Геофизика_1 / Геофизика 2010 новый

Приведенный пример решения прямой и обратной задачи МОВ над двухслойным разрезом можно перенести и на многослойный разрез, если заменить слой с на многослойную толщу с некоторой средней или эффективной скоростью и той же мощностью . Для этого в формулах 4.5 - 4.7 следует заменить на

35. Метод отраженных волн основан на изучении упругих волн, отразившихся от границы раздела двух геологических пластов. Он имеет много общего с широко известным способом измерения расстояний до цели в радиолокации, где специальный источник излучает короткий электромагнитный импульс, после чего определяется время возвращения к источнику волны, отразившейся от препятствия. Поскольку скорость распространения электромагнитной волны в воздухе заранее известна, то расстояние до отражателя определяют как половину произведения скорости на время пробега волны от момента ее возбуждения до возвращения к приемнику. В сейсморазведке процесс протекает сложнее, так как скорость распространения упругих волн в геологических средах в зависимости от их состава изменяется в широких пределах и часто заранее не известна. Тем не менее, измерив, время пробега отраженной волны от одного источника к нескольким точкам наблюдений, можно вычислить скорость распространения волны в среде и определить положение границы, на которой произошло отражение. С целью непрерывного изучения формы отражающей границы колебания регистрируются одновременно во многих точках. Для записи колебаний почвы используются специальные устройства- - сейсморазведочные станции.

36. Годограф отраженной волны от плоской границы, наклоненной под углом φ к линии наблюдений, и при однородной покрывающей толще со скоростью V представляет собой гиперболу. Уравнение годографа:

.

Если граница горизонтальна (), то уравнение примет вид:

Кажущаяся скорость отраженной волны меняется от ∞ при х = 0 до V* = V при х→∞. годрограф отраженной волны от отраженной(?) границы - гпиербола, смещенная в сторону восстания пласта

годограф преломленной волны над горизонтальной преломляющей границей представляет собой два отрезка прямых линей

Годограф прямой волны представляет собой прямую линию. Уравнение годографа прямой волны:

Кажущаяся скорость –– это скорость распространения волны вдоль линии наблюдений

.

38. Прямые методы характерных точек. Сущность метода характерных точек для количественной интерпретации отдельных четких аномалий Буге гравиметровых съемок сводится к следующему.

На наблюденной или трансформированной карте выделяется отдельная (региональная или локальная) аномалия. Строго через ее центр перпендикулярно простиранию изолиний строится график ∆gб. Иногда вкрест полученных аномалий проводятся более точные и детальные полевые работы для получения интерпретационных графиков.

Если на карте имеются изометрические аномалии (длина и ширина отличаются не более чем в 2 - 3 раза), то, исходя из общего геологического строения района, их аппроксимируют шаром или вертикальным столбом.

Шарообразными геологическими объектами можно считать те, которые имеют форму, близкую к изометричной, например брахиантиклинальные или брахисинклинальные складки, куполовидные структуры, массивные изометрические рудные залежи и т.п.

За вертикальный столб можно принять столбообразно вытянутые объекты с мало отличающимися длиной и шириной и глубоко залегающей нижней кромкой (нижняя кромка располагается на глубинах в 5 - 10 раз больших, чем верхняя). Примером таких геологических структур могут быть диапировые складки, соляные купола, кимберлитовые трубки, штокообразные рудные или кварцевые залежи и т.п.

Если на карте ∆gб наблюдаются вытянутые аномалии (длина более чем в 3 - 6 раз превышает ширину), то создающие их геологические объекты могут быть аппроксимированы бесконечно длинным цилиндром или пластом. Это могут быть вытянутые, горизонтально (или полого) расположенные геологические объекты, поперечное сечение которых мало меняется (антиклинальные и синклинальные складки, линзообразные залежи полезных ископаемых, пласты и т.п.).

При наличии на карте зон резких градиентов силы тяжести, т.е. участков, где изолинии почти параллельны, а интенсивность поля монотонно возрастает (или убывает), их можно аппроксимировать уступом (сбросом).

Для перечисленных моделей простой геометрической формы количественная интерпретация методом характерных точек дает следующие результаты. Центр тела, создавшего аномалию, располагается под максимумом ∆gmax за исключением уступа, который располагается там, где аномалия равна половине( 0.5∆gmax для уступа)максимума. Абсцисса максимума (или 0,5∆gmax для уступа) принимается за начало координат, а слева и справа от нее находятся абсциссы X 1/2 точек, для которых ∆g равно 0.5∆g (для уступа 0.25∆gmax). Зная величины X 1/2 , можно определить глубину залегания или центра возмущающего тела (для шара, цилиндра), или верхней кромки (для столба), или середины высоты уступа (для сброса) с помощью таблицы полученной из

Т а б л и ц а 1.2 Аппроксимируемый объект шар цилиндр столб уступ

Глубина залегания 1.3 X 1/2 X 1/2 1.7 X ½ X 1/2

Определив h, можно найти избыточную массу M=V(σ- σ0) . Зная из посторонних источников (например, по данным измерений плотности образцов пород, взятых из керна скважин или обнажений) избыточную плотность, можно по избыточной массе рассчитать поперечные размеры разведываемых тел. Большинство отдельных аномалий, наблюдаемых на гравиметрических картах, с той или иной степенью приближения может быть отнесено к рассмотренным выше типичным аномалиям.

Результаты количественной интерпретации этим методом будут близки к истинным (с точностью до 10 - 20%), если имеется площадное распределение аномалий (получены карты ), возмущающие массы близки по форме к телам перечисленной простой геометрической формы, расстояния между отдельными геологическими неоднородностями превышают их размеры и известна избыточная плотность. Однако если эти условия не выполняются, то методы характерных точек позволяют оценить глубины и полную аномальную массу лишь приближенно (с погрешностью до 30% и больше).

3. Косвенные методы интерпретации сложных аномалий. Как отмечалось выше, при интерпретации сложных гравитационных аномалий, с которыми приходится иметь дело в практике гравиразведки, используются косвенные методы подбора. В них наблюденные аномалии сравниваются с теоретическими, полученными сначала для простой модели (например, для тел простой геометрической формы), а затем для все более точных моделей. При полном совпадении наблюденного графика или даже карты с теоретическими можно получить параметры для количественной интерпретации фактических материалов (координаты центров тяжести, избыточные массы и др.). Эти методы основаны на громоздких аналитических расчетах с использованием ЭВМ.

К косвенным методам подбора относятся также графические способы решения обратной задачи с помощью различных палеток. Наиболее простым способом является применение палетки Гамбурцева для интерпретации двухмерных вытянутых аномалий.

Существуют различные ускоренные оценочные приемы интерпретации сложных аномалий. Так, оценка мощности и формы подошвы двухслойного разреза с плотностями в верхнем и нижнем слоях σв и σн проводится по формуле для уступа.

Наибольшая глубина залегания верхней кромки возмущающих масс может быть получена по формуле:

где - коэффициент, меняющийся от 0,7 для вытянутых до 0,9 для изометрических тел; и - максимальная аномалия силы тяжести и максимальный горизонтальный градиент снятые по графику проходящему вкрест простирания структур.

Избыточная масса может быть определена по формуле где - аномалия силы тяжести (в мГал) на некоторой площади (в м2). Суммирование проводится по всей площади , на которой выявлено аномальное гравитационное поле

39. КАНАЛ СЕЙСМИЧЕСКИЙ (СЕЙСМОЗАПИСЫВАЮЩИЙ) — ряд устройств для записи колебаний почвы, состоящий из последовательно соединенных сейсмоприемника, усилителя с электрическими фильтрами и гальванометра или магнитофона.

Основная часть аппаратуры С. с. состоит из определенного числа сейсмических каналов, устроенных идентично. Каждый сейсмический канал состоит из одного или гр. сейсмоприемников, подводящего кабеля, усилителя и регистратора. Движения почвы, преобразованные в сейсмоприёмнике в электрические колебания, усиливаются в усилителе до величины, достаточной для их регистрации.

40. Процесс последовательного распространения деформации называется упругой волной. В однородной среде упругие волны распространяются в радиальном направлении от источника колебаний (точки возбуждения). Геометрическое место точек пространства, в которых упругие колебания среды совершаются синфазно (в одной фазе), называется фронтом волны. В неоднородной среде пути распространения упругих волн и их фронт имеют более сложную картину. Линия, вдоль которой происходит распространение волны, в каждой своей точке образующая прямой угол с фронтом волны в соответствующий момент времени, называется лучом

Есть два типа волн — продольные (Р) и поперечные (S). Продольная волна вызывается деформацией объема и ее распространение представляет собой перемещение зон растяжения и сжатия. Частицы среды при этом совершают колебания около своего первоначального положения в направлении, совпадающем с лучом волны. Поперечная волна связана с деформацией формы, и распространение ее заключается в скольжении одного слоя среды относительно другого. Частицы среды при этом колеблются около своего первоначального положения в направлении, перпендикулярном к направлению распространения волны. Поперечные волны могут возникать только в твердых телах.

Скорость распространения упругой волны по ходу луча зависит от упругих свойств и плотности среды, а также от типа волны. Свойства упругих тел определяются модулем их продольного растяжения и коэффициентом поперечного сокращения.

Модуль продольного растяжения (модуль Юнга) Е равен отношению приложенного напряжения р к вызванному относительному удлинению образца :

Коэффициент поперечного сокращения (коэффициент Пуассона) является коэффициентом пропорциональности между относительным поперечным сокращением данного упругого тела и его относительным удлинением :

Скорость распространения продольной упругой волны в породе

где - плотность породы; G - модуль сдвига; K - модуль всестороннего сжатия.

Скорость распространения поперечной волны

Для горных пород Е обычно изменяется от 1,5*10-1 до 6 Па; коэффициент поперечного сокращения горных пород близок к 0,25. Для горных пород = l,73, т. е. скорость распространения поперечной волны приблизительно в 1,73 раза меньше скорости распространения продольной волны, следовательно, продольная волна приходит к удаленным точкам раньше, чем поперечная.

Упругие свойства горных пород, а значит и скорости распространения упругих волн в них обусловлены их минеральным составом, пористостью и формой порового пространства и, таким образом, тесно связаны с литологическими и петрофизическими свойствами.

Кроме того, различные породы по-разному ослабляют энергию наблюдаемой волны по мере удаления ее от источника возбуждения упругих волн. Связанные с этой волной колебания захватывают все больший объем породы. В соответствии с этим количество энергии, приходящейся на единицу объема породы, уменьшается. Кроме того, за счет необратимых процессов, связанных с неравновесным теплообменом между фазами сжатия и растяжения и с проявлением вязкости (неидеальной упругости среды), уменьшается энергия волны, а следовательно, и амплитуда колебаний А. Амплитуда колебаний продольной иии поперечной волны убывает обратно пропорционально расстоянию от точки наблюдения до места возбуждения. Уменьшение амплитуды колебаний продольной или поперечной волны по мере удаления точки наблюдения от излучателя зависит от коэффициента поглощения энергии волны на отрезке :

где A1, A2 - амплитуды наблюдаемой волны на расстояниях L1 и L2; .

Коэффициент поглощения энергии волны или, как его часто называют, ослабления или затухания волны выражают в децибелах на 1 м или 1/м, относя величину ослабления амплитуды к единице длины: 1 дБ/м = 8,68 м-1. Величина зависит от пористости породы, минерального состава ее скелета и цемента, геометрии пор, свойств жидкости, насыщающей поры, частоты упругих колебаний и типа регистрируемых волн.

41. Пьезоэлектрический эффект был открыт еще в 1880г братьями Жаном и Пьером Кюри, которые установили основное уравнение пьезоэлектрического эффекта q=d*p, где q-поверхностная плотность разноименных электрических зарядов, возникающих на противоположных гранях кристалла под воздействием давления p; d- пьезоэлектрический модуль или пьезоэлектрическая активность породы или руды.

Таким образом, пьезоэлектрический метод заключается в возбуждении в г.п поля упругих колебаний, приеме, усилении и регистрации электрических и сейсмических сигналов.

Значение пьезоактивности пород и руд, определяется в лабораторных условиях на образцах возбуждается магнитострикционным датчиком, а пьезоэлектрический потенциал измеряют точечным электродом, соединенным с вольтметром.

Для определения пьезоактивности в естественном залегании на рудном объекте и вмещающих породах устанавливают пары измерительных электродов симметрично относительно точки возбуждения упругих колебаний. При этом получают относительное значение пьезоактивности как отношение амплитуд электрических сигналов, измеренных на рудном объекте и вмещающих породах.

По значению пьезоактивности удается разделить кварцевые жилы на различные генетические типы в пределах одного и того же месторождения

Решения прямых задач пьезоэлектрическим методом основаны на след. предположениях. величина пьезоэлектрического эффекта элементарного объема горной породы определяется направлением действующей силы и величины деформации. Суммарная напряженность пьезоэлектрического поля равна векторной сумме полей от элементарных объемов.

Величина регистрируемого пьезоэффекта зависит от соотношения пьезоактивностей объекта и вмещающих пород, а также существенно- от упругих и электрических свойств г.п.

Кроме амплитуд пьезоэлектрических сигналов, изучают и время их прихода к переменным электродам. По этим временам и расстояниям от пунктов возбуждения упругих колебаний до точки регистрации строят пьезоэлектрические годографы.

42. Гравиметрия (от лат. gravis — тяжёлый ), раздел науки об измерении величин, характеризующих гравитационное поле Земли и об использовании их для определения фигуры Земли, изучения её общего внутреннего строения, геологического строения её верхних частей, решения некоторых задач навигации и др. В Г. гравитационное поле Земли задаётся обычно полем силы тяжести (или численно равного ей ускорения силы тяжести), которая является результирующей двух основных сил: силы притяжения. Земли и центробежной силы, вызванной её суточным вращением. Центробежная сила, направленная от оси вращения, уменьшает силу тяжести, причём в наибольшей степени на экваторе. Уменьшение силы тяжести от полюсов к экватору обусловлено также и сжатием Земли. В результате действия обеих причин сила тяжести на экваторе примерно на 0,5% меньше, чем на полюсах. Изменение силы тяжести вследствие притяжения Луны и Солнца не превосходит нескольких десятимиллионных её долей. Ещё меньше изменения из-за перемещений масс в недрах Земли и масс воздуха. Величины силы тяжести на земной поверхности зависят от фигуры и распределения плотности внутри Земли. Поэтому изучение гравитационного поля Земли доставляет ценный материал для суждений о её фигуре и внутреннем строении, в частности для разведки полезных ископаемых.  Определения силы тяжести производятся относительным методом, путём измерения при помощи гравиметров и маятниковых приборов разности силы тяжести в изучаемых и опорных пунктах.

Для изучения упругих свойств Земли производится непрерывная регистрация вариаций силы тяжести во времени. Вследствие того, что Земля неоднородна по плотности и имеет неправильную форму, её внешнее гравитационное поле характеризуется сложным строением. Для решения различных задач удобно рассматривать гравитационное поле состоящим из двух частей: основного — называемого нормальным, изменяющегося с широтой места по простому закону, и аномального — небольшого по величине, но сложного по распределению, обусловленного неоднородностями плотности пород в верхних слоях Земли. Нормальное гравитационное поле соответствует некоторой идеализированной простой по форме и внутреннему строению модели Земли (эллипсоиду или близкому к нему сфероиду  В задачах, связанных с использованием гравиметрических измерений для изучения фигуры Земли, обычно ведутся поиски эллипсоида, наилучшим образом представляющего геометрическую форму и внешнее гравитационное поле Земли. В середине 18 в. франц. учёный А. Клеро выяснил закон общего изменения силы тяжести g с географической широтой j в предположении, что масса внутри Земли находится в состоянии гидростатического равновесия:

  где ge — сила тяжести на экваторе,  ¾ отношение центробежной силы к силе тяжести на экваторе, a — сжатие земного эллипсоида, w —угловая скорость суточного вращения Земли, а — большая полуось Земли. Определив w и а из астрономических и геодезических наблюдений и измерив силу тяжести на различных широтах, на основе приведённых формул выводится сжатие Земли a.  Гравиметрические измерения используются для изучения неоднородностей плотности в верхних частях Земли с геологоразведочными целями. На основании анализа аномалий силы тяжести делаются качественные заключения о положении масс, вызывающих аномалии, а при благоприятных условиях проводятся количественные расчёты. Гравиметрический метод позволяет более рационально направить бурение и геологоразведочные работы. Он помогает исследовать горизонты земной коры и верхней мантии, недоступные бурению и обычным геологическим наблюдениям. На основе изучения гравитационного поля Земли изучается проблема: находится ли Земля в состоянии гидростатического равновесия и каковы напряжения в теле Земли? Сравнивая наблюдаемые изменения силы тяжести под влиянием притяжения Луны и Солнца с их теоретическими значениями, вычисленными для абсолютно твёрдой Земли, делают заключения о внутреннем строении и упругих свойствах Земли. Знание детального строения гравитационного поля Земли необходимо также и при расчёте орбит искусственных спутников Земли. При этом основное влияние оказывают неоднородности гравитационного поля, обусловленные сжатием Земли. Решается также и обратная задача: по наблюдениям возмущений в движении искусственных спутников вычисляются составляющие гравитационного поля. Теория и опыт показывают, что таким путём особенно уверенно определяются те особенности гравитационного поля, которые по гравиметрическим измерениям выводятся наименее точно. Поэтому для изучения фигуры Земли и её гравитационного поля совместно используются спутниковые и гравиметрические наблюдения, а также геодезические измерения Земли.