Комплексирование геофизических методов

Размещено на http://www.allbest.ru/

1. Комплексирование геофизических методов

Комплексирование геофизических методов - это сочетание и проведение в определенной последовательности различных геофизических исследований. Необходимость его обусловлена неоднозначностью (многозначностью) истолкования результатов геофизических исследований по определению геологической природы, формы и геометрии изучаемых объектов. Кроме того, необходимость комплексирования определяется тем, что те или иные элементы геологического строения по-разному отражаются в различных геофизических полях и методах. Так, горизонтально-слоистые среды находят хорошее отражение в данных сейсморазведки и методах электромагнитного зондирования, а вертикально-блочное строение более надежно картируется методами электромагнитного профилирования, гравии- и магниторазведки.

Основная идея и цель комплексирования геофизических методов -- достижение однозначного решения поставленных геологических задач, определение параметров исследуемых объектов и вмещающей среды.

Для обоснованного проектирования геофизических работ и выбора комплекса методов вводится понятие «физико-геологическая модель» (ФГМ) объекта исследований. В упрощенном виде под ФГМ понимают абстрактные тела простой геометрической формы (шар, горизонтальный цилиндр, столб, пласт и др.) с заданными соотношениями физических свойств тел и окружающей среды, для которых в аналитическом виде или численно с помощью компьютеров можно решать прямые задачи, т. е. рассчитывать аномалии, и обратные задачи, т. е. проводить интерпретацию аномалий в рамках выбранной модели.

ФГМ -- это сочетание геологической, петрофизической моделей и модели физических полей. Геологическая модель -- система элементов геологического строения, обобщенно описывающая состав, структуру, форму (геометрию) изучаемого объекта и вмещающей среды. Петрофизическая модель -- модель, характеризующая распределение физических и геологических свойств в плане, разрезе, пространстве. Модель физических полей описывает характер физического поля в верхнем и нижнем полупространстве, в котором отражены интенсивность поля, его морфология, аномальные эффекты и различные типы помех.

При формировании ФГМ используют понятие о прогнозно-поисковой модели, определяемой по сочетанию поисковых геофизических признаков и критериев, которыми называют характерные и устойчивые (обнаруживаемые в большинстве случаев) особенности геофизических полей над искомыми объектами.

Формирование ФГМ какого-либо геологического объекта, процесса или явления предусматривает несколько последовательных операций, к которым относятся:

постановка геологической задачи;

выбор объекта моделирования (земная кора, , рудная или нефтегазовая провинция, отдельные рудные тела, нефтегазовые залежи и т. д.) с построением априорной геологической модели;

расчет аномальных петрофизических параметров моделируемого объекта и вмещающей среды;

построение петрофизической модели и выделение на ее основе структурно-вещественных комплексов;

решение прямых задач геофизики для каждого метода, т. е. построение модели физических полей;

оценка, адекватности сформированной ФГМ реальному объекту на эталонах, т. е. на объектах, аналогичных исследуемому, но с известным геологическим строением.

Требования, предъявляемые к ФГМ, изменяются в зависимости от стадийности геологоразведочного процесса (принцип последовательных приближений). Так, например, задача поисков объекта сводится к выявлению перспективных аномалий с заданной вероятностью и минимальным числом точек наблюдений (обычно три). Густоту сети при этом рассчитывают по моделям физических полей, полученным для наименее благоприятных условий залегания моделируемого объекта.

В зависимости от характера геологических задач различают двуальтернативные ФГМ, предназначенные для решения задач типа «руда -- вмещающая порода», «нефтегазо-перспективная -- пустая структура», и многоальтернативные ФГМ, используемые при решении задач структурно-тектонического районирования территории, геокартирования, многоцелевых поисков разных видов минерального сырья.

С учетом развития геологических процессов во времени различают статические ФГМ, фиксирующие состояние геологического объекта в определенный (исторический) момент времени, и динамические ФГМ, отражающие изменение физических полей на разных стадиях развития геологических процессов в зависимости, например, от глубины проявления рудогенеза, зон окисления, тектогенеза и т. д. Динамические ФГМ широко используются при мониторинге окружающей среды, при режимных наблюдениях над нефтегазохранилищами и крупными месторождениями углеводородов, находящимися в длительной эксплуатации, естественными фильтрационно-диффузионными процессами, при решении инженерных, гидрогеологических и геоэкологических задач.

Условия эффективного применения геофизических методов

Условиями для этого являются: 1) заметная дифференциация физических свойств искомых геологических объектов и вмещающей среды, 2) благоприятные геометрические размеры вызывающих аномалии объектов, 3) относительно низкий уровень помех геологического и негеологического происхождения. геофизический земля гравиразведка

Понятия о дифференциации (контрастности) физических свойств изменяются в зависимости от метода и решаемых геологических задач. Например, для гравиразведки контрастность свойств оценивают значением избыточной плотности (дп), а для электроразведки -- соотношением удельных электрических сопротивлений (УЭС) объекта поисков (с0) и вмещающей среды (сср). Для поисков рудных тел гравиразведкой необходима дп около 0,3-0,4 г/см3, а для решения структурных задач достаточно 0,1 г/см3, что связано с размерами разведываемых объектов. Для структурной электроразведки методом ВЭЗ сп должны различаться как минимум в 1,2--1,5 раза. Для поисков рудных тел методом индуктивного профилирования р0 должно быть меньше с хотя бы в 10 раз. Кроме контрастности средних значений свойств важное значение имеет дисперсия Р. Ее принято определять по гистограммам, т. е. графикам зависимостей процента замеров (Р, %) с заданным значением (х) какого-нибудь физического свойства. При одинаковой разнице средних значений физических свойств, представленных для двух типов пород, те породы у которых меньшая дисперсия выделяются более надежно (рис.).

Рис. 1 Вариационные кривые физических свойств пород двух типов (1,2) при разной дисперсии (а, б)

Удобной количественной мерой различия каких-нибудь признаков является надежность разделения

г=1 - q

где q -- отношение площади перекрытия вариационных кривых (Soбщ) к сумме полных площадей под вариационными кривыми (S1 + S2). Надежными для различия свойств считают значения г от 75 до 100 %.

Величины аномалий от объектов определяются геометрическими соотношениями размеров объекта и глубины его залегания. Например, в электроразведке методом ВЭЗ надежное определение слоя возможно, если отношение его мощности (h) к глубине залегания (H) удовлетворяет условию h/H> 2-10. Слой практически не выделяется, если h/H < 0,1. Предельная глубина залегания изометричных тел, определяемая разными методами геофизики, зависит от отношения радиуса тела (R) к глубине (Н). Например, величины аномалий над сферой пропорциональны: для гравитационных -- R3/H2, для магнитных -- R3/H3, для естественного электрического поля -- R2/H2, поэтому скорость убывания поля с удалением от источника, а следовательно, и глубина исследования этими методами будут различными. Различают «сильные» аномалии, выделенные визуально, и «слабые» аномалии, соизмеримые с уровнем помех и ниже этого уровня/

Еще одним важным условием применимости геофизических методов является уровень помех. Различают помехи геологического и негеологического происхождения. К первым относят влияние перекрывающих и подстилающих пород, рельефа местности, неоднородности свойств вмещающих пород и т. д. Для электроразведки наибольшее значение имеют рыхлые проводящие отложения в верхней части разреза и слои высокого электрического сопротивления (каменная соль, ангидрит, межпластовые интрузии) на глубине, так называемые экраны. Экраны высокого сопротивления являются препятствием для методов электроразведки постоянным током, но проницаемы для методов переменного тока. Подстилающие породы оказывают заметное влияние на данные грави- и магниторазведки. Рельеф влияет на результаты электроразведки и очень сильно усложняет анализ данных гравиразведки. Толщи многолетнемерзлых пород, распространенные во многих районах нашей страны, создают трудности при проведении электро- и сейсморазведки (устройство заземлений, возбуждение упругих полей).

К помехам негеологического происхождения относят временные вариации геофизических полей. В гравиразведке такие вариации вызываются относительными перемещениями Солнца и Луны и считаются предсказуемыми; в магниторазведке -- солнечной активностью и ее воздействием на ионосферу Земли, здесь они непредсказуемы и требуют учета. Искусственные электромагнитные поля искажаются вариациями магнитотеллурических полей, связанных с солнечной активностью, и блуждающих токов техногенного происхождения, а также вариациями полей грозовых разрядов. Для большинства методов электроразведки это -- поля-помехи, которые надо подавить или учесть. Однако в некоторых методах электроразведки используют физические поля помех с целью получения полезной геологической информации. Приведенные факты подчеркивают относительность понятия помехи.

В геофизике все более заметными становятся помехи, порождаемые деятельностью человека. Сейсмическая вибрация, блуждающие электрические токи, железные предметы в земле и на ее поверхности, подземные горные выработки, техногенные температурные аномалии нередко оказывают заметное влияние на качество геофизических измерений, а в некоторых случаях делают такие работы невозможными. Борьбу с помехами ведут либо методическими приемами, либо аппаратными средствами.

К помехам также относят и погрешности измерений. Их делят на три категории; систематические, случайные и грубые (промахи). Систематические погрешности обусловлены недостатками конструкции прибора или несовершенной методикой измерений и могут быть выявлены путем периодических поверок и устранены введением поправок (например, поправкой за сползание нуль-пункта прибора в грави- и магниторазведке). На случайные погрешности влияет множество причин, учесть и устранить которые не представляется возможным. Но влияние случайных погрешностей можно уменьшить статистическими приемами обработки.

Неоднозначность решения обратных задач геофизики или неопределенность решения имеет две стороны: одна из них касается качественного определения геологической природы выявленных геофизических аномалий, вторая -- получения количественных геометрических характеристик объектов исследований: формы, размеров, глубины и других элементов залегания. К примеру, аномалии гравитационных, магнитных, электрических и других полей, обусловленные объектами исследования, очень часто не отличаются по форме, интенсивности и размерам от аномалий, создаваемых геологическими неоднородностями верхней части разреза, рельефом местности и другими факторами. Аномалии от вертикально залегающих рудных тел часто сходны с аномалиями от тектонических нарушений, по которым внедрялись гидротермальные растворы.

Рассмотрим пример однозначного решения задачи распознавания пород разных типов при картировании. Пусть свойства пород шести основных типов (А, Б, В, Г, Д, Е), слагающих район исследований, представлены в виде распределений физических свойств (рис. 126). Если значение магнитной восприимчивости опознаваемого комплекса ч', то этот комплекс можно отнести к одному из трех типов пород А, В, Е. Наличие третьей характеристики -- кажущегося сопротивления (скґ) -- позволяет однозначно определить его принадлежность к классу В. Анализ рис. 3.27 показывает, что любая из пород шести типов по данным трех методов (магнито-, грави- и электроразведки) опознается однозначно.



Рис. 2 Определение природы геофизических аномалий

Неоднозначность количественного решения обратной задачи проявляется в теоретической и практической эквивалентности. Теоретическая эквивалентность состоит в том, что различные по размерам и глубинам залегания геологические объекты могут создавать одинаковые по форме, размерам и интенсивности аномалии. Практическая эквивалентность определяется совпадением аномальных эффектов от различных по размерам объектов в пределах погрешностей наблюдений и используемого метода интерпретации.

Качественная и количественная неоднозначности при решении обратной задачи геофизики проявляются обычно одновременно. И в общем случае достижение однозначности как для определения природы геофизических аномалий, так и для количественного описания возмущающих объектов возможно лишь путем комплексирования разных методов.

Природу аномалий (точнее, классификацию их нарудные и безрудные) можно иногда определять и с помощью какого-нибудь одного метода, применяя несколько его модификаций. Это будет внутриметодное комплексирование. Широко известен, например, способ разделения аномалий, выделенных электропрофилированием, на приповерхностные, связанные с неоднородностями в рыхлых отложениях, и глубинные, обусловленные коренными породами. Способ заключается в проведении работ на двух разносах питающих заземлений АВ -- меньшем и большем. Если при большем разносе аномалия рк проявляется резче, чем при меньшем, значит, она глубинного происхождения, и наоборот. Лучше для этих целей использовать графики отношения величин рк, полученных для двух разносов. Этим же способом в электропрофилировании можно разрешить неопределенность типа «синклиналь -- антиклиналь». Например, понижение р^ может наблюдаться как при поднятии нижнего слоя низкого сопротивления, так и в случае погружения пласта высокого сопротивления. (рис. 3).

Рис. 3 Графики электропрофилирования методом СЭП с двойными разносами над геологическими разрезами различных типов 1 увлажненные наносы, 2 - граниты, 3 - зона трещиноватости, 4 - глыбовые песчаники, 5 - глины

В электроразведке переменным током разная глубинность достигается наблюдениями на разных частотах: чем выше частота, тем меньше глубинность исследований {скин-эффект). Разночастотные наблюдения могут оказаться полезными и для отделения сплошных сульфидных руд от вкрапленных. При определении природы возмущающего объекта электроразведка переменным током на высоких частотах обладает преимуществом перед методом сопротивлений на постоянном или низкочастотном токе, поскольку в высокочастотных полях породы различаются не только по электропроводности, но и по диэлектрической проницаемости, поэтому разрешающая способность электроразведки возрастает. Породы с одинаковой электропроводностью могут различаться по диэлектрической или по магнитной проницаемости.

В методе естественного поля ложные аномалии фильтрационного происхождения выделяются по признаку их изменчивости во времени. Разновременные съемки дают в этих случаях графики потенциала, сходные по характеру, но различающиеся по абсолютным значениям. Последнее объясняется тем, что интенсивность фильтрации подземных вод зависит от времени года, в частности, от количества выпадающих осадков. Другим отличием этих графиков является их обратная связь с рельефом: график потенциала U представляет собой как бы зеркальное отображение рельефа земной поверхности вдоль профиля наблюдений.

Цель комплексной интерпретации геофизических данных -- достижение однозначности геологического истолкования геофизических наблюдений. При этом различают комплексный анализ и комплексную интерпретацию полей. Под комплексным анализом понимается отработка комплекса различных признаков для решения задач геокартирования и районирования исследуемой площади (или разреза) на несколько классов, а также перспективных на полезные ископаемые участков. Комплексная интерпретация состоит в построении согласованной по всем полям комплексной физико-геологической модели, т. е. модели с оценками петрофизических свойств, формы и геометрии изучаемых объектов или геосреды. Комплексный анализ, как правило, обеспечивает качественную интерпретацию по оценке природы источников, а комплексная интерпретация -- количественную оценку физических и геометрических параметров этих источников. Грани между анализом и интерпретацией часто стираются. Для данных отдельно взятого метода часто используется термин «физико-геологическая интерпретация», включающая установление природы источников аномалий, их количественную оценку и геологическое истолкование.

При комплексном анализе геофизических данных требуется провести разделение площади исследований по комплексу методов, основанных на расчете различных признаков (атрибутов, параметров) полей и отличающихся по геологической природе объектов исследований -- классов. В том случае, когда имеется априорная информация о числе классов и о статистических характеристиках признаков для этих классов, т. е. в случае наличия эталонных объектов каждого класса, задача комплексного анализа сводится к распознаванию образов с предварительным обучением на эталонных объектах. Если же число классов неизвестно и нет информации о статистических характеристиках, задача комплексного анализа сводится к задаче классификации (распознавания образов без обучения или с самообучением) на некоторое, заранее неизвестное число однородных (по совокупности признаков) классов. При этом как число классов, так и статистические характеристики признаков оцениваются в процессе обработки исходных данных.

В качестве признаков для геофизических полей используются: статистические (среднее значение, дисперсия, асимметрия, эксцесс); градиентные (горизонтальные градиенты поля, полный градиент, направление полного градиента); корреляционные (интервал корреляции) и спектральные (видимый пространственный период или видимая частота, ширина спектра) измеряемых параметров полей. На эталонных объектах проводится оценка информативности признаков, т. е. способности признака (метода) различать сравниваемые объекты. Такая способность зависит от того, как часто определенные значения признаков поля встречаются у объектов прогнозируемого класса и как широко они распространены за их пределами.

При выборе комплекса геофизических методов в зависимости от имеющейся априорной информации возможны различные варианты. Первый из них связан с привлечением всех методов, которые в принципе способствуют решению поставленной геологической задачи (типовой комплекс методов). Выбор рационального комплекса проводится тогда, когда имеются данные об информативности отдельных методов и их различных сочетаний при решении конкретной задачи, а также экономические показатели методов.

Выбор геофизического комплекса достаточно индивидуален, поскольку зависит от поставленной конкретной задачи с учетом факторов как геологического, так и экономического характера. Однако большой опыт проведения геофизических исследований при решении различных задач в различных геологических условиях позволяет определить те положения (принципы), которые лежат в основе выбора любого геофизического комплекса. К таким принципам относятся:

включение в состав комплекса методов, которые обеспечивают получение разнородной информации, т. е. информации о разных элементах и параметрах ФГМ изучаемых объектов, геосреды или процессов;

соблюдение определенной последовательности (системности или стадийности) геофизических исследований, характеризующейся возрастающей детальностью изучения объекта, среды, процесса;

разделение методов на основные и детализационные. С помощью основного (или основных) метода исследуют всю площадь по равномерной сети наблюдений. Остальные методы играют роль дополнительных, уточняющих и проводятся с большей детальностью на определенных профилях или на ограниченных по размерам участках, перспективность которых определена по данным основных методов;

учет геоморфологии и других факторов, отражаемых в схемах районирования территории по условиям применения геофизических методов. Например, в условиях горного рельефа ограничены возможности сейсморазведки и гравиразведки, а при мощном чехле осадочных образований -- магниторазведки;

многократное чередование геологических, геофизических, геохимических и горнобуровых средств геологической разведки.

После проведения геофизических исследований выявленные аномальные участки детально изучают геологическими и геохимическими методами. В скважинах и выработках наряду с каротажем проводят наблюдения методами подземной геофизики. На основе полученных данных результаты полевых геофизических съемок интерпретируют заново, выполняют дополнительные геофизические работы по сгущенной сети и с привлечением ранее не применявшихся методов. Перспективные участки затем изучают более детально путем бурения новых скважин и проходки горных выработок.

При выборе комплекса методов для планомерного изучения больших территорий первоочередное внимание следует уделять аэрогеофизическим методам как наиболее производительным и экономичным, стремясь к использованию максимального числа измерительных каналов при съемке с борта одного самолета или вертолета. Аэрогеофизические исследования должны сопровождаться наземными детализационными работами с целью выявления аномалий на местности и выяснения их природы и перспективности. В наземный комплекс включаются аналоги аэрометодов или близкие к ним по изучаемым параметрам методы.

Формирование геофизического комплекса последовательно реализуется с учетом:

построения априорной (предварительной) физико-геологической модели на основе поставленной геологической задачи и имеющейся информации об объекте исследования. Источниками геологической априорной информации являются: тектоника района, геоморфологические условия района (степень закрытости местности, развитие рыхлого покрова и кор выветривания), рельеф местности, состав вмещающей среды, проявления метаморфизма и др. Источниками геофизической информации служат: физические свойства пород и руд; измеренные физические поля, результаты физического и математического моделирования;

изучения условий применимости геофизических методов для решения поставленной задачи. К таким условиям относятся: а) заметная дифференциация физических свойств пород'и руд; б) благоприятные геометрические параметры объекта исследований (форма, размеры, глубина и элементы залегания); в) достаточно низкий уровень помех;

выяснения неоднозначности решения задачи отдельными геофизическими методами как по определению геологической природы выявляемых аномалий, так и по оценке количественных параметров объектов: формы, размеров, глубины и элементов залегания;

расчета сети наблюдений и необходимой точности измерений. При этом используются параметры ФГМ, масштаб исследований, результаты решения прямых задач, экономические показатели съемки;

комплексного анализа и комплексной интерпретации геофизических данных на базе различных методов и компьютерных технологий распознавания образов и классификации изучаемой территории на однородные области;

оценки геологической информативности геофизических методов и их сочетаний на базе различных количественных приемов. Такая оценка позволяет осуществить выбор геологически эффективного комплекса, но при этом не учитываются экономические показатели;

оценки экономической эффективности методов и их комплекса путем сравнения затрат при одинаковой геологической информативности двух и более методов.

При формировании геофизического комплекса выделяют следующие его виды:

1. Типовой комплекс, создаваемый для достаточно обобщенных и в то же время наиболее типичных геологических и геоморфологических условий проведения работ. Типовой комплекс может содержать избыточное число геофизических методов, поскольку в него включают все методы, в той или иной мере способствующие решению поставленной задачи. Например, при крупномасштабном геологическом картировании масштабов 1 : 50 000 и 1 : 25 000 основными задачами являются: геологическое изучение среды для обоснования поисков, выделение рудоносных структур и формаций, уточнение поисковых критериев с выделением рудоперспективных площадей. При этом типовой комплекс включает: аэрогеофизические съемки (магнитные, электромагнитные, гамма-спектрометрические); наземные электроразведочные работы (вертикальное электрическое зондирование и симметричное электропрофилирование; методы естественного поля, вызванной поляризации и переходных процессов -- как детализационные); гравиразведка масштаба 1 : 50 000; сейсморазведка по отдельным профилям на открытых районах и площадная -- на закрытых.

В качестве другого примера укажем на прогноз нефтегазоносности в осадочных басейнах, при котором решаются задачи: картирования литолого-стратиграфического комплекса и структурно-фациальных зон; выделения нефтегазолерспективных резервуаров, качественная и количественная оценка перспектив нефтегазоносности; выбор объектов для дальнейших исследований. При этом типовой комплекс включает: гравиметрическую и аэромагнитную съемки масштаба 1 : 200 000-1 : 100 000; электроразведку ЗСБ по системе опорных пересечений; сейсморазведку методами отраженных и преломленных волн, глубинное сейсмическое профилирование по системе опорных пересечений, а также параметрическое бурение на опорных профилях в различных структурно-фациальных условиях с проведением геофизических исследований скважин.

Рациональный комплекс, представляющий геологически и экономически обоснованное сочетание геофизических методов и сопровождающих их геологических и геохимических видов исследований с целью эффективного решения поставленной задачи. Особенностью рационального комплекса является его привязка к определенным, а не к типовым геологическим, геоморфологическим и геолого-экономическим условиям конкретного объекта. При этом необходима хотя бы приблизительная оценка информативности и экономических затрат для включаемых в комплекс геофизических методов. Рациональный комплекс создается на основе типового комплекса при наличии достаточного объема априорной информации, позволяющей оценить информативность отдельных методов и их различных сочетаний.

Внутриметодное комплексироваяие, при котором для решения задачи используются различные модификации одного геофизического метода, например, электропрофилирование и электромагнитное зондирование, комплекс методов отраженных и преломленных волн в сейсморазведке и т. д.

Внешнее комплексирование, представляющее собой сочетание геофизических методов с геохимическими и горно-геологическими исследованиями.

5. Технологический комплекс -- сочетание геофизических методов, связанных единой технологией проведения работ по месту и по уровню наблюдений. В качестве технологических комплексов выступают: спутниковая геофизика, включающая измерения магнитного поля Земли, альтиметрию над океанами по измерениям обусловленного гравитирующими массами отклонения спутников от сферической орбиты, инфракрасную тепловую съемку в различных диапазонах спектра; аэрогеофизика с измерениями магнитного, гравитационного полей, сверхдлинноволновым радиопрофилированием, гамма-спектрометрическими измерениями (U, Th, К и общего канала), а также высотомером; геофизические исследования скважин (каротаж) с измерениями электрических полей с потенциал- и градиент-зондами, измерениями магнитной восприимчивости, волнового поля (акустический каротаж) и различных полей естественной и искусственной радиоактивности; морская геофизика, также представляющая собой технологический комплекс, поскольку на судне обычно одновременно проводятся измерения нескольких физических полей: магнитного, гравитационного, волнового; подземная (или шахтно -рудничная) геофизика -- измерения физических полей в горных выработках и скважинах.

Следует отметить возможность изменения геофизических комплексов в пространстве, что отражает факт изменения физических полей на площадях с неодинаковым геологическим строением, хотя при этом может решаться одна и та же задача на одной и той же стадии работ.

· Проектное задание к разделу 3-Б

1. Составить схему классификации геофизических методов по решаемым геологическим задачам.

2. Охарактеризовать основные принципы комплексирования геологических, геофизических, геохимических и геоэкологических методов для решения геологических задач.

3. Дать определения типовых и рациональных комплексов.

4. Составить основные требования к составлению физико-геологических моделей.

5. Обосновать необходимость комплексирования наземных и дистанционных (аэрогеофизических и аэрокосмических) методов для решения геологических (поиски и разведка месторождений нефти, газа, руд, угля строительных материалов и др.) и геоэкологических (аварийные разливы нефти, утечки из магистральных продуктопроводов, подтопление территорий, мониторинг загрязнения промышленных и гражданских объектов и др.) задач.

6. Назвать основные принципы выбора геофизического комплекса и виды комплексирования геолого-геофизических методов.

7. Обосновать эффективность применения геофизических методов в гидрогеологии, инженерной геологии, мерзлотоведении, гляциологии, мелиорации, при экологических и техногенных исследованиях.

· Тесты рубежного контроля раздела 3-Б.

1.Вопрос: Зачем необходимо геофизическое комплексирование?

Ответ: Чтобы получить возможно максимальную информацию об объекте исследований. Из-за неединственности и некорректности решения обратных задач геофизики. Для решения геологических задач при поисках, разведке и эксплуатации месторождений полезных ископаемых. Чтобы заменить более дорогостоящее бурение геологоразведочных скважин.

2. Вопрос: В чем суть физико-геологического моделирования?

Ответ: В решении прямых задач геофизики для проведения интерпретации аномалий в рамках решения обратных геофизических задач. В правильном определении размеров, формы и физических характеристик геологических объектов. В проведении измерений или математических расчетов над макетами геологических образований с целью получения аномальных эффектов.

3.Вопрос: Чем вызвана необходимость комплексирования наземных и дистанционных (аэрогеофизических и аэрокосмических) методов при решении геологических задач?

Ответ: Удешевлением геологоразведочных работ за счет сокращения объемов бурения. Ландшафтными и климатическими условиями и возможностью сокращения сроков работ. Анализом типовых и выбором рациональных комплексов геофизических исследований.

4. Вопрос: Каковы причины неоднозначности решения обратных задач геофизики?

Ответ: В неправильно выбранном комплексе геофизических методов. В теоретической (разные геологические объекты создают одинаковые аномалии) и практической (совпадение аномалий от различных объектов) эквивалентности. В отсутствии соответствующих программ обработки геофизической информации.

5. Вопрос: Как осуществляется выбор геофизических комплексов?

Ответ: На основе принципов оценки наибольшей информативности и экономической целесообразности применения геофизических методов.. По критериям подобия с ранее проведенными работами. Путем выяснения степени неоднозначности в решении геологической задачи известных геофизических технологий. На основании инструкций и директивных документов.

2. Строение и состав Земли по геофизическим данным

Возраст Земли, физические свойства и состав оболочек Земли (2 часа)

Общие сведения о Земле

В связи со специфическими особенностями изучения состава вещества и строения каждой из трёх основных оболочек - геосфер Земли и разнообразием происходящих в них физических процессов и явлений геофизика в настоящее время подразделяется на три, соответствующих этим геосферам , раздела - физику твёрдой Земли, физику гидросферы, и физику атмосферы и ближнего космоса.

Физику твёрдой Земли называют также физикой Земли. Физика Земли изучает механизм происхождения и развития Земли в целом и её отдельных геосфер, а также состав и внутреннее строение, и физические свойства земной коры, мантии и ядра и происходящие в них физические, химические и механические процессы. Физика Земли исследует также процессы и явления, возникающие вследствие взаимодействия между Землёй и планетами Солнечной системы.

Физика гидросферы изучает физические свойства воды во всех её агрегатных состояниях и процессы, происходящие в гидросферы. Применительно к конкретным формам скопления воды гидрофизика подразделяется на физику вод суши и физику моря - моря и океана.

Физика атмосферы и ближнего космоса также разделилась на две части - метеорологию и аэрономию. Метеорология изучает состав, строение, свойства воздушной оболочки Земли и происходящие в ней явления, а также их взаимодействие с земной поверхностью и ближним космосом.

Аэрономия занимается изучением процессов и явлений, происходящих в высокие слои атмосферы, отдалённые от земной поверхности на сотни и тысячи километров. В этих слоях при поглощении ультрафиолетового и корпускулярного солнечного излучения происходят фотохимические реакции разложения газовых молекул на электрически заряженные атомы, благодаря чему они сильно ионизированы и обладают большой электропроводностью. В них наблюдаются полярные сияния и постоянное свечение воздуха и др. Методы изучения этих явлений своеобразны и их изучение мало связано с изучением собственно атмосферы. Поэтому принято выделять учение о физических и химических процессах в высоких слоях атмосферы и ближнего космоса в самостоятельную научную дисциплину - аэрономию.

В настоящем курсе геофизики мы займемся изучением по существу лишь геофизикой твёрдой Земли и , отчасти, физики атмосферы, так как в к этой области приурочена географическая оболочка - предмет исследований географов.

Итак, поговорим о физике Земли и, прежде всего, о происхождении Земли и. прежде всего о фигуре и размерах Земли.

В целом фигура Земли аппроксимируется сфероидом или 3-х-осным эллипсоидом вращения. Это первым понял Ньютон, применив закон всемирного тяготения для условия вращения Земли. Следовательно, для такого эллипсоида вращения справедлива формула сжатия Земли



a = a - b/a, (11.1)

где a - экваториальный радиус, b - полярный радиус, a - сжатие Земли, равное 1/298,25.

Согласно выводам Ньютона Земля сплющена у полюсов и растянута в экваториальной зоне.

Однако фигура Земли не может быть достаточно точно аппроксимирована 3-х-осным сфероидом (эллипсоидом), так как уровенная поверхность испытывает местные возмущения под действием притяжения физических неоднородностей, а также в силу топографического рельефа местности.

Истинную форму уровенной поверхности Земли называют геоидом (рис.4), т. е. поверхность невозмущённой воды океанов, трансформированную на сушу, по уровню воды в условно сооруженных каналах, дно которых ниже поверхности океана.

Учение о форме геоида составляет предмет высшей геодезии.

Рисунок 4 Геоид, эллипсоид относимости и ундуляция отвеса

В то же время следует отметить, что разность величин экваториального и полярного радиусов Земли невелика и составляет 25,5 км. На этом фоне средняя высота материков (? 1 км.) и средняя глубина океанов (? 4 км.) являются величинами второго порядка малости. Отсюда важный вывод, что Земля находится в гидростатическом равновесии и состоит из концентрических слоёв, в которых плотность одинакова. При этом упругость твёрдых оболочек Земли вполне достаточна для того, чтобы медленно деформироваться под воздействием центробежных сил вращения и тяжести, так, как если бы она была действительно жидкой; и слоистость - результат первоначально «холодной» эволюции земного шара.

Вопрос о происхождении Земли окончательно ещё не решен, так как по существу мы лишены возможности наблюдать исходное состояние вещества, из которого сформировалась Солнечная система. Правда, достижения астрофизики помогают «закрыть» многие, «тёмные пятна в этой проблеме.

Огромный вклад в разрешение этой проблемы внесли советские учёные О.Ю. Шмидт и В.Г. Фесенков. Их гипотезы и легли в основу представлений о происхождении и эволюции Солнечной системы. Считается, что Солнце и планеты образовались одновременно из одной и той же среды. В момент возникновения масса Солнца была примерно в 10 раз больше современной, быстро вращалось вокруг своей оси. Оно оставило в экваториальной плоскости значительное количество вещества, из которого образовались планеты.

О догеологическом этапе развития планеты известно мало. Временная граница этого этапа, по В.Е. Хаину и А.Е. Михайлову, 4,65 - 3,90 млрд. лет. Этот этап начинается со времени зарождения первичной газово-пылевой туманности и заканчивается образованием первичной водной и воздушной оболочек Земли, или временем появления земной коры. Это этап интенсивной бомбардировки земной поверхности метеоритами и астероидами, активного вулканизма с излиянием базальтовой лавы, зарождения тонкой, в результате дифференциации вещества мантии, земной коры, земной коры, становлением добиологической атмосферы, в которой было больше, чем сейчас, водорода и не было кислорода.

Геологический этап (3,9 млрд. лет - это возраст наиболее древних пород, обнаруженных на Земле и Луне) начинается с момента активного воздействия на поверхность Земли энергии Солнца, которая вместе с энергией природных вод и организмов способствовала зарождению внешних (экзогенных) геологических процессов. Эти процессы привели к быстрому наращиванию и усложнению земной коры, накоплению осадков. Образующиеся осадочные породы и магматические в определённых условиях преобразовывались в метаморфические. Благодаря познанию явлений радиоактивности удалось определить абсолютный возраст самых древних пород Земли.

Внутренне строение Земли

Непосредственному наблюдению нам доступны лишь верхние горизонты земной коры. Для исследования глубинного строения Земли используются различные геофизические методы. Теперь, когда мы познакомились с основными геофизическими полями Земли и оценили их возможности можно отметить, что только исследование сейсмоволнового поля Земли способно ответить на эти вопросы.

Современная модель внутреннего строения Земли - это сейсмическая модель. Среди различных моделей наибольшее признания получила модель Джефриса-Гуттенберга, созданная на основе изменения по радиусу Земли скоростей распространения продольных и поперечных сейсмических волн. Анализ ими путей пробега волн показал, что путь этот имеет сложный криволинейный характер. Скачкообразно с глубиной изменяется их скорость (рис. 5).



Рис. 5 Скорости распространения продольных (Vp) и поперечных (Vs) сейсмических волн внутри Земли: а) в разрезе; б) в плане

Как видно из этого рисунка, первая поверхность скачка скорости продольных и поперечных волн находится на глубине около 60 - 70 км. На этой глубине скорость продольных волн резко возрастает с 5 до 8 км/с, а поперечных волн - с 1,5 до 4,5 км/с. В следующем слое скорость продольных волн постепенно увеличивается, достигая максимума в 13,6 км/с на глубине около 2900 км. С этой глубины скорость продольных волн резко падает до 8,1 км/с, а затем к центру Земли медленно возрастает до 11,3 км/с.

Скорость поперечных волн в слое с 70 до 2900 км также растёт, достигая 7,5 км/с. На глубине 2900 км скорость поперечных волн снижается почти до нуля. Есть указания на то, что с глубин около 5000 км поперечные волны появляются вновь, достигая значений 0% - 1 км/с.

Гравиметрические данные (рис.6) также свидетельствуют об изменении плотности, возрастании, с глубиной. Скачкообразное изменение скоростей сейсмических волн отражает изменение не только упругих свойств Земли, но и плотности и давления, что свидетельствует о расслоении Земли.



Рисунок 6 Изменение плотности, давления и ускорения силы тяжести с глубиной

Исходя из этих данных, принята следующая схема расслоения Земли: до 70 км - литосфера, 70 - 2900 км - мантия, 2900 -6371 км - ядро Земли. Более детальное изучение сейсмичности Земли позволило выделить характерные области геосфер, обозначенных заглавными буквами латинского алфавита: A, B, C, D, D', E, F, G (рис. 7).

Рисунок 7 Оболочки твёрдой Земли



Внутренние геосферы Земли сильно различаются между собой не только по скорости распространения сейсмических волн, но и по плотности вещества, а также по химическому составу, температуре и по агрегатному состоянию

Основные характеристики геосфер (зон) приводятся в таблице. 2.2

Таблица 2.1 Сейсмические характеристики геосфер и зон Земли (по К. Буллену, заимствовано из учебника В.М. Мишона, 1993)

Геосфера, зона	Пределы глубин, км	Толщина зоны, км	Скорость продольных волн, км/с	Скорость поперечных волн, км/с
Кора A Мантия B Мантия C Мантия D Мантия D' Ядро E Ядро F Ядро G	0 - 33 33 - 410 410 - 1000 1000 - 2700 2700 - 2900 2900 - 4980 4980 - 5120 5120 - 6371	33 377 590 1700 200 2080 140 1251	Изменяется в широких пределах 7,8 - 9,0 9,0 - 11,4 11,4 - 13,6 13,6 8,1 - 10,4 10,4 - 9,5 11,2 - 11,3	Изменяется в широких пределах 4,4 - 5,0 5,0 - 6,4 6,4 - 7,3 7,3 0 0 0

Самая верхняя геосфера - земная кора - твёрдая оболочка Земли. Нижняя граница названа в честь её исследователя - югославского учёного А Мохоровичича поверхностью Мохоровичича или «Мохо» (слой А по К Буллену).



Рисунок 8 Внутренние геосферы Земли, выделенные по скорости распространения сейсмических волн

Поверхность Мохо практически зеркально повторяет земную поверхность (что привело к идее об изостазии земной коры). Мощность земной коры изменяется от 5-8 км под океанами до 30040 км в равнинных областях и до 70-75 км в горных районах континентальных областей (Гималаи, Анды). Средняя плотность земной коры составляет около 2,8 *103 кг/м3. В верхней части земной коры формируются осадочные месторождения угля, нефти, газа, некоторых металлов (железа, марганца, алюминия и др.).

В зависимости от времени образования и механизма формирования земной коры принято различать материковую и океаническую кору.. Самые древние образцы континентальной коры насчитывают более 3,8 млрд. лет, наиболее древние обломки океанической коры из впадин океанов насчитывают около 200 млн. лет.

Сейсмическим зондированием установлено, что земная кора состоит из трёх слоёв: осадочного, гранитного и базальтового.

Осадочный слой имеет толщину 2-3 км на платформах и до 20-30 км в геосинклинальных областях. На осадочном слое залегает почвенный покров. Скорость сейсмических волн в осадочном слое варьирует от 1,8 до 5,0 км/с.

Средний, наиболее толстый гранитный слой имеет плотность (2,4ч2,6)*103 км/м3. Скорость продольных волн здесь возрастает от 5,0 до 6,2 км/с. Этот слой состоит из кристаллических пород (гранит, гнейс, риолиты и др.), сложенных светлоокрашенными силикатами и алюмосиликатов и бедных железом, марганцем. Во многих местах гранитный слой выходит на поверхность (в Карелии, Финляндии, на Кавказе и ряде других мест).

Нижний базальтовый слой материковой коры имеет большую плотность - (2,8ч3,3)*103 к/м3. Он состоит из изверженных и метаморфических пород тёмного цвета (базальт, габбро, анортозиты). Его толщина находится в пределах 15-25 км (местами до 40 км). В отличие от осадочного и гранитного слоёв, представляет собой сплошную оболочку. Скорость распространения продольных волн варьирует в пределах 6,9 - 7,6 км/с. Скорость поперечных довольно ровная - 3,7-3,8 км/с.

Океаническая кора тоньше континентальной коры. Толщина осадочного слоя в пределах молодых вулканических горных систем не превышает нескольких метров, а на материковых склонах, шельфе достигает 0,5 - 3 км. .

Геохимический анализ показывает наличие в земной коре 93 химических элементов. Среднее содержание отдельных элементов оценивается так (%): O - 47,2; Si - 27,6; Al - 8,3; Fe - 5,1; Ca - 3,6; Na 2,6; K - 2,5; Mg - 2,1; Ti - 0,6; H - 0,15; C - 0,1. На долю этих 11 элементов приходится 99,99%.массы земной коры, все остальные 82 элемента в сумме дают не более 0,01 % массы, в том числе Pb - 0,0016%, Au - 0,000 0005.

Мантия Земли. Мантия является переходной геосферой между земной корой и ядром Земли. Верхняя её граница совпадает с поверхностью Мохо, нижняя - граница Вихерта-Гуттенберга-находится на глубине 2900 км (см. рис.9).

По скорости прохождения сейсмических волн мантия подразделяется на три слоя B, C и D. Верхний из них (слой B) называется верхней мантией, или слоем Гуттенберга. Его нижняя граница расположена на глубине 350-410 км. В верхней мантии на глубине 120 - 200 км под материками и 60 - 100 км и более под океанической корой установлен так называемый астеносферный слой («размягченных» горных пород, в котором происходит ослабление скоростей продольных и поперечных волн). Это свидетельствует о своеобразном состоянии вещества, менее вязком, более пластичным (геофизики называют его ещё и волноводом). Установлено также, что он не образует сплошную оболочку, а прерывист. Его происхождение связывают с процессами дифференциации вещества мантии. В мантии вещество, как полагают, облегчённое удалением металлов, поднимается, а тяжёлое опускается. Для выяснения химизма глубоких недр Земли привлекают данные по составу метеоритов и лабораторные опыты по сжимаемсти силикатов, металлов и их окислов при высоких температурах и давлениях. . По современным представлениям основными компонентами вещества мантии являются SiO2 (45,16- 45,7%).

Содержание радиоактивных элементов в мантии ещё более ничтожны, чем в океанической коре: в среднем около 10-8U, 10-7Th и 10-6K.

Учёные полагают, что внешнее ядро Земли (оболочка Е) состоит из окиси железа Fe2O3 а внутренне (оболочка G) из металлического железа и сплава железа с никелем.

В мантии возникают вертикальные конвекционные токи. Не исключено, что именно с ними связаны материковые геомагнитные аномалии. Вертикальные конвекционные токи порождают горизонтальные астеносферные течения, что легло в основу теории тектоники литосферных плит.

Астеносфере принадлежит большая роль в глубинных вулканических процессах. В ней находятся очаги расплавленной магмы, внедряющейся в земную кору или изливающейся на поверхность.

Как уже отмечалось, в современной мантии около 8% её массы приходится на железо, 30% его уже спустилось в ядро. Но и этих 8% достаточно, чтобы продолжались процессы дифференциации и обеспечения тектонической активности на 1,5 2,0 млрд. лет.

Ядро Земли. Земное ядро - это наиболее плотная внутренняя геосфера. Средняя плотность ядра - около 10,7*103 кг/м3, радиус - 3470 км. В нём выделяется внешнее ядро (слой E) до глубины 4980 км и внутреннее ядро (слой G). Между внешним и внутренним ядром имеется переходный слой (F) толщиной около 140 км. Переходная зона имеется также на нижней мантии (слой D') на глубине 2700 - 2900 км. Она характеризуется почти постоянной скоростью продольных и поперечных волн.

По современным представлениям ядро на 85 - 90% состоит из железоникелевого сплава с примесью серы, магния и кремния («железное ядро). Высказывается предположение, что кроме железа и никеля в ядре должны быть какие-то лёгкие элементы, как-то сера и кремний.

Размещено на Allbest.ru

...