимся сопротивлением, интервалы геоэлектрического разреза и менее подвержена влиянию приповерхностных неоднородностей.

142 А. К. Сараев, А. Б. Никифоров, Н. Е. Романова, И. С. Еремин На рис. 6 приведены планы изолиний фазы импеданса на частотах 8, 70 и 200 Гц для азимута установки 130 град. для средней части участка п-ова Рыбачий (для профиля данные приведены по его части в пределах рассматриваемого участка). Для плана изолиний на частоте 8 Гц участок работ разбивается на две достаточно контрастные зоны, при этом граница между ними имеет северо-западное направление. Юго-западная часть характеризуется низкими значениями фазы, что отвечает высоким значениям удельного сопротивления, характерным для высокоомного фундамента. Резкий переход на плане изолиний фазы между профилями 4 и 21 соответствует предполагаемому сбросу фундамента. Северо-восточная часть участка, включающая профили 4, 23 и 24, характеризуется наличием на глубине блока проводящих пород, и в этой части участка на частоте 8 Гц фундамент не прослеживается.

Рис. 6. Планы изолиний фазы импеданса на различных ча стотах для азимута установки 310 град. (вдоль профилей 20, 21, 4, 23, 24) На плане изолиний фазы для частоты 70 Гц в центральной части участка выделя ется зона повышенных значений фазы, отвечающая проводящему блоку, залегающему выше кровли фундамента. Для повышенной частоты 200 Гц план изолиний фазы от ражает строение и свойства приповерхностной части разреза, которая является более Изучение геоэлектрического строения п-ова Рыбачий (Мурманская обл.)... высокоомной по отношению к рассмотренным проводящим блокам, проявляющимся на частотах 8 и 70 Гц.

На рис. 7 приведен геоэлектрический разрез, построенный по результатам 2D-инвер сии по профилю 2 северо-восточной ориентировки длиной 19 км. Рассмотренный выше профиль через скв. 2 (см. рис. 5, б ) с результатами 1D-инверсии является фрагментом профиля 2. Как показывает опыт работ, при изучении разрезов со значительной неод нородностью верхней части разреза и тектоническими нарушениями более оправдано использование 2D-инверсии. При построении геоэлектрических разрезов по данным 1D-инверсии используются результаты АМТЗ в каждой точке по отдельности, а при проведении 2D-инверсии учитываются сразу все точки на профиле. Поэтому при про ведении 2D-инверсии более надежно исключается влияние приповерхностных неодно родностей и геоэлектрические разрезы получаются более сглаженными по сравнению с разрезами по результатам 1D-инверсии. При вертикальных неоднородностях по данным 2D-инверсии более надежно определяется положение аномальных объектов по глубине.

Рис. 7. Геоэлектрический разрез по результатам 2D-инверсии по профилю 2.

1 тектонические нарушения по данным АМТЗ;

2 границы зон различного удельно го сопротивления.

На геоэлектрическом разрезе по профилю 2 (рис. 7) можно выделить три участка, разделенные глубинными разломами. В юго-западной части разреза на глубине 1400 м выделяется (пк 0–13) высокоомный блок, соответствующий фундаменту, и отмечен ный выше при анализе планов изолиний фазы импеданса (см. рис. 6). Второй участок профиля (пк 13–23) характеризуется сложным строением, наличием глубинных разло мов и каскада сбросов фундамента с увеличением глубины его кровли по направлению к Баренцеву морю. Зона, характеризующаяся пониженными значениями удельного со 144 А. К. Сараев, А. Б. Никифоров, Н. Е. Романова, И. С. Еремин противления между пк 13 и 17, соответствует глубинному разлому, разделяющему п-ова Средний и Рыбачий. На первом и втором участках профиля положение кровли фунда мента до глубины 5–7 км оценивается достаточно уверенно. Третий участок профиля (пк 23–45) характеризуется двухслойным строением с верхним относительно высоко омным ( = 500–2000 Ом · м) и нижним достаточно проводящим слоем ( 10 Ом · м).

Верхний слой характеризуется блоковым строением с многочисленными разрывными нарушениями. Присутствие нижнего проводящего слоя на третьем участке профиля снижает глубинность метода АМТЗ и проследить положение кровли фундамента на этом участке не удается.

На рис. 8 показано сравнение геоэлектрических разрезов по профилям 2 и 3, которое показывает, что основные особенности разреза по профилю 2 (блок высокоомных пород фундамента в юго-западной части профиля, проводящая зона на глубине более 3 км в северо-восточной части профиля) выделяются и на профиле 3. Это указывает на то, что профиль 2 является типичным для средней части п-ова Рыбачий и характеризует строение разреза в переходной зоне от Балтийского щита к Баренцеву морю.

Рис. 8. Геоэлектрические разрезы по результатам 2D-инверсии по профилям 2 и Представление об объемном строении средней части п-ова Рыбачий дает рис. 9, на котором показаны геоэлектрические разрезы по ортогональным профилям 2 и 4. Зо ны проводящих пород на глубинах более 3 км, представляющие интерес с точки зрения перспективности на обнаружение углеводородов, выделяются не на всей изученной тер ритории, а имеют достаточно локализованные контуры.

По результатам 2D-инверсии данных АМТЗ по пяти профилям были построены пла ны изолиний удельного сопротивления на глубинах 1000, 2000, 3000, 4000 м (объемная Изучение геоэлектрического строения п-ова Рыбачий (Мурманская обл.


)... Рис. 9. Геоэлектрические разрезы по результатам 2D-инверсии по профилям 2 и блок-диаграмма распределения удельного сопротивления) средней части п-ова Рыба чий (рис. 10). Характерной особенностью блок-диаграммы является надежное выделе ние и прослеживание на разных глубинах блоков пород повышенного и пониженного удельного сопротивления. При этом наибольший интерес с точки зрения возможности выделения коллекторов представляют проводящие зоны в северной части участка на профиле 2 и в центральной части участка на профиле 4. Эта зона с наиболее проводя щей частью в интервале глубин 3–4 км, вероятно, связана повышенной проницаемостью и водонасыщенностью пород, и в ней существуют условия для накопления углеводоро дов.

Заключение Рассмотрены особенности новой технологии работ методом аудиомагнитотеллури ческих зондирований с измерениями электрического поля при помощи бесконтактных (емкостных) антенн. При этом используются антенны бльшей длины по сравнению о с заземляемыми антеннами, предусилители электрических сигналов с высоким вход ным сопротивлением и робастные методы обработки данных измерений. В результате обеспечиваются надежные измерения электрического поля аудиочастотного диапазона, начиная с частот 7–8 Гц и выше. Обычно работы методом АМТЗ проводятся в диа 146 А. К. Сараев, А. Б. Никифоров, Н. Е. Романова, И. С. Еремин пазоне частот 7–600 Гц, поэтому раз работанная технология бесконтакт ных измерений электрического поля позволяет получать данные, анало гичные данным с заземляемыми элек трическими антеннами. Это дает воз можность проводить работы АМТЗ как в летнее, так и в зимнее время со сравнимым качеством и информатив ностью. Это особенно важно для се верных территорий с длительным со хранением снежного покрова.

В результате зимних работ мето дом АМТЗ по снежному покрову на п-ове Рыбачий и прилегающей тер ритории показана возможность оцен ки глубины фундамента до 5–7 км.

Для скважины, расположенной на пе решейке между полуостровами Сред ний и Рыбачий, была выполнена по результатам интерпретации данных АМТЗ прогнозная оценка глубины фундамента (1400 м), что подтверди лось после завершения бурения этой скважины (по данным бурения глуби на до фундамента составила 1350 м).

Геоэлектрические разрезы, постро енные по результатам инверсии мате риалов зимних работ методом АМТЗ Рис. 10. Планы изолиний удельного сопротив- с бесконтактными электрическими ан ления по результатам 2D-инверсии на различных теннами, характеризуют геологиче глубинах ское строение территории в переход ной зоне от Балтийского щита к Ба ренцеву морю. Разрез имеет сложную структуру, глубинные разломы и каскад сбросов фундамента с увеличением глубины его кровли по направлению к Баренцеву морю.

Выделены проводящие зоны, вероятно связанные с повышенной проницаемостью и во донасыщенностью пород, в которых существуют условия для накопления углеводоро дов.

Работа выполнена при поддержке проекта П999 Федеральной целевой программы Научные и научно-педагогические кадры инновационной России на 2009–2013 гг. и исследовательского гранта Санкт-Петербургского государственного университета.

Изучение геоэлектрического строения п-ова Рыбачий (Мурманская обл.)... Указатель литературы 1. Vozo K. The magnetotelluric method // Electromagnetic methods in applied geophysics.

Vol. 2. Applications. Series: Investigations in geophysics. 1991. N 3. P. 641–711.

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

3. Сараев А. К., Головенко В. Б., Ларионов К. А., Смирнова Т. Аппаратура аудиомагнито теллурических зондирований АКФ-4М // Индустрия. 2003. № 3. С. 110–115.

4. Porokhova L. N., Kharlamov M. M. The solution of the one-dimensional inverse problem for induction soundings by an ecient linearization technique // Physics of the Earth and Plan etary Interiors. 1990. N 60. P. 68–79.

5. de Groot-Hedlin C., Constable S. Occam’s inversion to generate smooth, two-dimensional models from magnetotelluric data // Geophysics. Vol. 55, N 12 (December) 1990. P. 1613– 1624.

6. Siripunvaraporn W., Egbert G. An ecient data-subspace inversion method for 2D magne totelluric data // Geophysics. 2000. Vol. 65, N 3. P. 791–803.

7. Ingerov O. I, Fox L., Golyashov A., Colln A. Non-grounded surface electroprospecting tech nique: 71st EAGE Conference & Exhibition: Amsterdam, Netherlands, 8–11 June 2009.

8. Бердичевский М. Н., Дмитриев В. И. Модели и методы магнитотеллурики. М.: Научный мир, 2009. 673 с.

9. Вешев А. В. Электропрофилирование на постоянном и переменном токе. Л.: Недра, 1980.

10. Лавров Г. А., Князев А. С. Приземные и подземные антенны. М.: Советское Радио, 1965.

472 с.

11. Sapozhnikov B. Resistivity method without groundings: EAGE 65th Conference & Exhibition:

Stavanger, Norway, 2–8 June 2003.

148 Вопросы геофизики. Выпуск 44. СПб., 2011 (Ученые записки СПбГУ;

№ 444) Ю. И. Кудрявцев, А. О. Копытин ИССЛЕДОВАНИЕ АНДЕЗИТОБАЗАЛЬТОВОГО ТЕЛА С ВЫСОКОЙ ОСТАТОЧНОЙ НАМАГНИЧЕННОСТЬЮ При рядовой магнитной съемке на учебном геофизическом участке полигона СПбГУ была обнаружена интенсивная локальная аномалия. Участок находится в зоне развития триасово-юрской шельфовой глинисто-терригенной эскиординской се рии, прорванной интрузиями Первомайского комплекса и андезитобазальтовыми тела ми субвулканического бодракского комплекса [1]. Аномалия расположена в пределах выхода на поверхность вулканического тела неустановленной морфологии (дайка, силл, шток), разрушенного выветриванием.

Методика магнитной съемки и обработка результатов. На участке 2020 м была проведена предварительная магнитная съемка и составлена карта изолиний T, на которой выделялись два разнополярных эпицентра с интенсивностью около 5000 нТл. Через них мысленно проводилась вертикальная плоскость в магнитном ази муте A0 = 355. Для исключения влияния рельефа и приповерхностных неоднородно стей модуль T измерялся на двух горизонтальных уровнях по шнурам на высотах и 2,3 м относительно наиболее приподнятой точки рельефа. Таким образом, расстоя ние между уровенными линиями составило 1,3 м;

шаг измерений был взят 1,25 м, но на нижнем уровне в зоне наибольшего градиентного поля сгущался до 0,62 м. Длина каждого интервала измерений составляла 20 м. При переходе к приращению T ис пользовалось измерение на контрольном пункте и учитывались магнитные вариации.

На нижнем уровне с малым шагом проводились измерения T1 и точка с наимень шим абсолютным значением |T1 |min принималась за начало координат. Координата каждой точки обозначалась взятым с соответствующим знаком ее расстоянием до этого начала. Начиная с четвертых точек, шаг измерений увеличивался. На верхнем уровне использовался лишь большой шаг, и каждая точка отмечалась той же координатой, что и лежащая с ней на одной вертикали точка нижнего уровня.

В первом столбце табл. 1 указаны координаты точек измерений, а во втором и чет вертом столбцах приращения T1 и T2, определенные по измерениям соответст венно на нижнем и верхнем уровнях. На каждом из них совокупность значений T лежит на кривой с двумя разного знака экстремумами, весьма близкими по абсолют ным величинам. Это означает, что силовые линии аномального поля выходят из тела вверх с наибольшей интенсивностью вблизи точки x = 1,25 м и входят внутрь него в окрестности x = 1,88 м.

Эти особенности аномального поля можно объяснить, если предположить приемле мую симметрию тела как относительно вертикальной плоскости, проходящей через начало координат перпендикулярно линиям измерения, так и относительно верти кальной плоскости, проходящей через эти линии. Кроме того, необходимо допустить горизонтальную намагниченность тела в направлении оси 0x.

Величины T (x) и T (x) отличаются не только знаком, но и в незначитель ной степени и абсолютными значениями. Следовательно, основной вклад в прираще ние T (x) в случае предполагаемой модели тела вносит нечетная его составляющая c Ю. И. Кудрявцев, А. О. Копытин, Исследование андезитобазальтового тела с высокой остаточной намагниченностью Таблица 1. Приращения T1 и T2, наблюденные на нижнем и верхнем уровнях измерения T1 (x) T1 (x) T2 (x) T2 (x) x, м T1 (x), нТл T2 (x), нТл 2 1 2 3 4 9,38 624 397 458 8,13 893 569 639 6,88 1142 790 800 5,63 1365 1013 963 4,38 2070 1683 1239 3,13 3390 3013 1693 1,88 5270 4829 1770 1,25 5244 0,63 3377 3735 808 0,00 55 0,63 4093 3735 883 1,25 4868 1,88 4387 4829 1720 3,13 2635 3013 1543 4,38 1295 1683 1081 5,63 660 1013 692 6,88 437 790 443 8,13 244 569 296 9,38 170 397 227 0, 5[T (x) T (x)], обусловленная вертикальной проекцией аномального поля. Зна чения этой составляющей для нижнего и верхнего уровней измерений указаны в столб цах 3 и 5 табл. 1. Четная же составляющая 0, 5[T (x) + T (x)], слегка отклоня ющая |T (x)| от T (x), обусловлена горизонтальной проекцией аномального поля и погрешностью выбора отсчетного уровня для T. Последняя не влияет на величину разности T (x) T (x).

Интерпретация результатов измерений. В соответствии с предварительны ми выводами используется модель тела в виде горизонтально намагниченного што ка, поверхность которого является прямоугольным параллелепипедом (рис. 1). Четыре горизонтальных ребра последнего длиной a каждый параллельны вектору намагничен ности J, а четыре других горизонтальных ребра длиной b каждый перпендикулярны J. Используется система координат с той же горизонтальной осью 0x, направленной так же, как вектор J, и ориентированной вниз вертикальной осью 0z, проходящей че рез центр модели. Верхняя горизонтальная площадка штока находится от оси 0x на глубине h1, а нижняя на h2. При переходе от нижнего уровня измерений к верхнему значения h1, h2 возрастают на 1,3 м, но их разность, совпадающая с длиной каждого вертикального ребра c = h2 h1, остается неизменной.


Как всегда при расчетах напряженности поля намагниченного тела используем маг нитные заряды с объемной divJ и поверхностной n · J плотностью, где n внешняя нормаль к той или иной точке, ограничивающей поверхности тела (см., например, [2]).

Путем умножений результата вычислений на магнитную постоянную µ0 = 4·107 Гн/м напряженность преобразуется в магнитную индукцию аномального поля. Ввиду посто янства намагниченности объемные заряды отсутствуют (divJ) = 0. На плоской гра 150 Ю. И. Кудрявцев, А. О. Копытин Рис. 1. Модель горизонтально намагниченного тела нице с координатой x = 0, 5a нормаль n и J направлены в одну сторону и n · J = J, а на противоположной грани модели они ориентированы встречно и n · J = J.

Вклад в аномальное поле Ta от элемента dy dx границы с x = 0, 5a составляет µ0 Jdy dz R dTa =, 4 R2 R где R радиус-вектор, проведенный от элементарной площадки с координатами x = 0, 5a, y, z к точке наблюдения с координатами x, y = 0, z = 0. Следовательно, R = (x 0, 5a)ex y ey z ez, R = (x 0, 5a)2 + y 2 + z 2, где ex, ey, ez координатные орты. Подставляя эти равенства в предшествующую фор мулу, получим dTa = ex dXa + ey dYa + ez dZa, причем (x 0, 5a)dy dz µ dXa = J, 4 [(x 0, 5a)2 + y 2 + z 2 ]3/ (y )dy dz µ dYa = J, 4 [(x 0, 5a)2 + y 2 + z 2 ]3/ (z )dy dz µ dZa = J.

4 [(x 0, 5a)2 + y 2 + z 2 ]3/ Интегрируя последнее равенство, получим вклад в вертикальную проекцию ано мального поля от источников поверхности x = 0, 5a:

b/2 h z dz µ0 Za1 = J dy, [(x 0, 5a)2 + y 2 + z 2 ]3/ h b/ Исследование андезитобазальтового тела с высокой остаточной намагниченностью т. е.

b/ µ0 1 dy = Za1 = J 4 h2 (x 0, 5a)2 + h2 + y 0, 5a)2 y (x + + 2 b/ 0, 5b+ (x0, 5a)2 +0, 25b2 +h2 0, 5b+ (x0, 5a)2 +0, 25b2 +h µ0 2 = J ln ln 4 0, 5b+ (x0, 5a)2 +0, 25b2 +h2 0, 5b+ (x0, 5a)2 +0, 25b2 +h 2 или (x0, 5a)2 +0, 25b2 +h2 0, 5b+ (x0, 5a)2 +0, 25b2 +h 0, 5b+ µ0 2 Za1 = Jln ·.

4 (x0, 5a)2 +0, 25b2 +h2 0, 5b+ (x0, 5a)2 +0, 25b2 +h 0, 5b+ 1 Вклад Za2 от источников поверхности с x = 0,5a получается из этой же формулы заменой J на J и координаты 0,5a на 0,5a. Суммируя затем Za1 + Za2, получим величину вертикальной проекции аномального поля:

(x0, 5a)2 +0, 25b2 +h2 0, 5b+ (x0, 5a)2 +0, 25b2 +h 0, 5b+ µ0 2 Za = J ln · 4 (x0, 5a)2 +0, 25b2 +h2 0, 5b+ (x0, 5a)2 +0, 25b2 +h 0, 5b+ 1 (x + 0, 5a)2 + 0, 25b2 + h2 (x + 0, 5a)2 + 0, 25b2 + h 0, 5b + 0, 5b + 2 ln ·. (1) h2 (x + 0, 5a)2 + 0, 25b2 + h 0, 5a)2 0, 25b 0, 5b + (x + + + 0, 5b + 1 При изменении знака координаты x изменит знак формула (1), т. е., как и предпо лагалось для данной модели исследуемого тела, вертикальная проекция аномального поля на оси 0x является нечетной функцией: Za (x) = Za (x).

Интегрируя dXa по площадке с координатой x = 0, 5a, имеем b/2 h dz µ0 Xa1 = J(x 0, 5a) dy = [(x 0, 5a)2 + y 2 + z 2 ]3/ h b/ b/ µ0 1 h2 h dy.

= J(x0, 5a) (x0, 5a)2 +y 4 (x0, 5a)2 +h2 +y 2 (x0, 5a)2 +h2 +y 2 b/ Заменяя в этой формуле J на J и 0,5a на 0,5a, получим вклад Xa2 в горизон тальную проекцию от поверхностных источников площадки c x = 0,5a. Соотношение для горизонтальной проекции Xa находим суммированием Xa1 + Xa2 :

b/ µ0 1 h Xa = J{(x 0, 5a) (x 0, 5a)2 + y 4 (x 0, 5a)2 + h2 + y b/ h dy (x 0, 5a)2 + h2 + y 152 Ю. И. Кудрявцев, А. О. Копытин b/ 1 h (x + 0, 5a) (x + 0, 5a)2 + y 2 (x + 0, 5a)2 + h2 + y b/ h dy }.

(x + 0, 5a)2 + h2 + y Если в этой формуле аргумент x заменить на x, то величина Xa сохранит прежнее значение, т. е. горизонтальная проекция для такого тела является четной функцией.

Другая горизонтальная проекция Ya отсутствует из-за взаимной компенсации полей половинок каждой плоскости с источниками в любой точки оси 0x.

Как известно, ввиду малости Za и Xa по сравнению с проекциями нормального поля для вычисления приращения T можно использовать формулу T = Za sin I + Xa cos I cos A0, где I наклонение полного вектора нормального поля, A0 магнитный азимут оси 0x.

Это равенство запишем дважды: сначала для аргумента x, а затем для x. При вычита нии из первого равенства второго с учетом условий Za (x) = Za (x) и Xa (x) = Xa (x) следует соотношение 0, 5[T (x) T (x)] = Za (x) sin I, (2) причем в районе работ I = 60 и sin I = 0,87. Для вычисления Za (нТл) в формулу (1) следует ввести множитель 109 и значение µ0, а затем заменить (109 µ0 /4)=100 нТл.

В левую часть формулы (2) подставляем данные из табл. 1, а в правую часть вычис ленные по формуле (1) значения Za для выбранных параметров модели. Подбор пара метров контролировался по точности соблюдения равенства (2). На рис. 2 представлены кривые 1 и 2 соответственно для нижнего и верхнего уровней измерений, они рассчита ны по формуле Za sin I с использованием соотношения (1) для следующей подобранной Рис. 2. Нечетные составляющие приращений T.

Расчетные и наблюденные величины: 1 для нижнего уровня;

2 для верхнего уровня Исследование андезитобазальтового тела с высокой остаточной намагниченностью совокупности параметров. Длина модели в направлении горизонтально-ориентирован ного вектора намагниченности составила a = 1,7 м, ее ширина в перпендикулярном направлении b = 2,5 м, а высота c=12 м. Глубины до верхнего и нижнего основания мо дели, отсчитываемые от нижней линии измерений, составили h1 = 1,5 м и h2 = 13,5 м, а от верхней линии соответственно h1 = 2,8 м и h2 =14,8 м. Подобранная совместно с геометрическими параметрами намагниченность J = 110 А/м. На рис. 2 кружками и крестиками соответственно для нижней и верхней линий измерения отложены экспе риментальные значении [T (x) T (x)]/2, которые практически легли на расчетные кривые.

Магнитные свойства тела. Из обломков породы, с большой вероятностью ранее принадлежащих исследуемому телу, выпилены образцы. В табл. 2 представлены опре деленные в двух лабораториях значения магнитной восприимчивости, естественной остаточной намагниченности Jn и фактора Q шести образцов. Средние значения этих характеристик составляют: =0,026 ед. СИ, Jn =119 А/м и Q=114, причем Jn практиче ски совпала с намагниченностью, определенной по результатам измерений T. Особого внимания заслуживают высокие значения естественной остаточной намагниченности и фактора Q.

Таблица 2. Магнитные характеристики образцов Номер Объем, Плотность, Палеомагнитная лаборатория Кафедра физики Земли см3 г/см образца ВНИГРИ СПбГУ, ед. СИ Jn, А/м Q, ед. СИ Jn, А/м Q 1 7,78 2,52 0,0226 114 126 0,0233 121 2 7,50 2,54 0,0257 130 126 0,0264 133 3 5,81 2,75 0,0274 116 106 0,0280 127 4 1,55 2,65 0,0263 109 104 0,0269 115 5 1,54 2,66 0,0287 94 82 0,0290 105 6 1,24 2,64 0,0252 130 129 0,0257 133 В палеомагнитной лаборатории ВНИГРИ измерялась также магнитная восприимчи вость образца, измельченного в порошок, при разной температуре с малым шагом ее Рис. 3. Измерения магнитной восприимчивости образца с ростом температуры (1) и при последующем ее понижении (2) 154 Ю. И. Кудрявцев, А. О. Копытин изменения. В цикле нагрева образца в температурном интервале 280–350С обнаружен резкий, почти в 6 раз спад величины магнитной восприимчивости, которая сохраняет низкое значение при понижении температуры в обратном цикле до комнатной (рис. 3).

Этот эффект можно объяснить тем, что магнитные свойства образца в решающей сте пени определяются маггемитом, который в этом температурном интервале преобра зуется в слабо магнитный гематит. Маггемит же мог образоваться за счет окисления магнетита в зоне выветривания и приобрести при этом интенсивную химическую оста точную намагниченность [3].

Указатель литературы 1. Геологическое строение Качинского поднятия Горного Крыма / под ред. О. А. Мазаро вича и В. С. Милеева. М.: Изд-во МГУ, 1989.

2. Кудрявцев Ю. И. Теория поля и ее применение в геофизике: Учебник для вузов. Л.:

Недра, 1988.

3. Нагата Т. Магнетизм горных пород. М.: Мир, 1965.

Вопросы геофизики. Выпуск 44. СПб., 2011 (Ученые записки СПбГУ;

№ 444) Е. А. Драбкина, В. В. Попов, Е. С. Сергиенко, Р. В. Смирнова ИССЛЕДОВАНИЕ ВОЗМОЖНОСТИ ОПРЕДЕЛЕНИЯ ПАЛЕОНАПРЯЖЕННОСТИ МЕТОДОМ ТЕЛЬЕ ПО ИМПАКТНЫМ ПОРОДАМ Введение В настоящей работе рассматривается возможность определения напряженности древнего геомагнитного поля по импактным породам на коллекции зювитов Карской астроблемы.

Карская астроблема принадлежит к числу крупнейших импактных структур Рос сии, занимая по своим размерам (ее диаметр 60 км) третью позицию. Крупнее ее только Попигайская (100 км) и Пучеж-Катункская (80 км) астроблемы, входящие вместе с Карской в десятку крупнейших астроблем на Земле. Расположена она в бас сейне нижних течений рек Кара, Сибирчата-Яга, Сопча-Ю, Пут-Ю, Саа-Яга, примерно в 200 км к северу от г. Воркуты, на северо-восточном склоне горного кряжа Пай-Хой Югорского полуострова.

Со времени образования кратера широко проявившиеся процессы неотектоники, длительной эрозии и накопления мощных толщ кайнозойских отложений модифици ровали его в современном рельефе во впадину, известную как Карская депрессия.

Авторами исследуется коллекция глыбово-агломератовых зювитов Карской аст роблемы. Этот объект представляет интерес с нескольких точек зрения.

Импактные породы, типичными представителями которых являются зювиты, редко попадают в поле зрения палеомагнитологов. Зювиты импактные аллогенные брекчии с несортированными по размерам и неокатанными обломками с содержанием более 10– 15% стекол плавления. По структуре они сходны с вулканическими туфами. Устано вить генезис брекчированных пород позволяет прежде всего тот факт, что импактные образования от земных пород отличаются наличием признаков шок-метаморфизма, ко торый может возникнуть только при мгновенном и резком изменении температуры и давления, обусловленных взрывом. Резкая смена условий приводит к новообразовани ям среди горных пород. Такими новообразованными породами считаются зювиты и тагамиты. По размеру обломков зювиты разделяют на глыбовые (более 20 см), агло мератовые (3–20 см), лапиллиевые (1–3 см), мелкообломочные (менее 0.25 см). Воздей ствие шок-метаморфизма, что важно с палеомагнитной точки зрения, должно обеспе чивать приобретение породами естественной остаточной намагниченности, совозраст ной с моментом импактного события, предположительно термоостаточной природы, но при этом должно также приводить и к глубинным изменениям минерального состава пород. Это, в свою очередь, вызывает необходимость тщательнейшего исследования химического и фазового состава магнитной фракции исследуемых образцов.

Возраст Карской астроблемы, определенной как граница мел-палеоген (граница ме зозоя и кайнозоя, К/Т), относится к интереснейшему периоду истории Земли. Опре делению времени возникновения Карской структуры посвящены многочисленные пуб c Е. А. Драбкина, В. В. Попов, Е. С. Сергиенко, Р. В. Смирнова, 156 Е. А. Драбкина, В. В. Попов, Е. С. Сергиенко, Р. В. Смирнова ликации. Так, например, в работе [1] возраст Карского события определяется в 66– 75 млн лет: K-Ar-метод дает цифру 66 млн лет;

Ar-Ar 75 млн лет. На основе анализа геологической обстановки, обширного комплекса ископаемых фауны и диатомовых во дорослей, 27 радиологических датировок тагамитов и импактных стекол показано, что образование многих кратеров произошло на границе мела и палеогена 66–67 млн лет назад [2]. В данных работах отмечается, что образование кратеров произошло в зоне мелководного шельфа, при этом в состав мишени входили три слоя: слой воды (100 м), слой горизонтально залегающих пород и нелитифицированных осадков верхнего мела (200 м) и складчатое палеозойское основание. Авторами [3] было проведено дати рование импактных стекол Карской ударной структуры по трекам осколков деления 238U. Показано, что фрагменты изученных стекол имеют различные плотности спон танных и индуцированных треков, что связано с различиями в содержании U и степени сохранности треков. Последнее слабо коррелирует с химическим составом стекол и, ве роятно, в основном определяется их структурными особенностями, приобретенными в ходе образования. Трековый возраст Карской структуры, полученный двумя незави симыми методами, составляет 64.57 ± 1.56 млн лет. Эта оценка хорошо согласуется с K-Ar-датировкой и биостратиграфическими определениями возраста.

Времення граница мезозойской и кайнозойской эр (65–67 млн лет) фиксируется в а планетарном масштабе в различных по составу и генезису горных породах, проявля ясь в различных геолого-геофизических параметрах. Считается, что эта граница ярко отразилась в крупных поверхностных и приповерхностных явлениях, таких как суще ственное вымирание биоты, мощная плюмовая магматическая активность, импактные явления, повышение магнитной восприимчивости океанских и морских отложений и др.

Накопление данных о поведении магнитного поля Земли в этот период является важ ным источником информации для понимания причин наблюдаемых особенностей, опи сания сценариев происходивших явлений. Основным направлением научных интересов исследователей является выяснение причинно-следственной связи состава и свойств по граничного слоя мезозойской и кайнозойской эр и геолого-геофизических процессов на Земле. На сегодняшний день рассматриваются два наиболее существенных фактора, повлиявших на его формирование: 1) глобальная вспышка гидротермально-вулкани ческой деятельности, вызванная мощным плюмовым магматизмом;

2) многочисленные импактные события, имевшие место в это время. Поэтому исследование этой коллекции представляет исключительный интерес.

1. Описание исследуемой коллекции Исследуемые в данной работе образцы зювитов были отобраны в 2008 г. сотруд никами ВНИГРИ из обнажения коптогенного комплекса на правом берегу р. Кара.

В геологическом строении астоблемы (рис. 1) может быть выделено пять структурно литологических комплексов: цокольный, коптогенный, инъекционный, заполняющий и перекрывающий.

Цокольный комплекс включает сложнодислоцированные отложения палеозоя от перми до ордовика мощностью около 5 км. Он сложен карбонатными, глинистыми, кремнисто-глинистыми и другими породами от ордовика до карбона включительно, терригенными песчано-глинистыми породами с прослоями и линзами известняков и углей перми и интрузивными породами долеритами и габбро-долеритами позднего Исследование возможности определения палеонапряженности методом Телье... Рис. 1. Схематическая геологическая карта Карской структуры и ее геоло гический разрез, соответствующий линии на рисунке.

1 осадочные породы силура и ордовика;

2 сланцы, известняки и песча ники девона;

3 каменноугольные глинистые и кремнистые сланцы;

4 пес чаники, аргиллиты и алевролиты нижней перми;

5 дайки и пластовые тела диабазов и габбро-диабазов палеозоя;

6 силурийские породы центрального поднятия (аутигенная брекчия);

7 глыбовые, мега- и клиппеновые брекчии;

8 глыбовые зювиты;

9 лапиллиево-агломератовые зювиты;

10 псаммито алевритовая брекчия;

11 разрывные нарушения: а неустановленной приро ды, б надвиги и сбросы;

12 (только для разреза): а протерозойские сланцы, б осадочные породы палеозоя. По [4] девона. Обломки всех этих пород, а также меловых песчаников, аргиллитов встреча ются в импактитах и брекчиях. Породы раздроблены (аутигенная брекчия) и пластиче ски деформированы. Коптогенный комплекс включает породы, возникшие в результате дробления, плавления, перемешивания и переотложения образований цокольного ком плекса и выполняющие в настоящее время впадину истинного кратера. Инъекционный комплекс представлен дайками. Они встречены в большинстве обнажений зювитов, в отдельных скважинах, вскрывших зювиты, реже наблюдались в обнажениях мегабрек чий. Заполняющий комплекс перекрывает породы коптогенного комплекса и сложен плиоцен-нижнечетвертичными отложениями мощностью около 30 м. Перекрывающий комплекс представлен толщей средне- и верхнечетвертичных и современных отложе ний суммарной мощностью более 200 м, почти повсеместно перекрывающий породы цокольного, коптогенного и заполняющего комплексов.

158 Е. А. Драбкина, В. В. Попов, Е. С. Сергиенко, Р. В. Смирнова Важную роль в формировании современного облика Карской астроблемы, ее мор фологии, сохранности и строения слагающих ее пород, а также особенностей залегания играла палеогеографическая обстановка времени образования импактного кратера, а также последующая история геологического развития района ее нахождения.

Кратко обозначим основные фазы геологического развития района.

Послепермская фаза складчатости сформировала структурный план современного Пай-Хоя.

В средней юре происходил платформенный этап развития.

В меловой период территория была превращена в мелкохолмистую равнину с незна чительными колебаниями высот.

В позднем мелу имела место морская трансгрессия. Благоприятный температурный режим и медленное поступление терригенного материала привели к формированию известковых отложений.

Вначале кайнозойской эры территория была выведена из области морского осадко накопления и в палеоцене представляла собой плоскую равнину, периодически запол няемую морем.

Крупнейшая трансгрессия эоценового времени привела к затоплению прибрежной равнины и наступлению моря. Начиная с позднего эоцена, мелководное море снова отступало и во второй половине позднего эоцена полностью покинуло северо-восточную часть современного Югорского п-ова Крупные тектонические движения начались во второй половине миоценовой эпо хи, но существенно проявились в раннем плиоцене. На месте современного Пай-Хоя образовалась горная страна. Особенно резкому разрушению подверглась юго-западная часть Карской астроблемы.

Тектонические подвижки с конца плиоцена имели колебательный характер, подня тия сменялись опусканиями и накоплением довольно мощных осадков. На протяжении позднего плиоцена и нижнечетвертичного времени впадины Карского и Усть-Карского кратеров, вероятно, представляли единую изолированную лагуну, в которой происхо дило осаждение материала импактитов и брекчий.

Таким образом, образование импактного Карского кратера происходило в морских условиях, а со времени его образования широко проявлялись процессы неотектоники, длительной эрозии и накопление мощных толщ кайнозойских отложений.

В Карской астроблеме, соответствующей по размерности основной части слага ющего обломочного материала, выделяются три типа: лапиллиево-агломератовые, глы бово-агломератовые и глыбовые. Петрографический состав включений в лапиллиево агломератовых зювитах весьма разнороден: они представлены породами от ордовик ских до меловых включительно, преобладающий размер обломков 2–5 см. Глыбовые зювиты образуют пластообразные и линзовидные тела в основании толщи лапиллие во-агломератовых зювитов, достигая мощности в несколько десятков метров. Глыбово агломератовые зювиты, представителями которых являются исследуемые образцы, ха рактеризуются высоким содержанием тонкораздробленного материала, присутствием глыб в поперечнике до 5–8 м и более, наличием скоплений плохо гомогенизированных стекол (до 0.8–1.2 м).

Отличительной чертой глыбово-агломератовых зювитов является плохое переме шивание материала и низкая степень его сортировки. Основная масса имеет состав от алеврито-углинистого или кремнисто-глинистого до стекловатого и почти повсеместно Исследование возможности определения палеонапряженности методом Телье... хлоритизирована и притизирована, иногда ожелезнена [5]. Широко распространенные в глыбово-агломератовых зювитах импактные стекла образуют обломки, не несущие признаков раскристаллизации. В работе [6] описаны камасит, пирит и пирротин, встре чающиеся в зювитах Карской астроблемы. Показано, что все минералы железа в импак титах астроблемы кристаллизовались из импактного расплава, обогащенного никелем за счет вещества метеорита-ударника. В докристаллизационную стадию развития рас плава имела место ликвация импактного расплава на рудную и силикатную жидкости.



Pages:     | 1 |   ...   | 2 | 3 || 5 | 6 |
 





 
© 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.