Размещено на http://www.allbest.ru/

1

Федеральное государственное унитарное предприятие "РОССИЙСКИЙ ФЕДЕРАЛЬНЫЙ ЯДЕРНЫЙ ЦЕНТР - Всероссийский научно-исследовательский институт технической физики имени академика Е.И. Забабахина" Государственной корпорации по атомной энергии "Росатом"

ГОУ ВПО «Уральский государственный горный университет»

На правах рукописи

Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Методика и результаты гравиметрических исследований для обнаружения эпицентральной зоны подземного ядерного взрыва

Специальность 25.00.10 - «Геофизика, геофизические методы поисков полезных ископаемых»

Гвоздарев Юрий Константинович

Екатеринбург - 2008

Работа выполнена в Федеральном государственном унитарном предприятии "РОССИЙСКИЙ ФЕДЕРАЛЬНЫЙ ЯДЕРНЫЙ ЦЕНТР - Всероссийский научно-исследовательский институт технической физики имени академика Е.И. Забабахина" Государственной корпорации по атомной энергии "Росатом" и в ГОУ ВПО «Уральский государственный горный университет».

Научный руководитель - доктор геолого-минералогических наук, профессор, заслуженный геолог РФ Филатов Владимир Викторович

Официальные оппоненты:

доктор технических наук, профессор Костицын Владимир Ильич,

кандидат геолого-минералогических наук Сомов Владислав Федорович

Ведущая организация - ОАО «Челябинскгеосъемка»

Защита диссертации состоится «26» декабря 2008 г. в 10 часов на заседании диссертационного совета Д 212.280.01 при ГОУ ВПО «Уральский государственный горный университет» по адресу: 620144, г. Екатеринбург, ул. Куйбышева, 30, 3-й учебный корпус, ауд. 3326.

С диссертацией можно ознакомиться в научной библиотеке ГОУ ВПО «Уральский государственный горный университет»

Автореферат разослан 2008 г.

Ученый секретарь диссертационного совета А.Б. Макаров.

Общая характеристика работы

Актуальность проблемы. В настоящее время мировым сообществом ведется работа по подготовке к вступлению в силу Договора о всеобъемлющем запрещении ядерных испытаний (ДВЗЯИ). Для того чтобы определить, действительно ли в нарушение ДВЗЯИ был произведен подземный ядерный взрыв (ПЯВ), организацией ДВЗЯИ должна проводиться международная инспекция на месте (ИНМ). В ходе ИНМ, в рамках технологий, оговоренных в Протоколе к ДВЗЯИ, могут применяться визуальные наблюдения, многоспектральная съемка, радионуклидные методы, методы газового анализа и геофизические методы.

Одной из технологий ИНМ, согласно Протоколу к ДВЗЯИ, является "Картирование гравитационного поля методом наземной гравиметрической съемки для обнаружения и локализации эпицентральной зоны подземного ядерного взрыва" (ТГМ). Гравиметрия была включена в список технологий ИНМ благодаря исследованиям, проведенным в СССР.

ТГМ практически не отличается от обычной методики гравиметрических наблюдений, используемой для решения геологических задач, но ее применение оказалось недостаточно эффективным для локализации места проведения ПЯВ при малой мощности заряда, заложенного на большой глубине. Ситуация с усовершенствованием ТГМ осложнилась тем, что для проверки теоретических гипотез возникновения аномалий силы тяжести в результате воздействия ПЯВ в разных геологических средах оказалось явно недостаточно экспериментальных материалов, а с момента объявления СССР в 1990 году моратория на проведение ядерных испытаний получение результатов экспериментальных наблюдений поля силы тяжести на недавно проведенных ПЯВ стало невозможным.

Направление и методы исследований. Объект исследования - плотностные неоднородности горной породы, образующиеся в результате воздействия ПЯВ. Предметом исследования являются методики, входящие в состав ТГМ.

Цель работы - усовершенствование ТГМ для обнаружения места проведения ПЯВ при заложении заряда малой мощности на большой глубине.

Для достижения поставленной цели решены следующие задачи:

1) модернизирована стандартная методика полевых гравиметрических наблюдений и обработки полученных данных (ГМ);

2) разработана методика для измерений вертикального градиента силы тяжести (ГГМ);

3) разработано программное обеспечение, позволяющее оперативно в полевых условиях, производить полную обработку гравиметрических наблюдений по всем методикам, входящим в состав ТГМ;

4) создана петроплотностная модель очага ПЯВ.

Были проведены следующие исследования:

- разработка методики гравиметрических наблюдений на двух уровнях, используемых для вычисления вертикальных градиентов силы тяжести;

- разработка новых алгоритмов обработки гравиметрических наблюдений, основанных на математической статистике;

- разработка новой методики обработки обычных гравиметрических наблюдений (КГГМ);

- разработка программного обеспечения, дающего возможность выполнять полную обработку результатов наблюдений в полевых условиях;

- отработка методик гравиметрических наблюдений и обработка полученных данных в полевых условиях.

Информационную базу для исследования составили результаты полевых наблюдений автора.

На защиту выносятся следующие положения:

1. Петроплотностное моделирование очага ПЯВ позволило сделать вывод о возможности использования гравиметрической съемки для картирования эпицентральной зоны ПЯВ.

2. Наиболее информативной количественной характеристикой поля силы тяжести является вертикальный градиент силы тяжести, по величине которого можно оценить среднюю относительную плотность приповерхностного слоя горной породы.

3. При вычислении аномальных значений наблюденного поля силы тяжести и относительной плотности промежуточного слоя горной породы необходим учет аномальных вертикальных градиентов силы тяжести.

Научная новизна выполненной работы заключается в следующем:

1. Значения выделяемых аномальных полей силы тяжести и относительной плотности исследуемого горного массива по методике КГГМ, являются разностью результатов обработки наблюденного поля силы тяжести и поля силы притяжения модели, вычисляемых по одному и тому же алгоритму и с одинаковыми входными параметрами.

2. Имеется возможность, используя методику КГГМ, выявлять общие закономерности и характерные особенности распределения плотностных неоднородностей горного массива.

3. Предложены критерии выбора значений входных параметров для вычисления аномальных значений на основе анализа коэффициентов парной корреляции результатов расчетов аномальных значений и их комбинаций с исходными данными, позволяющие целенаправленно выявлять характерные особенности распределения плотностных неоднородностей горного массива.

Практическая значимость. Использование разработанных методик позволит создать действенный механизм контроля над возможными нарушениями ДВЗЯИ. Кроме того, методика КГГМ может быть использована для поиска полезных ископаемых, в инженерной геофизике - везде, где требуется детальное картирование аномалий поля сил тяжести и плотности приповерхностного слоя горного массива.

Достоверность и обоснованность. Научные положения, выводы и рекомендации, сформулированные в диссертации, подтверждены экспериментальными данными, полученными на реальных объектах.

Личный вклад автора. Основные результаты диссертационной работы получены непосредственно автором.

Апробация работы и публикации. Материалы, положенные в основу работы докладывались на международных семинарах им. Д.Г. Успенского на 26-й и 29-й сессиях (Екатеринбург, 1999, 2002), на Третьей международной конференции «Мониторинг ядерных испытаний и их последствий» (Республика Казахстан, п. Боровое, 09-13 августа 2004 года). По теме диссертационной работы опубликовано шесть печатных работ, в том числе одна статья в журнале, рекомендованном ВАК РФ.

Объем и структура работы. Диссертация состоит из введения, четырех глав, заключения и трех приложений; содержит 177 страниц текста, 207 иллюстраций, 15 таблиц, список литературы из 27 наименований.

Благодарности. Автор благодарен своему научному руководителю д.г.-м.н., проф. В.В. Филатову, старшему коллеге по разработке технологий ИНМ В.Г. Антошеву и к.т.н. начальнику отдела Ю.А. Сахарову, без творческого участия которых успешное завершение данной работы было бы невозможным. Также автор хотел бы выразить признательность физикам-теоретикам В.В. Легонькову и А.В. Дубине, принимавшим участие в экспериментальных работах и помогавшим автору в математических изысканиях. Автор благодарен Н.Н. Беляшовой - директору ИГИ НЯЦ РК и всем сотрудникам института, оказавшим помощь в проведении полевых экспериментальных работ, за гостеприимство и активное, творческое участие в отработке методик ТГМ.

1. Физическая модель воздействия ПЯВ на горные породы

Характерной особенностью ПЯВ является его высокая, по сравнению с химическим взрывом, концентрация энергии и очень короткое время ее выделения - от 10 до 100 нс. При передаче энергии ПЯВ горной породе выделяют две последовательные стадии развития ПЯВ - радиационно-газодинамическую и упругопластическую.

На радиационно-газодинамической стадии в начальные моменты развития ПЯВ процесс передачи энергии от заряда внешней среде определяет в основном рентгеновское излучение, которое составляет примерно 90 % от общей энергии взрыва. Энергия излучения со временем трансформируется во внутреннюю и кинетическую энергию окружающей среды. При ПЯВ испаренная горная порода играет роль продуктов взрыва химического взрывчатого вещества. Фазовые переходы и характерная для твердой среды связь между напряженным и деформированным состояниями приводят к тому, что ударный фронт распадается, и ударная волна вырождается в волну сжатия с непрерывным распределением параметров - наступает упругопластическая стадия взрыва.

При камуфлетном взрыве разрушение породы не достигает дневной поверхности, механическое действие камуфлетного взрыва проявляется в виде образования полости взрыва. Для большинства видов горной породы (за исключением соли и глины) происходит обрушение кровли полости и заполнение ее обломками породы.

Рис. 1. Схема зон разрушений после воздействия ПЯВ на горные породы

На рис. 1 показана схема зон разрушений в результате воздействия ПЯВ на горные породы. В зависимости от нагрузки горная порода подвергается различным формам разрушения. В скальной горной породе образуются зоны дробления, интенсивной трещиноватости и подновления естественных трещин, она разуплотняется. При взрыве в пластичной пористой породе выделяют зону разрушения и зону остаточных деформаций. Пластичная порода может уплотняться за счет уменьшения пористости и выдавливания поровой воды. В полускальной горной породе может наблюдаться нарушение скелета, что также может приводить к уплотнению породы. гравиметрический подземный ядерный

При ПЯВ за счет отраженной волны в приповерхностной зоне горного массива возникают растягивающие напряжения, происходит множественный отрыв слоев от основного массива параллельно дневной поверхности и их движение.

Из анализа физических процессов, происходящих в горных породах при воздействии ПЯВ, можно сделать вывод, что происходит изменение всех физических свойств этих пород, которое проявляются в физических полях: магнитном, гравитационном и сейсмическом. Результаты анализа физических полей могут быть использованы для картирования эпицентральной зоны ПЯВ, в работах Каплана Ю.В. и Сагарадзе Д.А. показано, как эта задача решается при анализе сейсмического и магнитного полей.

При воздействии ПЯВ наиболее существенно изменяется плотность среды, эти изменения являются долговременными, они устойчиво проявляются в аномалиях поля силы тяжести, что является одной из важнейших физических предпосылок для картирования и локализации эпицентральной зоны ПЯВ.

2. Петроплотностная и математическая модели зон разрушения однородного массива

Параметры механического воздействия ПЯВ на горную породу за исключением самой ближней зоны (до 0,3 м/кт^1/3) слабо зависят от специфики ядерного взрыва, что позволяет широко использовать результаты исследований взрыва химического заряда. Развитие процессов при мощных взрывах происходит с соблюдением условия подобия - все пространственные (радиус полости, радиусы зон разрушения горной породы и т.п.) и временные (время образования полости и т.п.) характеристики взрыва меняются пропорционально энерговыделению Q^1/3. Особую роль при подземном взрыве приобретает рассмотрение процесса формирования полости. Размер зон разрушения относительно радиуса полости приведен в таблице 1.

Таблица 1. Размер зон разрушения камуфлетным ядерным взрывом

Порода	Зоны разрушения	Радиус зоны
Скальная порода	Зона дробления	(1,5-2,5)Rпв
	Зона интенсивной трещиноватости	(3-5)Rпв
	Зона подновления естественных трещин	(5-7)Rпв
Мягкий грунт	Зона смятия (дробление твердых зерен, потеря сцепления, трещинообразование)	~ 3Rпв
	Зона остаточных деформаций	~ 5Rпв

Примечание. R_пв - радиус полости взрыва.

В разработанной математической модели зоны разрушения и деформации горной породы представлены в виде концентрических сферических слоев вокруг гипоцентра ПЯВ, при этом плотности пород в пределах одной зоны изменяются линейно. Зона откола приповерхностных слоев в эпицентре ПЯВ представлена в виде линзы с плотностью, меняющейся пропорционально расчетному изменению высоты дневной поверхности.

После расчета размеров зон разрушения, количества слоев и блоков в каждом слое, масс блоков и их координат вычисляются силы притяжения на поверхности модели однородного массива, подвергшегося воздействию ПЯВ, по известным в гравиразведке формулам. Ввиду того, что расчет зон разрушения носит только иллюстративный характер и к самой методике КГГМ отношения не имеет, формулы расчета зон разрушения горного массива в автореферате не приводятся.

Из результатов решения прямой задачи для модели очага ПЯВ при широком диапазоне изменения параметров следует, что значения аномалий силы тяжести не превышают первых десятых долей мГал. Этот результат подтверждается материалами непосредственных гравиметрических измерений. В 1999 и 2000 годах для отработки технологий ИНМ были проведены экспериментальные исследования на двух ПЯВ. Мощность обоих взрывов была равна 2,3 кт, с момента проведения обоих ПЯВ до начала исследований прошло более двадцати лет. Для технологии ТГМ была поставлена задача - средствами гравиметрии подтвердить известное расположение эпицентра ПЯВ. Измерения производились гравиметром "Autograv" CG-3M. Ввиду того, что мощность ПЯВ относительно мала, а глубины заложения зарядов велики, получение контрастных аномалий поля сил тяжести не ожидалось.

На основании сопоставления результатов вычисления поля силы тяжести моделей очага ПЯВ и измерений следует, что разработанная нами петроплотностная модель ПЯВ отражает основные свойства реального очага ПЯВ.

3. Технология картирования гравитационного поля для обнаружения и локализации эпицентральной зоны подземного ядерного взрыва

Технология ТГМ, применяющаяся на завершающих этапах проведения полевых наблюдений ИНМ, оказалась недостаточно эффективной при локализации места проведения ПЯВ малой мощности с заложением заряда на большой глубине. Для целей ИНМ предложено использование автоматизированного прецизионного гравиметра "Autograv" CG-3M, позволившее модернизировать стандартную методику и разработать новые методики гравиметрических наблюдений и обработки результатов обычных гравиметрических наблюдений, которые автор предлагает ввести в состав ТГМ.

В разделах данной работы, описывающих модернизированную и вновь разработанные методики, приведены результаты обработки гравиметрических наблюдений на участке, расположенном над подземным сооружением. Для иллюстрации возможностей методик при обнаружении аномалий, вызванных воздействием ПЯВ, приведены результаты обработки измерений силы тяжести на объекте № 2. Результаты обработки гравиметрических измерений в полном объеме на всех объектах приводятся в приложении № 3.

3.1 Методика обработки результатов гравиметрических измерений "гравиметрия"

Методика обработки результатов гравиметрических измерений "гравиметрия" (ГМ) в основном соответствует стандартной методике проведения гравиметрических наблюдений для решения геологических задач. В тексте диссертации приводятся только отличия методики ГМ от стандартной методики, обусловленные применением прецизионного гравиметра.

3.2 Методика полевых наблюдений и обработки результатов измерений "градиентная гравиметрия"

Преимущество вертикальных градиентов состоит в том, что они менее чувствительны к влияниям горизонтальной неоднородности верхнего слоя литосферы, а также к влияниям рельефа и слагающих его масс. К тому же селективность их существенно большая, чем у горизонтальных, что особенно важно для изучения разрезов, слагаемых системами аномалиеобразующих тел.

В комплект принадлежностей гравиметра "Autograv" CG-3M входит подставка для установки гравиметра, далее по тексту - "штатная подставка". Для проведения градиентной гравиметрической съемки на высоте около 1,2 м используется сконструированная автором подставка, устанавливаемая на штатную подставку гравиметра, далее по тексту - "промежуточная подставка".

При проведении градиентной гравиметрической съемки гравиметр сначала устанавливается на штатную подставку и нивелируется, после чего производится серия гравиметрических измерений. Затем на штатную подставку устанавливается промежуточная подставка, которая фиксируется раздвижными опорами, и на нее устанавливается гравиметр, нивелируется при помощи нивелировочных винтов промежуточной подставки, после чего проводятся гравиметрические измерения на уровне, обеспечиваемом промежуточной подставкой.

Вертикальный градиент на гравиметрическом пункте в мГал/м

W_{zz i} = (g_{изм н.} - g_{изм в.}) / (h_подст. / 1000), (1)

где g_{изм н} - измеренное значение силы тяжести на поверхности земли, мГал;

g_{изм в} - измеренное значение силы тяжести на промежуточной подставке, мГал;

h_подст - высота подставки, мм.

3.3 Взаимосвязь плотности горных пород и вертикального градиента силы тяжести

По стандартной методике аномалии Буге вычисляются по формуле

Dg_{Б i} = g_i + W_zz * h_i - 2p G * d_срст * h_i ---₀, (2)

Где g_i - измеренное значение силы тяжести, мГал; W_zz = 0,3086 - значение нормального вертикального градиента гравитационного поля, мГал/м; h_i - высота точки наблюдения, отсчитываемая от некоторого условного уровня, м;

2p G = 0,0419; G = 6,67*10^-8 - гравитационная постоянная, см³/(г*с²);

d_срст - средняя плотность промежуточного слоя, г/см³;₀ - нормальное значение силы тяжести, мГал.

Значение ₀ при съемке на участках малой протяженности изменяется очень мало, и поэтому его можно не учитывать. Параметр ?_срст назначается. W_zz используется в качестве константы, хотя на самом деле эта величина переменная. Значение W_{zz i} зависит от плотности пород приповерхностного слоя в конкретной точке измерений, средний вертикальный градиент W_{zz ср}, результат усреднения всех W_{zz i} зависит от усредненной плотности пород данного исследуемого района, а W_zz вообще не зависит от плотности пород конкретного района.

Значение средней плотности промежуточного слоя d_срст

(3)

Ничего не меняя в формуле (3), мы получим то значение плотности d_срст, которое назначили. Для определения отклонения значения средней плотности промежуточного слоя от заданного значения d_срст, в формуле (3) заменим W_zz на W_{zz i}, так как он зависит от конкретной плотности пород под точкой наблюдения, а Dg_Бi заменим на Dg_{Бср i}, вычисленные с использованием W_{zz ср}, потому, что она зависит от усредненной плотности пород исследуемого района. Раскроем Dg_{Бср i}, приведем подобные члены и произведем сокращения, в результате получим

(4)

Отклонение от средней плотности пород:

(5)

Если произвести вычисления по этой формуле, то получим значения больше реальных. В нашем случае значения, близкие к истинным, получаются по формуле

(6)

Знак отклонения от средней плотности берется противоположным знаку разности вертикальных градиентов.

При известном значении W_{zz i} средняя плотность промежуточного слоя для каждой точки гравиметрических измерений

(7)

Зная среднюю плотность, можно вычислить

(8)

Формулы (7) и (8) выражают взаимозависимость вертикального градиента силы тяжести и плотности горных пород. Таким образом, по методике ГГМ вычисляются значения W_{zz i}, используемые для вычисления аномалии Буге и значений средней плотности промежуточного слоя (7) для каждого гравиметрического пункта.

3.4 Методика обработки результатов гравиметрических измерений "квазиградиентная гравиметрия"

Методика КГГМ построена на основе корреляционных зависимостей или подобия, в ней используется вычислительный аппарат математической статистики и принимается, что аномальными значениями поля силы тяжести являются отклонения от средних значений, лежащих на линии регрессии, построенной по методу наименьших квадратов на поле значений силы тяжести и высот гравиметрических пунктов. По методике КГГМ вычисляется средний для исследуемого участка W_{zz ср}, который численно равен тангенсу угла наклона линии регрессии, и, кроме этого, для каждого гравиметрического пункта вычисляются W_{zz i}. Эти вычисляемые вертикальные градиенты по смыслу отличаются от вертикального градиента поля силы тяжести, поэтому они названы квазиградиентами, а методика, их использующая - квазиградиентной гравиметрией. Значения плотности, вычисляемые по значениям квазиградиентов, являются также трансформированными и, вследствие этого названы квазиплотностями.

Для детального определения значений аномального поля силы тяжести, отображающего плотностные неоднородности исследуемого горного массива, аномальные значения поля силы тяжести сопоставляются с соответствующими "аномальными" значениями поля силы притяжения модели однородного массива. "Аномальными" значениями поля притяжения однородной модели горного массива, в которой по определению нет неоднородностей, будем считать отклонения значений поля силы притяжения однородной модели, имеющей рельеф, от соответствующих значений поля силы притяжения такой же по размерам и плотности однородной модели, но без рельефа. Значения поля силы притяжения модели без рельефа выступают в роли средних, по отношению к которым определяются "аномальные" значения поля силы притяжения модели с рельефом как отклонения от них. Форма поля силы притяжения модели однородного горного массива зависит от соотношения вертикального размера блоков, из которых составлено основание модели (толщина промежуточного слоя) с вертикальными размерами блоков поверхностного слоя модели (рельефом). Она может не являться одновременно ни прямым, ни обратным отображением рельефа, т.е. иметь нулевую с ним корреляцию (не быть подобной рельефу), хотя она функционально связана именно с рельефом.

Разность аномальных значений трансформированного поля силы тяжести и приведенного поля силы притяжения модели однородного горного массива - это аномалии без влияния рельефа, расположенного за пределами исследуемого участка, и регионального фона силы тяжести. При изменении размеров исследуемой площади и/или количества измерений на ней меняются значения W_{zz ср}, т.е. меняется положение линии регрессии на поле значений поля силы тяжести.

Исходными данными для вычислений по методике КГГМ являются результаты обычных гравиметрических наблюдений, и при этом никаких дополнительных полевых работ, приборов или приспособлений не требуется.

3.4.1 Вычисление среднего вертикального квазиградиента поля силы тяжести

Примем, что значения поля силы тяжести g_i в зависимости от высоты гравиметрического пункта h_i вблизи дневной поверхности изменяются по линейному закону. Построим поле значений зависимости g_i=f(h_i), отложив на оси Х значения высоты рельефа, и, используя метод наименьших квадратов, построим на нем прямую линии регрессии. Она пройдет через точку, имеющую координаты, соответствующие среднему значению сил тяжести и средней высоте. Значения g_i лежат в окрестности этой прямой, т.е. их можно представить как отклонения от соответствующих им средних значений, лежащих на прямой регрессии. Значение тангенса угла между линией регрессии и осью Х (на ней отложены высоты) является значением среднего вертикального квазиградиента поля сил тяжести для исследуемого участка. Вид функциональной зависимости g_i=f(h_i) не поддается определению, это вызвано неоднородностями горных пород, слагающих верхние слои Земли случайным образом. Коэффициент парной корреляции значений поля силы тяжести с высотой гравиметрических пунктов

(9)

где h_i - высота точки наблюдения, отсчитываемая от некоторого условного уровня, м;

h_с - среднее арифметическое высот точек наблюдения, м;

g_i - наблюденное значение силы тяжести, мГал;

g_с - среднее арифметическое сил тяжести, мГал;

_h - среднее квадратическое высот гравиметрических пунктов, м;

_g - среднее квадратическое сил тяжести на гравиметрических пунктах, мГал.

Параметры линейной функции регрессии:

вычисленный вертикальный градиент поля силы тяжести

(10)

значения поля силы тяжести на нулевом уровне (h = 0)

(11)

средние значения поля силы тяжести для каждого гравиметрического пункта

g _{ср i} = g₀ + W_{zz в} h_i, (12)

лежащие на линии регрессии, проходящей через g_c конкретного исследуемого участка. W_{zz в} может значительно отличаться от W_zz. В случае, когда с увеличением высоты гравиметрических пунктов значения поля силы тяжести тоже растут из-за того, что они расположены над более плотными породами, и участки, характеризуемые такого рода зависимостью, занимают большую часть исследуемой площади, W_{zz в} может иметь даже положительный знак.

Значения g_i, не лежащие на линии регрессии, будем считать аномальными, а их отклонения от средних значений g _{ср i}, лежащих на линии регрессии, будем полагать обусловленными влиянием неоднородностей плотности горной породы. Закономерность распределения неоднородностей в горных породах на конкретном участке априори неизвестна, поэтому W_{zz в} весьма приближенно характеризует зависимость изменения значений поля силы тяжести от высоты и неоднородностей плотности, и применять его для вычисления аномальных значений поля силы тяжести было бы опрометчиво.

Рис. 2. Положение линий регрессии в начале и в конце процесса статистического усреднения с отбраковкой на объекте № 2: ? - значения gi(hi); 1 - первая прямая регрессии, 2 - последняя прямая регрессии; ^ - первое среднее значение сил тяжести; Ў - последнее среднее значение сил тяжести.

Для нахождения более близкого к истине W_{zz ср} надо отбросить одно наиболее удаленное от средних значение g_i, как безусловно аномальное, а на поле оставшихся g снова вычислить параметры линейной регрессии по формулам (9) - (12). Будем повторять этот процесс до тех пор, пока в результате отбраковок не останется 10 % от общего количества значений g. При каждой отбраковке аномального значения поля силы тяжести средние значения рельефа, силы тяжести и угол наклона линии регрессии будут меняться. Оставшиеся значения поля силы тяжести окажутся в ближайшей окрестности линии регрессии, обозначенной на рис. 2 номером 2.

Тангенс угла наклона прямой 2 - W_{zz ср} в большей мере, чем в начале, соответствует среднему вертикальному квазиградиенту поля силы тяжести над условно однородным массивом, так как значения g, соответствующие более или менее плотным породам отбракованы. Назовем вышеописанный процесс статистическим усреднением с отбраковкой.

В результате статистического усреднения с отбраковкой получается средний вертикальный квазиградиент поля силы тяжести для исследуемого участка W_{zz ср} (10). Средние значения поля силы тяжести в зависимости от рельефа для исследуемого участка

g_{ср i} = g₀ + W_{zz ср} h_i. (13)

Среднее значение квазиплотности для исследуемого участка

(14)

противоположно W_{zz ср} по знаку и может быть отрицательным.

По методике КГГМ можно рассчитать вертикальные квазиградиенты для каждого гравиметрического пункта

W_{zz ki} = (g _i - g₀) / h_i*-1. (15)

Квазиплотность на каждом гравиметрическом пункте

(16)

3.4.2 Определение толщины модели однородного массива

Значения поля силы тяжести - результаты измерений, они не изменяются. Вертикальные размеры блоков модели задаются, и, следовательно, вычисляемые значения поля силы притяжения могут изменяться. При построении модели горного массива можно добиться того, чтобы коэффициент парной корреляции значений поля силы притяжения с рельефом (9) имел определенное значение. Построим графики коэффициентов парной корреляции значений поля силы тяжести с рельефом, поля притяжения модели с рельефом и измеренных значений поля силы тяжести со значениями поля силы притяжения модели в зависимости от задаваемой толщины модели массива горных пород.

а б

Рис. 3. Графики изменения значений коэффициентов корреляции в зависимости от толщины модели однородного массива: а) объект № 2, сеть № 1; б) объект № 2, сеть № 2

На объекте № 2 внутри сети № 1 была разбита сеть № 2, т.е. исходные данные, принадлежащие сети № 2, входят в состав сети № 1. На рис. 3,а представлены графики изменения значений коэффициентов корреляции наблюденного поля силы тяжести с рельефом, поля притяжения модели однородного массива с рельефом и наблюденного поля силы тяжести с полем силы притяжения модели в зависимости от толщины модели однородного массива на объекте № 2, сеть № 1. На рис. 3б представлены графики изменения значений коэффициентов корреляции, рассчитанные для объекта № 2, сеть № 2.

Выбор толщины модели (толщины промежуточного слоя), при которой значение коэффициента парной корреляции поля силы притяжения с рельефом равно нулю, будем считать обязательным, другие возможные варианты выбора могут быть сделаны по усмотрению исследователя для выявления каких-либо подробностей или особенностей аномального поля.

3.4.3 Приведение значений поля силы притяжения модели однородного массива к значениям поля силы тяжести по величине

Рассчитанные значения поля силы притяжения модели однородного массива g_{m i,k} отличаются от наблюденных значений поля силы тяжести g_i,k по величине. Для того чтобы их можно было сопоставить, значения поля силы притяжения надо привести к значениям поля силы тяжести.

Отклонения от средних значений поля силы тяжести

g_{а i} = g_i - (W_{zz ср} h_i + g_ср). (17)

Коэффициент приведения значений поля силы притяжения модели к величинам измеренного поля силы тяжести

s =(max(g_а)-min(g_а))/(max(g_m)-min(g_m)) (18)

Значения поля силы притяжения модели, приведенные к измеренным значениям поля силы тяжести

g_{M i,k} = g_ср + g_m * s. (19)

В результате мы получим значения поля силы притяжения модели горного массива, сопоставимые по величине с наблюденными силами тяжести.

3.4.4 Трансформирование значений поля силы тяжести

W_{zz ср} для исследуемого участка (10) зависит от неизвестного заранее распределения региональных плотностных неоднородностей. Средний вертикальный квазиградиент поля силы притяжения модели однородного массива W_{zz ср м} зависит от формы исследуемого массива. Если назначить W_{zz ср} = W_{zz ср м}, то будут устранены влияния региональных плотностных неоднородностей и рельефа за пределами исследуемого участка. На новое положение линии регрессии перенесем аномальные значения поля силы тяжести, таким образом, локальные плотностные неоднородности исследуемого участка будут помещены в однородную среду. При вычитании значений «аномалий» однородного массива из соответствующих значений аномалий трансформированного поля силы тяжести будут выделены аномалии без влияния рельефа за пределами исследуемого участка и регионального поля силы тяжести.

3.4.5 Определение средней плотности промежуточного слоя. Модифицированный метод Неттлетона

В методике КГГМ применяется модифицированный метод Неттлетона, по которому при вычислении значений аномалий Буге учитывается зависимость W_{zz ср} от средней плотности горного массива (8).

На рис. 4 а, б и представлены графики изменения значений коэффициентов корреляции наблюденного и трансформированного полей силы тяжести в редукции Буге с рельефом в зависимости от назначаемой средней квазиплотности промежуточного слоя.

а б

Рис. 4 .Графики изменения значений коэффициентов корреляции поля силы тяжести в редукции Буге с рельефом в зависимости от квазиплотности промежуточного слоя: а) объект № 2, сеть № 1, б) объект № 2, сеть № 2.

Не всегда наблюденное поле силы тяжести может иметь нулевую корреляцию с рельефом. Трансформированное поле силы тяжести всегда имеет нулевую корреляцию аномалии Буге с рельефом при плотности однородной модели, равной 1. В случаях, когда нет нулевой корреляции Буге с рельефом, можно назначать квазиплотность однородной модели, равной 1.

3.4.6 Выбор значений назначаемой квазиплотности

W_{zz ср}, вычисленный для фрагмента сети гравиметрических пунктов, может отличаться от W_{zz ср} для всей сети. Соответственно, результаты вычислений аномальных значений силы тяжести и плотности для одного и того же гравиметрического пункта в этих случаях тоже будут разными. Исходя из непостоянства значения W_{zz ср}, предположим, что можно назначать угол наклона линии, по отношению к которой определяются аномальные значения поля силы, оставляя неизменным только среднее значение поля силы тяжести. Выбирая разные значения W_{zz ср}, можно получать разные "проекции" плотностных аномалий. Для быстрого и осмысленного выбора назначаемого W_{zz ср} построим графики изменения коэффициентов парной корреляции различных параметров в зависимости от W_{zz ср}.

Выберем параметры для анализа. Значения квазиплотности для каждого гравиметрического пункта будем сопоставлять с наблюденными значениями поля силы тяжести и высотами гравиметрических пунктов. Дополнительно в качестве параметра для сравнения с квазиплотностями будем использовать разности значений наблюденного поля силы тяжести и аномалии Буге. При воздействии ПЯВ меняется не только плотность приповерхностных слоев горного массива, но и рельеф местности, поэтому анализ зависимости значений плотности от рельефа может дать ключевую информацию о воздействии на горный массив. Значения плотности горного массива, поставленные в зависимость от рельефа, получаются по формулам (9) - (12), в которых вместо наблюденных значений поля силы тяжести надо подставить вычисленные для каждого гравиметрического пункта значения квазиплотности.

Вместо значения W_{zz ср}, имеющего много знаков, будем назначать связанную с ним функционально величину квазиплотности, тем самым определяя угол наклона линии регрессии. Назначаемая квазиплотность может иметь как отрицательные, так и положительные значения.

а б

Рис. 5. Графики зависимости коэффициентов корреляции аномальных значений плотности с полем силы тяжести от назначаемой средней квазиплотности: а) объект № 2, сеть № 1, б) объект № 2, сеть № 2

На рис. 5 а, б изображены графики зависимости коэффициентов корреляции аномальных значений плотности с полем силы тяжести от назначаемой средней квазиплотности промежуточного слоя.

а б

Рис. 6. Графики зависимости коэффициентов корреляции аномальных значений плотности с усредненной по рельефу плотностью от назначаемой средней квазиплотности: а) объект № 2, сеть № 1, б) объект № 2, сеть № 2

На рис. 6 а, б изображены графики зависимости коэффициентов корреляции аномальных значений плотности с усредненной по рельефу плотностью от назначаемой средней квазиплотности промежуточного слоя.

Основным признаком обнаружения аномального поля силы тяжести является минимальное по абсолютному значению коэффициентов парной корреляции вычисленной плотности с наблюденным полем силы тяжести, с рельефом и с усредненной по рельефу плотностью от назначаемой средней квазиплотности.

а б

Рис. 7 Графики зависимости коэффициентов корреляции аномальных значений плотности с разностью значений поля силы и Буге от назначаемой средней квазиплотности: а) объект № 2, сеть № 1, б) объект № 2, сеть № 2

На рис. 7 а,б изображены графики зависимости коэффициентов корреляции аномальных значений плотности с разностью значений поля силы и Буге от назначаемой средней квазиплотности промежуточного слоя.

Основным признаком обнаружения аномального поля силы тяжести является нулевое значение коэффициента парной корреляции вычисленной плотности с разностью значений поля силы и Буге от назначаемой средней квазиплотности.

4. Сопоставление результатов обработки гравиметрических наблюдений и полей силы притяжения моделей объекта № 2

На рис. 8 изображен план изогипс рельефа дневной поверхности участка объекта № 2, сеть № 1, на котором был проведен ПЯВ. На рис. 9 изображен план изоаномал наблюденного поля силы тяжести на этом же объекте.

Рис. 8. План изогипс рельефа дневной поверхности участка объекта № 2, сеть № 1

Рис. 9. План изоаномал наблюденного поля силы тяжести на объекте № 2, сеть № 1

4.1 Результаты обработки по методике ГМ

При обработке данных наблюденного поля сил тяжести на объекте № 2 толщина промежуточного слоя была назначена равной 700 метрам. Метод Неттлетона не дал никаких результатов, коэффициенты корреляции аномалии Буге с рельефом не были близкими к нулевому значению, поэтому была назначена средняя плотность промежуточного слоя, равная 2,32 г/см³.

Результаты обработки гравиметрических наблюдений по методике ГМ на объекте № 2, планы изоаномал в редукции Фая и Буге приведены на рис. 10 и 11.

Рис. 10. План изоаномал в редукции Фая (объект № 2, сеть № 1, толщина промежуточного слоя 700 м)



Рис. 11 План изоаномал в редукции Буге (объект № 2, сеть № 1, плотность 2,32 г/см³

По результатам обработки гравиметрических наблюдений по методике ГМ на объекте № 2 определить положение эпицентра ПЯВ невозможно.

4.2 Результаты обработки по методике ГГМ

На плане изоаномал в редукции Буге, представленном на рис. 12, в районе эпицентра ПЯВ есть некоторые изменения, совпадающие с эпицентром, но, не зная положения эпицентра ПЯВ, прийти к выводу, что именно здесь был произведен взрыв, весьма затруднительно.

Рис. 12 План изоаномал в редукции Буге (объект № 2, сеть № 1, средняя плотность 2,66 г/см³)

Рис. 13 План изоплотностей (объект № 2, сеть № 1)

На плане изоплотностей, представленном на рис. 13, видна зона разрушений поверхностного слоя, но обследована недостаточная для окончательных выводов площадь. Тем не менее, можно сделать вывод, что за срок более чем 20 лет в раздробленном приповерхностном слое трещины не закрылись. Обработка данных по методике ГГМ по имеющимся данным не дает возможности однозначно указать положение эпицентра взрыва.

4.3 Результаты обработки по методике КГГМ

Результаты обработки гравиметрических наблюдений по квазиградиентной методике могут быть представлены несколькими комплектами планов аномалий поля силы тяжести и квазиплотности горного массива. Помимо основного комплекта результатов, рассчитанного с использованием вычисленного среднего вертикального квазиградиента, может быть получен ряд комплектов карт аномалий поля силы тяжести и квазиплотности, построенных по расчетам с использованием назначаемых средних квазиградиентов, являющихся результатом анализа графиков зависимости коэффициентов парной корреляции различных параметров от назначаемой средней квазиплотности промежуточного слоя.

По графикам, представленным на рис. 3,а, толщина модели однородного массива сети № 1 определена равной 219,137 м. В результате анализа графиков, представленных на рис. 4,а, выбрано значение плотности модели однородного горного массива, равное 1,8 г/см³.

По графикам, представленным на рис. 3,б, толщина модели однородного массива сети № 2 определена равной 73,9 м. В результате анализа графиков, представленных на рис. 4,б выбрано значение плотности модели однородного горного массива равное 1 г/см³.

На рис. 14 а, б изображены планы изоплотностей усредненной по рельефу плотности объекта № 2 для сети № 1 (средняя квазиплотность равна 1,2 г/см³, W_{zz ср} = -0,0618) и для сети № 2 (средняя квазиплотность равна -0,86 г/см³, W_{zz ср} = 0,0311). На этих планах средняя относительная плотность исследуемого массива отображена в соответствии со средним положением линии регрессии, т.е. на них мы имеем наиболее общую, уравновешенную картину относительной плотности массива, без специального выделения каких-либо подробностей.

На рис. 15 а, б изображены планы изоплотностей усредненной по рельефу плотности объекта № 2 для сети № 1 (назначенная квазиплотность равна -1,40 г/см³, W_{zz ср} = 0,0821) и для сети № 2 (назначенная квазиплотность равна -1,25 г/см³ , W_{zz ср} = 0,0655). Квазиплотности для отображения усредненной по рельефу плотности выбраны по графикам изменения коэффициентов корреляции специально таким образом, чтобы выделить интересующие нас подробности, обусловленные наименьшим подобием поля значений относительной плотности полю силы тяжести (сеть № 1) и полю значений усредненной по рельефу относительной плотности (сеть № 2). На этих планах при сглаженной общей картине выделяются аномалии в области эпицентра, т.е. нам удалось, руководствуясь выбранными нами критериями, выделить плотностные неоднородности горного массива, обусловленные воздействием ПЯВ.

а Б

Рис. 14. План изоплотностей усредненных по рельефу по данным трансформирования поля силы тяжести: а) средняя квазиплотность 1,2 г/см³ (объект № 2, сеть № 1), б) средняя квазиплотность -0,86 г/см³ (объект № 2, сеть № 2)

А, б

Рис. 15 План изоплотностей усредненных по рельефу по данным трансформирования поля силы тяжести: а) назначенная квазиплотность -1,40 г/см³ (объект № 2, сеть № 1), б) назначенная квазиплотность -1,25 г/см³ (объект № 2, сеть № 2)

Из-за ограниченного объема текста автореферата здесь не приведены планы изоаномал в редукции Фая и Буге, вычисленные по наблюденному и трансформированному полям. Анализ полного комплекта планов дает возможность сделать выводы об общих закономерностях распределения неоднородностей на исследуемом участке и о различных деталях плотностного строения горного массива, которые, ориентируясь по графикам коэффициентов парной корреляции исходных данных с вычисляемой плотностью, при необходимости можно уточнять. Устойчивые, убедительные результаты обработки обычных гравиметрических наблюдений по методике КГГМ получены на двух объектах ПЯВ, по стандартной методике обработки гравиметрических наблюдений обнаружить плотностные неоднородности в исследуемом массиве на этих объектах не удавалось.

Заключение

В результате выполненных в диссертационной работе исследований было установлено, что эпицентральная зона подземного ядерного взрыва надежно картируется в поле силы тяжести.

Основные результаты диссертационной работы заключаются в следующем:

1. Благодаря использованию в методике ГГМ эмпирически найденной функциональной взаимосвязи вертикального градиента и плотности горных пород (7) и (8), можно вычислить средние значения плотности приповерхностных слоев горной породы для каждого гравиметрического пункта. Недостатками методики ГГМ являются сравнительно высокая трудоемкость и повышенная, по сравнению с обычной гравиметрической съемкой, погрешность измерений.

2. Способ обнаружения аномалии по методике КГГМ принципиально отличается от стандартного тем, что не просто сопоставляются между собой значения наблюденного поля силы тяжести и поля притяжения модели однородного массива, а сравниваются результаты их обработки по одному и тому же алгоритму с использованием одних и тех же исходных данных. Задание различных исходных данных дает возможность получать результаты, отображающие аномалии плотности исследуемого горного массива по отношению к модели однородного массива с таким же рельефом, как у исследуемого участка, при одинаково изменяющихся условиях. Важное преимущество методики КГГМ по сравнению с методиками ГМ и ГГМ заключается в том, что не просто обнаруживаются аномалии поля силы тяжести, а появляется возможность исследования структуры неоднородностей горного массива, при этом выявляется общая картина распределения плотностных неоднородностей и выделяются их характерные особенности.

3. Средний вертикальный квазиградиент и квазиплотность не являются характеристиками свойств горных пород, слагающих исследуемый массив, а отображают их взаимозависимость. При зафиксированном значении плотности модели однородного массива, можно назначать вертикальный квазиградиент, используемый в расчетах аномалий силы тяжести и плотности, что означает назначение "угла проекции" поля силы тяжести на некую "квазиповерхность". Это позволяет выявлять общую структуру неоднородностей исследуемого горного массива и ее подробности.

4. Использование модернизированного метода Неттлетона для определения толщины промежуточного слоя и задания плотности модели однородного массива таким образом, чтобы значение коэффициента парной корреляции Буге модели с рельефом имело нулевое значение, дает возможность наиболее полно учитывать влияние рельефа местности на результаты расчетов.

5. Назначение вертикального квазиградиента и квазиплотности основывается на анализе графиков изменения коэффициентов парной корреляции получаемых результатов и их комбинаций с исходными параметрами в зависимости от назначаемой средней квазиплотности, или, что то же самое, вертикального квазиградиента (вид, взаимное расположение, наложения и расхождения, нулевые значения, максимумы, минимумы).

...