Обратные задачи электрических зондирований в сейсмоактивных районах: Учебно-методическое пособие

Ю. А. Дашевский, А. А. Мартынов

ОБРАТНЫЕ ЗАДАЧИ ЭЛЕКТРИЧЕСКИХЗОНДИРОВАНИЙ В СЕЙСМОАКТИВНЫХ РАЙОНАХ

Ýíõàëóê

B

îç. Áàéêàë

Ñ

I

Áîë.Äóëàí

VI

D II

Îéìóð III

VII

VIII

IV Øåðàøåâî IX

VI

Êóäàðà

ð.Ñåëåíãà X V

Ñòåïíîé äâîðåö

XI

À

Áûêîâî Òâîðãîâî VII

Øåðãèíî Èñòîê

II

Êîëåñîâî

I Ïîñîëüñê

III

IV

Êàáàíñê XI V

VIII IX Ôîôîíîâî

Å

МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ НОВОСИБИРСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ Геолого-геофизический факультет Кафедра геофизики

Ю. А. Дашевский, А. А. Мартынов

ОБРАТНЫЕ ЗАДАЧИ ЭЛЕКТРИЧЕСКИХ ЗОНДИРОВАНИЙ В СЕЙСМОАКТИВНЫХ РАЙОНАХ

Учебное-методическое пособие

Новосибирск 2002

ББК УДК

Д217.9(2Р54)я73-1 + Д214я73-1 550.837 + 550.341.5(075)

Д217 Дашевский Ю. А., Мартынов А. А. Обратные задачи электрических зондирований в сейсмоактивных районах: Учеб.-метод. пособие / Новосиб. гос. ун-т. Новосибирск, 2002. 52с. В учебно-методическом пособии изложены результаты выявления и описания тензочувствительных элементов в геоэлектрическом разрезе Селенгинской депрессии. Описан геоинформационный подход к решению обратной задачи глубинных электрических зондирований. Исследовано соотношение рядов сейсмических событий с вариациями удельного электрического сопротивления и суммарной продольной проводимости на различных глубинах в рамках решения проблемы прогнозирования при анализе сейсмотектонических событий на Южно-Байкальском прогностическом полигоне. Учебно-методическое пособие предназначено для студентов-геофизиков к курсу «Электроразведка».

Рецензент профессор А. В. Ладынин

c Новосибирский государственный

университет, 2002

Введение Правильнее будет сказать, что для данной точности (сколь угодно большой, но конечной) можно всегда указать такой промежуток времени, что для него становится невозможным сделать предсказание. И этот промежуток (и в этом вся соль) не так уж велик. «Фейнмановские лекции по физике»

В настоящее время геоэлектрика, как и вся разведочная геофизика, в значительной степени переориентирована на решение прикладных задач. На смену научно-познавательной деятельности приходит деятельность, направленная на создание технологий или, как, говорил писатель С. Лем, способов достижения цели. Несмотря на это веление времени, значительное число новых результатов в электромагнитных методах исследований геологического вещества получено при решении фундаментальных проблем наук о Земле. Одна из таких проблем связана с необходимостью решать задачу прогноза землетрясений, уже более 30 лет входящую в число научных приоритетов. Проблемами прогноза в широком смысле этого слова интересуются все — и специалисты и обыватели. И те, и другие хотят знать насколько надежны сложные технические сооружения, получить вовремя информацию о надвигающемся цунами или предстоящем землетрясении. В последние годы благодаря достижениям нелинейной динамики, теории управления рисками и теории самоорганизованной критичности выявлены принципиальные ограничения прогнозов [21, 22]. До 60-х годов предполагалось, что есть два класса процессов. Первые описываются динамическими системами, где будущее однозначно определяется прошлым. Ко второму классу относятся процессы, где будущее не зависит от прошлого. Мы бросаем игральную кость и выпадает случайная величина, никак не связанная с тем, что выпадало раньше. В 70-е годы стало очевидно, что существует третий, очень важный класс процессов, которые формально описываются динамическими системами, но их поведение может быть предсказано только на небольшой промежуток времени. А дальше исследователи будут вынуждены 3

иметь дело со статистикой. В 1963 г. мысль о принципиальной ограниченности нашей способности предсказывать даже в мире, который идеально описывается классической механикой, была высказана лауреатом Нобелевской премии Р. Фейнманом. Для существования горизонта прогноза не надо опускаться на уровень микромира, на котором квантовая механика дает вероятностное описание Вселенной. Объекты, поведение которых мы не можем предсказывать на достаточно большие времена, могут быть очень простыми, например, такими как непериодический маятник, демонстрирующий динамический хаос. То, что малые причины имеют большие последствия, или то, что чувствительность к начальным данным ведет к хаосу, понял (1963 г.) американский метеоролог Э. Лоренц. Он задался вопросом: почему стремительное совершенствование компьютеров, математических моделей и вычислительных алгоритмов не привело к созданию методики получения достоверных среднесрочных (на две-три недели вперед) прогнозов погоды. Лоренц предложил простейшую модель конвекции воздуха (она играет важную роль в динамике атмосферы) [30]. Компьютерный анализ уравнений, описывающих эту модель, привел к принципиальному результату: динамический хаос, то есть непериодическое движение в детерминированных системах, где будущее однозначно определяется прошлым, в среднем имеет конечный горизонт прогноза. Другими словами, как бы точно мы не измеряли параметры атмосферы, предсказать погоду с помощью имеющихся приборов через три недели в данном месте, вообще говоря, невозможно. В настоящее время горизонт прогноза для состояния океана эксперты оценивают в месяц [21]. Приведенные результаты дают наглядное представление о том, насколько непрост, противоречив, но одновременно и захватывающе интересен процесс построения прогнозов при анализе неизмеримо более сложных, сейсмотектонических событий. Следует заметить, что существование принципиальных ограничений для прогнозов самых разных систем никак не препятствует работе по созданию прогнозных сценариев. Как правило, чем больше временной интервал и чем больше площадь, на которой мы что-то предсказываем, тем больше горизонт прогноза. Действительно, предсказывать климат относительно легко, предсказывать погоду очень трудно. В основе методического пособия лежат научные результаты в области электромагнитного мониторинга землетрясений, полученные составителями этой публикации. Часть результатов, содержащихся в по4

собии, принадлежит другим исследователям или получена совместно с ними (акад. С. В. Гольдин, Г. М. Морозова, Н. Н. Неведрова, И. О. Грехов, Н. Г. Пудова). 1.

Тензочувствительные объекты в геоэлектрическом разрезе как индикатор напряженного состояния среды

Проблемы прогнозирования напряженного состояния вещества остаются актуальными в связи с природными явлениями землетрясений и оползней, а также с аналогичными проявлениями техногенных процессов, связанных с деятельностью человека. В настоящее время для решения подобных проблем применяют различные геофизические методы, среди которых электромагнитный комплекс занимает не последнее место. Один из фундаментальных принципов электромагнитного мониторинга геодинамических процессов заключается в том, что под действием тектонических процессов меняются электрические свойства геологической среды [28]. Согласно новой концепции подхода к решению проблемы прогноза землетрясений, предложенной академиком С. В. Гольдиным [6], процесс подготовки крупного сейсмического события является результатом движений в области гораздо более обширной, чем область очага, причем само явление неустойчивости проявляется локально. Предположительно можно говорить о движении системы блоков, в которых пространственное положение концентраторов напряжений изменяется со временем. В такой системе могут возникать всплески локальных напряжений, приводящие к процессу разрушения. В рамках такого сценария совершенно естественной является потребность оценивать величины таких физических характеристик, которые непосредственно отражают состояние вещества перед началом процесса разрушения. В настоящее время можно опираться на две известные концепции разрушения. Первая — это кинетическая теория разрушения, предложенная С. Н. Журковым и др. [16]. Ее суть — в том, что процесс разрушения является стадийным процессом трещинообразования, в котором каждой стадии соответствует характерный размер трещин, образующихся в результате объединения трещин предыдущей стадии. Здесь трещинообразование является одним из проявлений дилатансии материала. Процесс продолжается до тех пор, пока не образуется магистральная трещина, снимающая напряжения в зоне концентрации напряжений. Другая концепция, развиваемая академиком В. Е. Паниным [26], заключается в том, что в состоянии предразрушения в материале 5

образуется мезоструктура, состоящая из полос течения и более прочных доменов, испытывающих вращение в процессе продолжающегося нагружения. Пока не достаточно ясно, как эти концепции согласуются между собой. Не совсем понятно также, можно ли в рамках данных концепций объяснить все проявления эффектов дилатансии. Тем не менее и трещинообразование, и возникновение мезоструктур имеют самое непосредственное отношение к состоянию предразрушений и, по крайней мере на этом этапе наших знаний о поведении геологического вещества, являются основой для решения задачи локализации тех зон, в которых наиболее вероятно осуществление крупного землетрясения. Трещиноватость является такой характеристикой горных пород, которая отражается в большом числе физических полей: сейсмических, электрических и гравитационных, а также влияет на гидрогеологические и геохимические показатели. Изменение электрических свойств связывается с дилатансией и определяется формулой Арчи [29]. Трещиноватость вызывает изменение скорости продольных волн, а также обусловливает возникновение сейсмической и электрической анизотропии. Обусловленное дилатансией разуплотнение влияет на уменьшение силы тяжести. Обширные дилатансные зоны в коре изменяют баланс подземных вод и т. д. Эти факты, допускающие формализацию в виде соответствующих уравнений, по представлениям, развиваемым академиком А. С. Алексеевым [2], могут быть положены в основу прогноза крупных событий при помощи алгоритмов, полученных в результате решения многодисциплинарных обратных задач по оценке трещиноватости в различных участках коры. Пионерские работы О. И. Барсукова на Гармском прогностическом полигоне [3] заложили основу отечественного электромагнитного мониторинга. В настоящее время систематические наблюдения ведутся на Южно-Байкальском, Бишкекском и Камчатском прогностических полигонах [23, 4, 25]. Среди зарубежных исследований следует отметить VAN-технологию, предложенную в Греции и направленную на оперативный прогноз сейсмических событий [34], а также работы американских геофизиков на разломе Сан-Андреас [33]. Многочисленные работы в рамках электромагнитного метода проводятся в сейсмоопасных провинциях Китая и Японии [32, 31]. Изменения электрических свойств геологического разреза можно изучать, используя внешние по отношению к среде электрические поля искусственного или естественного происхождения. Повторяемые с определенной периодичностью наблюдения электромагнитного поля контролируемых источников с целью выявления временной динамики 6

электрических свойств изучаемого сейсмоактивного района составляют основу активного электромагнитного мониторинга [18, 28]. При регистрации изменений во времени компонент внешнего естественного электромагнитного поля можно говорить о пассивном электромагнитном мониторинге. Изучение полей контролируемых источников, на наш взгляд, предпочтительнее, так как при измерениях возможно реализовать более высокую точность наблюдений. Анализ литературных данных показывает, что при проведении исследований, направленных на поиск электромагнитных предвестников землетрясений, большинство исследователей изучают временные вариации величин, регистрируемых непосредственно на дневной поверхности. Например, для метода нестационарного электромагнитного поля рассматриваются сигналы в приемной петле, для методов постоянного тока — величины кажущегося удельного сопротивления. Такой подход позволяет провести лишь корреляцию вариаций геофизических параметров с сейсмическими процессами. При этом отсутствует возможность выявлять области геологического пространства, электрические характеристики которых максимально чувствительны к сейсмическому воздействию, учитывать при анализе геологическое строение района мониторинга, оценивать, в конечном итоге, параметры трещиноватости. Действительно, в результате многолетних наблюдений во многих регионах уверенно установлена причинно-следственная связь между местными землетрясениями и временными вариациями измеряемых на дневной поверхности характеристик электромагнитного поля [1]. Дальнейшее продвижение по пути количественного описания этих связей вызывает значительные трудности. Например, не наблюдается устойчивой связи между величиной аномалии измеряемых величин и параметрами сейсмических событий. Одна из физических причин этого явления состоит в следующем. На основании лабораторных экспериментов линейную связь между относительным изменением истинного удельного сопротивления и соответстствующим тензором напряжений можно считать доказанной лишь для небольших однородных фрагментов горных пород. Из этого физического факта никоим образом не следует, что подобные функциональные соотношения должны существовать по отношению к измеряемым характеристикам электромагнитного поля и их трансформациям. Для того чтобы проиллюстрировать это утверждение, рассмотрим решение соответствующей прямой задачи электромагнитного мониторинга для модели подготовки землетрясения, предложенной И. П. Добровольским [15]. Подготовка землетрясения моделируется образовани7

ем в исходной среде неоднородности, или включения, которое меняет во времени свои свойства и размеры. В рамках этой модели зона проявления предвестников — это часть дневной поверхности, содержащая эпицентр будущего землетрясения и ограниченная линией, на которой возмущения превышают фоновые вариации. Пусть в зоне проявления предвестников находится система активного электромагнитного мониторинга (установка электромагнитного зондирования). В работе [10] показано, что измеряемая на частоте ω вдоль некоторого направления p величина гармонического электрического поля Ep , за которым осуществляется слежение в процессе мониторинга, удовлетворяет следующему интегральному соотношению: Z Z Ep = Ep0 + iωµ (σi − σe )E · e dv + (1/σe − 1/σi ) jn diva ds. (1.1) V

S

Здесь V и S — объем и площадь поверхности включения соответственно; σe и σi — проводимости вмещающей среды и включения; a — вектор-потенциал вспомогательного источника, размещенного в точке измерения поля; jn — нормальная к границе включения компонента плотности тока; Ep0 — электрическое поле в отсутствие неоднородности (включения). Как следует из (1.1), любая система наблюдений за электромагнитным полем интегрирует изменения электрических свойств вещества, происходящие во включении, т. е. в охваченной сейсмодинамическим процессом пространственной области. Сегодня существует настоятельная потребность отойти от простого сопоставления временной динамики электромагнитных и сейсмотектонических событий на уровне регистрируемых сигналов. Необходимо использовать результаты активного электромагнитного мониторинга для косвенного слежения за очаговой зоной путем изучения динамики истинного электрического параметра части геологического массива, обладающей высокой интегральной тензоэлектрической чувствительностью по отношению к геодинамическим процессам. Таким образом, речь идет о принципиально новом подходе к активному электромагнитному мониторингу сейсмотектонических процессов. Предлагается осуществлять поиск и последующий мониторинг таких тензочувствительных (индикаторных) участков земной коры, электрические параметры которых особенно чувствительны к вариациям напряженного состояния в очаговых зонах (рис. 1.1). Принципиально важно, что такие элементы геологического пространства могут находиться и вне собственно очаговой зоны, поскольку зоны дилатансии 8

в процессе своего развития имеют тенденцию к перемещению в пространстве [6]. В основе предлагаемой стратегии поиска тензочувствительных элементов лежит гипотеза о том, что каждый сейсмически активный регион имеет свои собственные, уникальные признаки подготовки сейсмических событий, связанные с геологическим строением региона и выражающиеся в особенностях поведения тензочувствительных элементов геоэлектрического разреза. Поэтому выявление и локализация этих элементов и, таким образом, получение достоверных критериев, необходимых для построения системы прогноза, требует детального исследования геоэлектрического строения исследуемого района и подробного анализа реакции измеряемого электромагнитного поля на сейсмотектоническое воздействие.

Jñò1 Jñò2 Jñò3 ÂÝÇ À

M

B

ÇÑ

VAN DU

À N B çîíäèðîâàíèå

M

N

700 ì : S S + DS òåíçî÷óâñòâèòåëüíûé ýëåìåíò:

10 êì

åé çä âî ñò å âè îáëàñòü î÷àãà

Рис. 1.1. Системы наблюдений, применяемые при электромагнитном мониторинге сейсмотектонических процессов

9

Исследование этих неоднозначных связей целесообразно проводить на основе методов решения некорректных обратных задач геоэлектрики, выделяя при этом три этапа. На первом этапе исследований необходимо осуществить трехмерную реконструкцию исследуемого региона на основе решения обратной задачи электромагнитных зондирований с использованием технологии геоинформационных систем. Применение ГИС технологий позволяет создавать интегрированную среду, в которой естественным образом на компьютерной карте местности увязываются каротажные данные, геологическая информация, а также данные других методов геофизики. Основная задача второго этапа исследований заключается в выборе оптимальной параметризации среды для последующего решения обратной задачи режимных электромагнитных зондирований. Как известно, решение обратной задачи электромагнитных зондирований принципиально неоднозначно, если эта задача ставится, например, в методе вертикальных электрических зондирований (ВЭЗ) для одномерного распределения удельной электропроводности в зависимости от глубины. Наряду с этим для определенного класса сред и типа электромагнитного поля строго доказана устойчивость решения обратной задачи относительно интегрального параметра геоэлектрического разреза. В работе В. И. Дмитриева [14] установлена устойчивость решения одномерной обратной задачи магнитотеллурических зондирований при определении интегральной проводимости: Zz S(z) =

σ(z) dz.

(1.2)

0

Обратимся еще раз к интегральному уравнению (1.1). В работе [9] показано, что в случае относительно вытянутого включения поле сторонних токов определяется разрывами, которые испытывают на этом теле горизонтальные компоненты электрического и магнитного полей. При этом существует такая аппроксимация тонкого тела (назовем ее исчерпывающей), при которой отличными от нуля оказываются скачки полей обоих типов. Это так называемая ST -модель тонкого включения, т. е. модель, которая одновременно характеризуется продольной проводимостью S и поперечным сопротивлением T . Существование такой исчерпывающей модели и наличие результатов работы [14] позволяют высказать следующую гипотезу. При анализе решения обратной задачи режимных электромагнитных зондирований в качестве электрической характеристики среды следует рас10

сматривать не удельное электрическое сопротивление, а интегральные параметры S или T , вычисляемые для некоторого диапазона глубин по известным значениям удельного электрического сопротивления, определенным в результате решения соответствующей обратной задачи. Третий, заключительный, этап предусматривает преобразование результатов электромагнитного мониторинга в динамические ряды вариаций электрических параметров. Логическая схема этого преобразования выглядит следующим образом: – для каждого режимного электромагнитного зондирования осуществляется решение обратной задачи методом подбора относительно распределения удельной электропроводности с глубиной; – на основе ретроспективного анализа сейсмических событий выбираются такие интервалы глубин, в пределах которых временные вариации интегральных параметров имеют устойчивую форму и хорошо соотносятся с сейсмическими событиями; – проводится сравнительное изучение разноглубинных участков среды, для которых рассчитывались динамические ряды. Исследование осуществляется адаптивно, с учетом априорной геологической информации о разрезе. Это позволяет выбрать такой интервал глубин, электрические характеристики которого обладают повышенной чувствительностью к сейсмотектоническим событиям. Область пространства, заключенная в этом интервале, рассматривается в качестве тензочувствительного элемента геоэлектрического разреза. Следует отметить, что впервые идея соотнести ряды сейсмических событий с вариациями удельного электрического сопротивления на различных глубинах была высказана в работе [23]. В настоящей работе изложены результаты выявления и описания тензочувствительных элементов в геоэлектрическом разрезе ЮжноБайкальского прогностического полигона. Этот полигон создан усилиями нескольких организаций (ГФУГП «Иркутскгеофизика», Институт геологии и геофизики СО АН СССР, Институт высоких температур АН СССР). Работы проводятся с 1981 г. на территории республики Бурятия с базой в п. Энхалук, расположенном на берегу оз. Байкал (рис. 1.2). Современный тектонический облик исследуемой территории связан с процессами кайнозойского рифтогенеза, в результате которого образовалась существующая система рифтовых впадин. Высокая сейсмичность района исследований объясняется развитием двух пересекающихся неотектонических структур — Южно-Байкальского прогиба и Селенгинской депрессии, и проявляется в многочисленных земле11

4 Ñóõàÿ 2 9 12 # Ýíõàëóê 3

îç. Áàéêàë

7

10 8 Îéìóð

6 Êóäàðà Ïîêðîâêà

1

11

5

2

ð. Ñåëåíãà

3 Êàáàíñê

#

4

Рис. 1.2. Схема размещения режимных пунктов активного электромагнитного мониторинга на Южно-Байкальском прогностическом полигоне: 1 — населенные пункты; 2 — генераторные диполи и пункт измерения в методе вертикальных электрических зондирований; 3 — пункты измерений в методе дипольных электрических зондирований; 4 — пункт измерений в методе зондирований становлением поля

трясениях. Основная масса эпицентров землетрясений располагается в пределах акватории озера. Континентальные землетрясения концентрируются в Селенгинской депрессии, меньшее их число приходится на горное обрамление. Большинство землетрясений происходит в верхнем слое земной коры, мощность которого, по последним сейсмологическим данным, оценивается в 10–15 км. Глубже 35 км происходят единичные события. Только в районе Среднего Байкала в год фиксируется более 300 слабых и сильных землетрясений. На территории полигона располагается эпицентр катастрофического Цаганского землетрясения 1862 г., когда под воду опустился тектонический блок площадью около 260 км2 и образовался залив Провал. Активный электромагнитный мониторинг проводится на полигоне с помощью серийной электроразведочной аппаратуры, позволяющей реализовать комплекс электромагнитных методов. Применяют мониторинг 12

по методу ВЭЗ, дипольных зондирований на постоянном токе (ДЗ), зондирований становлением поля (ЗС). Параметры режимной установки ВЭЗ и уровень сигналов AB/2, м M N/2, м ∆U , мВ

75 12,5 77,8

250 12,5 3,0

250 75 19,5

500 75 4,3

500 250 18,0

1000 250 7,8

1000 500 19,0

1500 500 20,6

1500 1000 62,0

Расположение пунктов режимных наблюдений показано на рис. 1.2. Для организации измерений используются две генераторные линии, имеющие длину 2 и 3 км. Линии выполнены из алюминиевого провода и размещены на воздушных опорах, для заземления использованы буровые штанги, заглубленные на 3 м. Пункт мониторинга по методу ВЭЗ расположен на профиле трехкилометровой генераторной линии. В вышеприведенной таблице указаны размеры режимной установки ВЭЗ и примерные величины измеряемых разностей потенциалов. 2. Решение обратной задачи глубинных электрических зондирований в районе Селенгинской депрессии на основе применения технологии геоинформационных систем Геологическому строению Селенгинской депрессии посвящена обширная литература [17, 20]. Этот район является частью Байкальской горной области, представляющей собой мегасвод раннепалеозойского возраста, на который в период постгеосинклинального развития наложилась система складок, осложненная дизьюнктивами. Тектономагматическая активизация региона, начавшаяся в верхнем палеозое, привела к формированию в эпоху альпийского орогенеза впадины озера Байкал. Собственно Селенгинская депрессия возникла на месте мезозойских структур, образовавшихся, в свою очередь, на раннем этапе постгеосинклинального периода. Активное формирование осадочной толщи, залегающей на высокоомном кристаллическом фундаменте (мощность осадков достигает 5–7 км), началось в миоцене и проходило в несколько этапов. Этот процесс сопровождался формированием сложной системы разломов, включающей в себя наиболее крупные элементы — Дельтовый и перпендикулярный к нему Фофановский разломы. Район дельты Селенги является одним из наиболее сейсмоактивных в области Байкальского рифта. Высокая сейсмичность района объясняется развитием сопряженных неотектонических структур: Южно13

Байкальского прогиба и Усть-Селенгинской депрессии. За последнее столетие в дельте произошло 4 разрушительных землетрясения: 1862 г. (8–9 баллов, М = 7, 5); 1871 г. (8–9 баллов, М = 6, 3); 1903 г. (8–9 баллов, М = 6, 7); 1959 г. (9 баллов, М = 6, 8). В настоящее время район депрессии площадью около 5000 км2 представляет собой слабохолмистую, местами заболоченную равнину со множеством речных рукавов, озер и стариц. С северо-востока дельта ограничена заливом Провал, а с юга и юго-востока ее замыкают хребты Морской и Хамар-Дабан. Рельеф и строение депрессии, помимо тектонических процессов, обусловлены деятельностью р. Селенги, приносящей огромное количество обломочного материала. Геофизические исследования района проводились в несколько этапов. В тридцатые годы изучение района носило опытно-экспериментальный характер (съемка вариометром, эпизодические зондирования методами КМПВ, ВЭЗ). Значительный объем геофизических работ был выполнен Селенгинской комплексной партией в пятидесятые годы (сейсмопрофилирование по методу КМПВ, глубинные электрические зондирования, гравимагнитометрия масштаба 1:50000). В последние десятилетия исследования осуществлялись в рамках общего изучения Байкальской горной системы, проводились работы методом ГСЗ. Систематически исследовались сейсмичность района, его геотермия и магнитное поле. Выполнялись электроразведочные измерения в рамках методов ВЭЗ, ЗС, ДЗ, магнитотеллурических зондирований (МТЗ). Наибольший интерес для реконструкции геоэлектрической обстановки в районе Селенгинской депрессии представляют около 160 глубинных электрических зондирований (длина линии АВ достигала 16 км), выполненных в 50-х годах на территории района Селенгинской комплексной партией Байкальской геофизической экспедиции ПГО «Иркутскгеофизика» (Н. Ф. Пятчин, А. П. Булмасов, В. И. Косов, В. Т. Вебер) [5]. Анализ имеющихся результатов обработки этого массива данных показал, что палеточная технология обработки и интерпретации результатов измерений не позволила извлечь максимально возможный объем геолого-геофизической информации. Поэтому была поставлена задача осуществить повторный анализ и интерпретацию полученных ранее данных электрометрии, используя для этого современные идеи и алгоритмы, интегрированные в геофизическую информационную систему. Рассмотрим основные идеи, которые легли в основу создания такой системы. Анализ показывает, что в рамках электрометрии прогнозирование геологического разреза с высокой детальностью и на14

дежностью возможно лишь при комплексировании на плотных сетях наблюдений как близких, так и различных по своей физической природе методов. Решение этой задачи происходит и будет происходить в условиях неполной формализации процесса обработки, необходимости принятия решения при недостаточной априорной информации об изучаемой среде и регистрируемых полях. В этих условиях интуиция геофизика, основанная на опыте и здравом смысле, оказывается необходимым компонентом процесса манипуляции данными. Переход к плотным сетям и комплексированию является перспективным направлением повышения эффективности электрометрии. Возрастание плотности наблюдений (до определенного предела) увеличивает количество полезной информации, содержащейся в первичном материале. Комплексирование методов, обладающих различной глубинностью и чувствительностью к разнородным геоэлектрическим параметрам, также повышает эффективность исследования. Вместе с тем, переход к комплексным наблюдениям на плотных сетях порождает ряд проблем в области конструирования программно-алгоритмических средств и алгоритмов работы с экспериментальными данными. В электроразведочной практике, в отличие от сейсморазведки, пока еще отсутствуют масштабные исследования по методике площадных наблюдений. Площадная система наблюдений предусматривает, естественно, не просто густое множество точечных зондирований или частую сеть профилей, а, как это следует из соответствующих теорем единственности [7, 8], регистрацию матрицы компонент поля размерностью N × N для N различных положений источника электромагнитного поля (N — количество узлов в сети наблюдения). Только такая схема регистрации позволяет корректно подходить к решению проблемы восстановления трехмерной геологической ситуации. Таким образом, сегодняшнее состояние электроразведочного метода таково, что, приступая к решению геологической задачи, приходится делать выбор в рамках следующей альтернативы. Либо признавать доминирующую роль постановки и решения простой или совмещенной обратной задачи [2], либо не делать этого. В последнем случае осуществляются, как правило, всевозможные преобразования и трансформации, фильтрация и визуализация электромагнитных полей, совместный анализ с данными других геофизических методов, используются различные зависимости и корреляционные связи между аномальными геофизическими полями и геологическими структурами. Отметим, что оба подхода имеют хорошо известные достоинства и недостатки, ограничения и преференции и представляют различные 15

стратегии, направленные на восстановление следственно-причинных связей в геоэлектрике, стратегии принятия решения в многопараметрическом пространстве. В первом случае интерпретация вне зависимости от содержания метода трактуется как процесс согласования методом подбора экспериментальных и модельных данных в рамках некоторого решающего правила («модельный» подход). Здесь наиболее уязвимым местом является выбор класса моделей и назначение функционала, подлежащего минимизации. Отметим, что, как правило, решение об окончании итерационного уточнения параметров многомерной модели принимается в одномерном пространстве значений функционала. Во втором случае основное внимание уделяется корректному выбору средств трансформации, отображения и представления данных («визуальный» подход): неудачный выбор знаковых систем приводит к ошибкам [19]. Нетрудно видеть, что сформулированная выше альтернатива находит свое воплощение в логических схемах применяемых и вновь создаваемых программных средств для обработки и интерпретации данных электроразведки. С одной стороны, существует и разрабатывается аппарат компьютерной поддержки электроразведочного эксперимента. Это широко распространенные программные комплексы SONET, ЭРА, IPI, RESIX, TEMIX, предназначенные для моделирования и решения одномерной (в последнее время и двумерной) обратной задачи геоэлектрики применительно к стационарным, гармоническим и нестационарным полям. Наряду с этим целый ряд геологических задач, как правило, региональных, для которых построение адекватной модельной базы затруднительно, решается сегодня в рамках технологии географических информационных систем (ГИС). Термин ГИС включает слово «географический» в смысле «пространственный», т. е. оперирующий с пространственной информацией. Центральное место здесь принадлежит формированию и анализу изображений геофизических данных, картографическому анализу. В качестве примера успешного решения практической обратной задачи электроразведки следует упомянуть о положительном эффекте привлечения зондирования становлением поля в ближней зоне при прямых поисках и оконтуривании залежей нефти и газа в нижних горизонтах осадочного чехла Сибирской платформы. Решение проблемы стало возможно благодаря большому контрасту по проводимости пласта-коллектора внутри контура залежи и в законтурной части, при16

чем контур углеводородонасыщения отображается как в параметрах продольной электрической проводимости, так и поглощения сейсмических волн. Альтернативный (геоинформационный) подход успешно применяется для решения геологической задачи поиска перспективных зон оруденения, других геолого-геофизических проблем. Как уже отмечалось, корректные постановка и решение практических трехмерных обратных задач геоэлектрики в значительной степени сдерживаются из-за отсутствия данных, полученных в рамках, скажем, двухмерной системы наблюдений адекватной поставленной задаче. Сложности с применением строгого, «модельного», подхода заставляют искать решение проблемы на путях привлечения «визуальных» способов интерпретации и совместного анализа различных по природе, не только геоэлектрических данных. Достаточно популярным становится представление геофизических данных в виде растровых изображений, построение, анализ и манипуляции с различными картами в рамках геофизических информационных систем. Действительно существует точка зрения, что карты содержат примерно в 1000 раз больше информации, по сравнению со словесной формой представления данных, а объединение картографических символов порождает новую информацию [19]. Таким образом, представляет научный и практический интерес дальнейшее развитие возможностей интерпретации данных наземной электрометрии на пути совместного применения «модельного» и «визуального» подходов. Естественно, речь идет не о рутинной визуализации результатов решения обратной задачи в некотором модельном классе. Совместное использование этих двух схем предполагает создание специализированной программно-алгоритмической и графической среды, центральным элементом которой является компьютерная карта местности, на которую наносятся координаты узлов сети наблюдений, других точек получения информации (пункты электромагнитных зондирований, скважины и т. д.). Действительно, наиболее логичным и естественным способом дать представление о взаимосвязи поточечно привязанных данных различной физической природы является размещение точек пространственной привязки на компьютерной карте, откуда можно было бы осуществлять непосредственный доступ к данным, посредством указания на карте соответствующей точки, выполнять моделирование и решать обратную задачу в максимально сложном классе моделей. Графические средства анализа и представления данных позволяют оперативно принимать ре17

шения, корректировать итерационный процесс в ходе решения обратной задачи, вносить при этом обширную априорную информацию. Таким образом, становится ясной идея информационной системы для обработки и интерпретации данных электрометрии, основными компонентами которой должны быть компьютерная карта исследуемого региона, база электроразведочных и других геофизических данных, блок решения прямых и обратных задач, специализированный блок графических средств отображения и представления данных. Разработка и создание подобных информационных систем позволяет подойти к решению еще одной проблемы, особенно актуальной при региональных исследованиях. Сформулировать ее можно следующим образом: введение данных электрометрии в научный оборот. Традиционно первичные обработка и анализ геолого-геофизических данных, составление карт осуществляются визуальными методами, на основе возможностей и способностей конкретного специалиста или группы исследователей. Окончательные результаты при таком подходе в значительной степени субъективны, что с неизбежностью порождает проблемы при крупных обобщениях регионального масштаба. Известно, что любой истинный физический эксперимент повторяем в смысле его результатов. Электроразведочный эксперимент не является исключением, а его результат — это не столько полевые данные, сколько содержательная неформальная их трактовка. Очевидно, что достоверность выводов и прогнозов будет выше, если удастся провести верификацию основных результатов. Информационная система предоставляет такую возможность, так как содержит не только данные по региону, увязанные с помощью компьютерной карты, но и набор функций, позволяющий строить граф интерпретации, включающий как «модельную», так и «визуальную» компоненты. При разработке географической информационной системы для электрометрии необходимо было разработать структуру баз данных и систему управления этими базами, включающую в себя программы манипулирования данными и их анализа. Известно, что специфика данных, преобладающих в современных геоинформационных системах, приводит к тому, что графика используется не только для представления результатов обработки данных, но и как средство интерфейса компьютера с пользователем. Графический интерфейс оперирует, как правило, тремя типами графических объектов. Слайд — растровая копия экрана, хранящаяся в файле в упакованном формате. Том — библиотечный набор графических примитивов небольшого формата. Фрейм — графическая база данных, состоящая 18

из упорядоченного набора записей и заголовка. Запись содержит информацию о типе, координатах и других атрибутах объекта. В заголовке содержится информация о слайде и томе, используемых с данным фреймом. В информационной системе SONET-MAP 1.0 набор слайдов был получен путем черно-белого сканирования топографической карты масштаба 1:100000. Было принято решение ограничиться на первом этапе слоями информации о расположении населенных пунктов, дорог и контурах озерно-речной сети. Изображения подверглись компьютерной обработке и редактированию. В результате пользователю предоставлены растровые карты региона площадью 3000 км2 и возможность работать на экране компьютера в фиксированных масштабах 1:300000 и 1:100000. База данных представляет собой совокупность таблиц, элементами которых являются сами данные. Каждая таблица представляет отдельный файл, объединяющий множество однотипных данных, а именно имя объекта и его координаты. Так же была организована фреймовая структура графической базы данных. Здесь слайд представляет собой оцифрованное изображение карты, а фреймы — это совокупность точек наблюдения, обозначения на карте являются томами. Такой подход определяет естественный, с точки зрения пользователя, доступ к данным по каждому объекту путем указания его прямо на карте курсором, а также позволяет организовать группирование объектов для дальнейшей обработки. Основная задача при разработке структуры данных заключалась в создании не зависящего от программных модулей представления данных (стандартный формат), позволяющего в единой форме описывать любые реальные электроразведочные технологии. Принята концепция единой информационной строки, состоящей из ряда стандартных разделов: экспериментальные данные, модельные данные, фильтр, матрица чувствительностей, спроектированная матрица ковариаций и т. д. Преобразования данных к стандартному формату из любого другого должны осуществляться специализированными программными интерфейсами. Программы манипулирования данными представляют собой стандартный набор процедур, обеспечивающий интерфейс пользователя с базами данных, который включает в себя функции удаления объекта, введения нового объекта, поиска объекта как по его имени, так и по его характеристикам [24]. 19

В системе реализованы следующие основные функции работы с данными: – координатная привязка и визуализация на компьютерной карте пунктов регистрации геофизической информации; – доступ по запросу ко всем имеющимся данным в любой точке наблюдения; – анализ и увязка каротажных диаграмм; – поточечная интерпретация данных электрических зондирований; – региональная интерпретация геофизических данных: построение карт рельефа высокоомного фундамента, суммарной продольной проводимости и распределения удельного электрического сопротивления на любой заданной горизонтальной или вертикальной плоскости. Основным вычислительным ядром системы является программный комплекс SONET 1.2. Структура и функциональные возможности копмплекса полностью определяются тем кругом целей и задач, которые входят в понятие электроразведочного эксперимента. Программный комплекс предусматривает следующие основные этапы процесса интерпретации [11]. 1. Построение начального приближения для значений параметров геоэлектрической модели. 2. Итерационное уточнение этого приближения в процессе минимизации функционала невязки. 3. Выявление предельно простой модели, удовлетворяющей полевым данным. 4. Оценка размеров области эквивалентных решений. 5. Истолкование и графическое представление результатов. Отличительной особенностью алгоритма является возможность автоматически строить начальное приближение в отсутствие априорной информации о среде. В этом случае единственным источником информации является график зондирования. Процедура основана на подобии, которое существует между кривыми зондирования и так называемыми параметрами Dar Zarrouk [11]. Перейдем теперь к анализу материалов глубинных электрических зондирований. На рис. 2.1 приведена карта расположения пунктов электромагнитных зондирований на территории Южно-Байкальского прогностического полигона. При дальнейшем изложении ссылка на конкретное зондирование будет осуществляться через указание его номера в сети наблюдений, представленной на этом рисунке. Рассмотрим некоторые особенности фактического материала. В классе одномерных моделей графики зондирований представляют собой 20

Äóëàí

îç. Áàéêàë

çàë. Ïðîâàë Îéìóð

Äèáèíèíî Èíêèíî

Êîðñàêîâî Êóäàðà Ìåðêóøåâî Øàãàåâî Ñò. Äâîðåö

Êðàñíûé ÿð

Òâîðîãîâî

Æèëèíî Áîë. Êîëåñîâî

Áûêîâî Õàðàóç Øåðãèíî

Èñòîê

Êîëåñîâî

Ðîìàíîâî

Êàðãèíî

Êè÷èíî Êàáàíñê

Ïîñîëüñê

Áîëüøåðå÷åíñê

Íèêîëüñêîå Ôîôàíîâî Ñåëåíãèíñê Áðÿíñê Áåðåãîâàÿ

Рис. 2.1. Карта расположения пунктов электромагнитных зондирований на территории Южно-Байкальского прогностического полигона. Составлена Г. М. Морозовой [23]: 1 — пункты глубинных ВЭЗ; 2 — скважины; 3 — пункты зондирований становлением поля в ближней зоне с соосными петлями; 4 — пункты зондирований становлением поля в ближней зоне с разнесенными петлями; 5 — профили зондирований становлением поля; 6 — профили глубинных ВЭЗ

многослойные кривые. При больших разносах большинство графиков имеет выход на восходящую асимптоту, соответствующую опорному высокоомному горизонту, однако присутствуют и кривые с ниспадающей правой ветвью. На большей части района исследований в разрезе присутствует высокомный экран. Анализ технологии проведения работ позволяет говорить о высокой культуре полевых наблюдений и относительно высокой точности экс21

периментальных данных. При анализе погрешностей, связанных с измерением разности потенциалов, удобно считать, что в диапазоне разносов, обеспечивающем приемлемое соотношение «сигнал – шум», регистрация сигналов производится с относительной ошибкой. Возможности дальнейшего увеличения зондирующего параметра определяются абсолютным уровнем теллурических помех в пункте наблюдения. Поэтому для оценки точности в этом случае следует использовать понятие абсолютной погрешности. С этих позиций качество экспериментальных данных оценивалось нами на основании результатов контрольных зондирований и по величине функционала невязки (среднеквадратичное отклонение) полевой и теоретической кривых зондирований, рассчитываемого в процессе решения одномерной обратной задачи методом подбора. Вся интерпретация и обработка данных зондирований выполнялась при помощи программного продукта SONET-MAP 1.0. Как следует из [5], контрольные измерения выполнялись для зондирований 36, 47, 70, 81, 88, 103, 118, 103, 141, 128, 129, 135. Отметим, что количество контрольных точек примерно вдвое превышало общепринятое, а все рядовые точки, не удовлетворяющие контрольным нормативам, были забракованы. Минимальная, средняя и максимальная погрешности контрольных зондирований составляли 2,1, 3,4, 5,4 % соответственно. Аналогичные значения функционала для этого же набора рядовых зондирований — 2,4, 4,2, 7,0 %. Интересно отметить, что максимальные значения этих величин соответствуют зондированиям 56, 70, 81, 135, выполненным в районах с более сложным геологическим строением. На завершающем этапе работы было решено привлечь для интерпретации результаты электрических и нестационарных зондирований, полученных в последние годы на Байкальском прогностическом полигоне сотрудниками ИГФ СО РАН. Эти зондирования, различные по своей физической природе, выполнены в одних и тех же точках профиля в северо-восточной части Селенгинской депрессии. В частности, использованы данные ВЭЗ № 40, 41, 44, 45, 47–49, 51–59, 62, обозначенные в рамках единой цифровой системы номинации как 240, 241 и т. д. Для ВЭЗ № 52–59 и 62 (максимальное значение АВ равно 3 км) построение моделей проводилось с учетом интерпретации зондирований становлением поля, выполненных в то же время и в тех же пунктах. Интерпретация нестационарных зондирований выполнена Г. М. Морозовой и Н. Н. Неведровой с помощью системы ЭРА. Глубинность нестационарных зондирований оценивается величиной 3800–4400 м. 22

Рассмотрим вопрос о выборе класса интерпретационных моделей. Методика электрических зондирований геологического разреза, как известно, заключается в последовательном измерении электрического поля на различных расстояниях от источника. Выбор такой системы наблюдений соответствует теореме единственности А. Н. Тихонова для задачи электрического зондирования неоднородных сред. Согласно этой теореме, одномерное распределение проводимости с глубиной однозначно определяется по кривой зондирования, заданной на всей полуоси разносов. На практике условия теоремы не выполняются, что делает интерпретацию полевых данных принципиально неоднозначной. Существуют, как известно, две компоненты этой неоднозначности, связанные с понятиями локальной и глобальной эквивалентности. При интерпретации данных в региональном масштабе правильный выбор класса геоэлектрических моделей является определяющим. В результате анализа полевого материала, изучения возможностей использования моделей класса 2D–3D для интерпретации было принято решение действовать в рамках следующей стратегии: выбрать в качестве основной интерпретационной модели одномерную модель среды; произвести сравнительный анализ графиков зондирования на предмет наличия искажений; выявить основные типы искажений кривых и учесть, там где это возможно, их влияние на результаты измерений. Тщательный анализ экспериментальной кривой (№ 78), полученной около скважины Р-1 (с. Творогово), позволяет достаточно оптимистично взглянуть на возможность такого подхода. Эти данные использовались нами для построения базовой геоэлектрической модели, действительной на всем интервале глубин, пройденных скважиной. Сопоставление данных каротажа скважины Р-1 и ВЭЗ № 78 Интервал глубин, м 0–920 920–1512 1512–1811

Скважина P-1 Средние значения ρ по каротажу, Ом·м — 107 49

Проводимость S, См 3,06 5,78 6,18

ВЭЗ № 78 Проводимость S, См 3,0 5,5 6,1

Действительно, в отчете А. П. Булмасова [5] содержатся результаты электрического каротажа скважины Р-1. В вышеприведенной таблице указаны полученные по каротажным данным средние значения удельных сопротивлений и суммарной продольной проводимости для трех глубинных интервалов. Здесь же содержатся значения суммарной 23

продольной проводимости по результатам интерпретации зондирования № 78. При интерпретации среднеквадратичная погрешность подбора с зафиксированными параметрами составила 5,6 %, что не превышает погрешности минимизации со свободными параметрами. Как следует из приведенных данных, результаты интерпретации зондирования № 78 согласуются с данными каротажа скважины и свидетельствуют о хорошей точности восстановления в рамках слоистой модели параметра суммарной продольной проводимости по данным параметрических зондирований. Интересно отметить, что, согласно упомянутому отчету, выход керна при бурении Р-1 был очень низок и расчленение разреза проведено по данным каротажа. В отчете отсутствуют данные о повышении значений удельного сопротивления на забое скважины. Эти сведения совместно с результатами интерпретации группы зондирований, расположенных вблизи скважины Р-1, позволили, на наш взгляд, завершить дискуссию о максимальной глубине погружения фундамента в районе скважины Р-1. Обратимся к рис. 2.2, на котором приведен литологофациальный разрез кайнозойских отложений по линии Посольск — Ключи — Стволовая. Из этих данных следует, что максимальная глубина погружения фундамента не превышает 1800 м, т. е. глубину скважины Р-1. На рис. 2.3 представлены результаты интерпретации зондирований № 114, 115, расположенных неподалеку от Р-1. Согласно этим данным, глубина погружения превышает 3500 м. Качество решения обратной задачи не оставляет места для сомнений в достоверности этих данных. Эти результаты позволяют сделать вывод, что скважина Р-1, если и вошла в кристаллический фундамент, то, судя по значению сопротивлений, лишь в его разрушенную часть. Мощность этой части фундамента, как это следует из отчета, не известна. По данным ВЭЗ определяется глубина до консолидированного фундамента. На основе априорной геологической информации в правобережной части района был выбран участок с относительно горизонтальным залеганием слоев. Интерпретация ВЭЗ № 40–49, 100–107, сгруппированных в три профиля, была выполнена с относительной погрешностью менее 5 %. Сравнение результатов интерпретации с геологическими данными подтвердило правомерность вывода об отсутствии искажений на этих кривых и, следовательно, возможности одномерного подхода к интерпретации. Наряду с этим полевой материал содержит экспериментальные кривые, которые невозможно анализировать в рамках одномерной модели так, чтобы среднеквадратичная погрешность подбора соответствовала 24

25

Ïîñîëüñê

Òâîðîãîâî Ñêâ. 1 Êîðñàêîâî Ñêâ. 4 Îéìóð Ñêâ. 11-Ê Ýíõàëóê Ñêâ. 9-Ê

Рис. 2.2. Литолого-фацильный разрез по линии Посольск — Ключи — Стволовая. Приведен в отчете Южно-Байкальской партии ПГО «Иркутскгеофизика», 1983 г: 1 — гравийно-галечная литофация; 2 — песчаная литофация; 3 — алевролито-песчаная литофация; 4 — предположительно юрские отложения; 5 — нерасчлененные верхне-неогеновые и четвертичные отложения; 6 — нерасчененные неогеновые отложения; 7 — нерасчененные верхнепалеогеново-нижне-палеогеновые отложения; 8 — кристаллические породы Ar + Pt

1500

1000

500

0

ì Ñêâ. 1205 500

ÂÝÇ 114

rê (Îì•ì)

Ìîäåëü r (Îì•ì) H (ì) 306,00 1,20 577,00 3,20 308,00 49,00 250,00 293,00 757,00 303,00 98,00 1320,00 44,00 1540,00 3000,00

10000

1000

100

10

1

10

rê (Îì•ì)

100

1000

10000

ÂÝÇ 115

AB/2(ì) Ìîäåëü r (Îì•ì) H (ì) 203,00 1,15 945,00 10,00 281,00 42,00 130,00 310,00 605,00 240,00 78,00 1550,00 30,00 1300,00 4000,00

10000

1000

100

10

1

10

100

1000

10000

AB/2(ì)

Рис. 2.3. Уточнение положения границы фундамента на территории Селенгинской депрессии

точности экспериментальных данных. Среди подобных кривых было выявлено три типа искажений по отношению к графикам зондирований над слоистой моделью (рис. 2.4 а). 1. Тип D — чрезмерно крутой (для существующих в регионе геоэлектрических условий) наклон нисходящей ветви кривой. ВЭЗ № 70– 72, 77, 134–139, 163, 164, 172, 173, 175–177. 2. Тип U — наклон восходящей ветви кривой круче 45 градусов. ВЭЗ № 35, 37, 38, 55, 108, 110, 112, 151, 167, 169, 170, 183–192, 244. 26

Îì•ì

1)

I

Îì•ì

II

29 Îì•ì

¹ 169

òèï U

¹ 124

òèï B

1000

2) 100

X=H

H

h=H/11

r2/r1 = 20

I

100

1000

10 10

62 Îì•ì

II

10000

ì

¹ 77

1. Ýêñïåðèìåíòàëüíûå äàííûå: ¹ 86 ¹ 87; ¹ 81 òåîðåòè÷åñêàÿ êðèâàÿ (rN = rN-1), ñîîòâåòñòâóþùàÿ ¹ 81, 86, 87.

òèï D

215 Îì•ì

2. Òåîðåòè÷åñêèå êðèâûå äëÿ ìîäåëè óñòóïà âûñîêîîìíîãî ôóíäàìåíòà: îðèåíòàöèÿ óñòàíîâêè âêðåñò ïðîñòèðàíèÿ; îðèåíòàöèÿ óñòàíîâêè âäîëü ïðîñòèðàíèÿ; ãîðèçîíòàëüíî-ñëîèñòàÿ ìîäåëü (H = h); 1

ýêñïåðèìåíòàëüíûå äàííûå òåîðåòè÷åñêèå êðèâûå òîæå ïðè rN = rN-1 = 0,001 Îì•ì 10

100

10000

1000

à) òèï D

òèï U

òèï B

r1

r1 r2

r2

r1 r2

á)

Рис. 2.4. Искажающее влияние неоднородностей на результаты глубинных электрических зондирований на территории Селенгинской депрессии: а — типы искажений графиков зондирований; б — модели искажающих неоднородностей

3. Тип B — отклонение восходящей ветви кривой от своей асимптоты в сторону меньших кажущихся сопротивлений. ВЭЗ № 82, 103, 113, 124, 126, 127, 155. Анализ геологической ситуации позволил выбрать наиболее простые трехмерные модели, характер поведения поля которых позволяет объяснить выявленные искажения (рис. 2.4 б). Искажение типа D может быть описано при помощи модели горизонтальной высокоомной вставки. Характерные особенности на кривой возникают из-за резкого уменьшения мощности высокоомного слоя. Искажение типа U появляется в модели уступа высокоомного фундамента (центр установки расположен над опущенным крылом). Углы наклона восходящей ветви кривой круче 45 градусов связаны с влиянием поднятого крыла фундамента. Искажение типа B соответствует модели уступа высокоомного фундамента (центр установки расположен над поднятым крылом). За27

ниженные значения кажущегося удельного сопротивления на больших разносах линии АВ обусловлены влиянием проводящей толщи над опущенным крылом уступа. В отличие от случая U, искажения отчетливо выделяются при любой ориентации установки относительно уступа и достигают максимальной величины при таком размещении, когда токовая линия не пересекает неоднородность. Для искажений типа U невозможность интерпретации в классе одномерных моделей очевидна. Для кривых с искажениями типа D проводящая толща, залегающая под экраном, моделировалась полупространством с сопротивлением 0, 001 Ом · м (рис. 2.4 а). Результаты этого исследования подтвердили невозможность подобрать соответствующую экспериментальным данным одномерную модель. Искажения типа В в некоторых случаях могут быть описаны одномерными моделями, из-за чего они наиболее трудно диагностируются и отчетливо выделены лишь на 11 кривых. Однако результаты интерпретации таких графиков в рамках одномерной модели не соответствуют геологической ситуации. Известно, что одним из наиболее простых и эффективных способов проверки гипотезы о принадлежности среды классу горизонтально-слоистых моделей является постановка в одном пункте зондирований с ортогональной ориентацией (так называемые «крестовые» зондирования). Представленный полевой материал содержит данные для девяти таких точек (ВЭЗ № 141/125, 156/146, 34/35, 99/46, 81/86/87, 80/84/85, 64/64А, 92/92А). Среди этих данных выделяются пункты зондирований № 156/146, 64/64А, 92/92А. В этих точках графики зондирований совпадают с хорошей точностью, за исключением правых асимптот, параллельно смещенных друг относительно друга. Рассмотрим в качестве примера особенности поведения графиков зондирований № 81/86/87 в диапазонах разносов I, II (рис. 2.4 а). Воспользуемся для этого моделью «уступ высокоомного фундамента». Типичные кривые зондирования, рассчитанные для установок, ориентированных параллельно и перпендикулярно простиранию структуры, приведены на том же рисунке. С учетом указанных данных, результаты зондирований № 81/86/87 отвечают ориентации установки соответственно ортогонально и параллельно простиранию уступа. Отметим, что в диапазоне разносов, меньших 750 м, все кривые практически совпадают. Таким образом, основные закономерности поведения графиков зондирований различной ориентации находят объяснение в рамках выбранного класса трехмерных моделей. 28

Возможность использования искаженных кривых для интерпретации определяется наличием на графиках участков, мало подверженных влиянию неоднородности; для искажений типа D — это левая часть кривой до точки максимума, для искажений типа U и B — вся кривая за исключением искаженной части асимптоты. Рассмотрим основные закономерности пространственного расположения зондирований в зависимости от типа искажений. Искажения типа U и B в основном проявляются в пунктах зондирования, расположенных на флангах исследуемого района, где, по данным карт, имеются скачкообразные изменения параметра S и глубины до фундамента (рис. 2.5). Ìîäåëè èñêàæàþùèõ íåîäíîðîäíîñòåé (r2 >> r1) B òèï B òèï D r1

C Óñëîâíûå îáîçíà÷åíèÿ

r1 r2

r2

D

A

B C D

ðàéîí èññëåäîâàíèé ïóíêòû ÂÝÇ ñ íåèñêàæåííûìè ãðàôèêàìè E

ñèìåíñû 1,8 2,2 2,7 3,3 3,9 4,8 5,8 7 8 10 12 15 18 20 25 30 40 45 55 65 80 100 120 145 175 210 255 >300

òèï U r1 r2

A

E Êàðòà ñóììàðíîé ïðîäîëüíîé ïðîâîäèìîñòè äî ôóíäàìåíòà

ïóíêòû ÂÝÇ ñ èñêàæåíèÿìè òèïà U ïóíêòû ÂÝÇ ñ èñêàæåíèÿìè òèïà B ïóíêòû ÂÝÇ ñ èñêàæåíèÿìè òèïà D ïóíêòû ÂÝÇ ñ ðàçëè÷íîé îðèåíòàöèåé

Рис. 2.5. Основные закономерности пространственного распределения пунктов зондирований с искаженными графиками

Искажения типа D компактно расположены на небольшом участке южнее п. Степной Дворец. Отметим, что общее количество зондирований с видимыми искажениями графиков составляет 28 % от всего массива экспериментальных данных. Проведенный анализ позволяет сделать следующие выводы: а) на большей части кривых искажения отсутствуют; б) существует возможность выделить неискаженные фрагменты кривых и использовать их для одномерной инверсии; 29

в) на рассматриваемой территории искажения кривых проявляются закономерно и полностью соответствуют геологической ситуации. Таким образом, использование одномерной модели для интерпретации группы глубинных вертикальных электрических зондирований в региональном масштабе для выявления основных геологических структур можно считать правомерным. Óñëîâíûå îáîçíà÷åíèÿ A

B C D E

ìåòðû 82 465 848 1230 1613 1996 2379 2761 3144 3527 3909 4292 4675 5000 >5êì

ðàéîí èññëåäîâàíèé ýïèöåíòðû çåìëÿòðåñåíèé ñ K < 9,6 ýïèöåíòðû çåìëÿòðåñåíèé ñ K > 9,6 âûäåëåííûå ðàíåå çîíû ðàçðûâíûõ íàðóøåíèé òâîðîãîâñêàÿ ñåéñìîãåííàÿ äóãà

Êàðòà ãëóáèí äî ïîâåðõíîñòè ôóíäàìåíòà

Рис. 2.6. Карта глубин до поверхности фундамента на территории Селенгинской депрессии

Рассмотрим основные геологические результаты интерпретации глубинных электрических зондирований на территории Селенгинской депрессии. Обратимся к рис. 2.5, 2.6, на которых представлены карты суммарной продольной проводимости осадочного чехла и рельефа поверхности фундамента соответственно. На карте рельефа поверхности фундамента нашли отражение практически все основные черты структуры данного района. В первую очередь, это крупный разлом Дельтовый, пересекающий весь изучаемый район с юго-запада на северовосток и представляющий собой широкую (5–7 км) зону опускания. В Дельтовом разломе глубина до фундамента, по данным электрометрии, почти повсеместно превышает 4 км, что на 2–2,5 км больше, чем в прибортовых зонах. Фофоновский разлом менее выражен в геоэлектрическом плане, в отличие от Дельтового разлома, он практически не находит отражения в карте суммарной продольной проводимости, в силу чего ранее выделялся только по полосовой магнитной аномалии. 30

На востоке и юго-востоке района глубины до фундамента значительно меньше, геологическая среда наиболее близка горизонтальнослоистой модели. Отчетливо видны зигзагообразные полосы быстрой смены глубин, хорошо отражающие блоковую структуру фундамента, разбитого серией сбросов северо-восточного и юго-восточного простирания, протянувшуюся вдоль линии Кабанск — Кудара. Эта структура соответствует выделявшемуся ранее Кабанско-Кударинскому разлому. На северо-востоке участка (зал. Провал) фундамент быстро погружается к Дельтовому разлому, глубина его залегания все более возрастает в сторону Байкала, превышая 4–4,5 км. Наиболее интересна западная часть района. Во-первых, выявлено два поднятых блока фундамента в низовьях дельты, не соответствующие бытовавшим ранее представлениям о повсеместном пологом опускании фундамента к Байкалу. Блоки разделены зоной опускания в 1–1,5 км глубиной, являющейся продолжением Фофоновского разлома. К югу от западного, менее погруженного блока глубины стремительно нарастают до 4–5 км; таким образом, вместо обширного Творогово-Истокского поднятия, выделяемого здесь рядом исследователей, выявлена столь же обширная зона опускания опорного горизонта, сочленяющая Усть-Селенгинскую впадину с Творогово-Истокским поднятием. Причина несоответствия может состоять в том, что ранее Творогово-Истокское поднятие выделялось лишь по редкой сети скважин, недостаточной для уверенного картирования поверхности фундамента в этом районе. Рассмотрим пространственное распределение удельного электрического сопротивления осадочной толщи. На рис. 2.7, 2.8 приведены горизонтальные и вертикальные сечения геоэлектрического разреза соответственно. Представленные данные позволяют хорошо проследить ряд особенностей осадочной толщи. Горизонтальные срезы хорошо показывают неоднородности осадочной толщи — в частности, на срезах 1–4, охватывающих километровый диапазон глубин, видно развитие высокоомного слоя на юго-западе района, вызывающее искажения типа D. На этих же срезах хорошо прослеживаются отдельные разломы и блоки. Вертикальные сечения на рис. 2.8 иллюстрируют мощность осадочной толщи и ее элементов. В частности, на разрезе I прослеживается высокоомная вставка. Субпараллельные сечения приведены к одной оси, что делает более наглядным развитие ряда структур, особенно разломов, выраженных уступами и опусканиями фундамента. 31

Ãîðèçîíòàëüíûå ñå÷åíèÿ ãåîýëåêòðè÷åñêîãî ðàçðåçà Ãëóáèíà 200 ì

Ãëóáèíà 500 ì

Ãëóáèíà 1800 ì

Ãëóáèíà 2500 ì

Ãëóáèíà 800 ì

Ãëóáèíà 1200 ì

r (Îì•ì)

Ãëóáèíà 3500 ì

12 20 33

Êóäàðà

Êóäàðà

Êóäàðà

55 90

Òâîðîãîâî Èñòîê

Ôîôàíîâî Èñ òîê

Êàáàíñê

147

Òâîðîãîâî

Òâîðîãîâî Ôîôàíîâî Êàáàíñê

Èñòîê

Ôîôàíîâî

25 êì

241 394

Êàáàíñê

645 1056

Óñëîâíûå îáîçíà÷åíèÿ: A

B C D

ðàéîí èññëåäîâàíèé

E

ïóíêòû ÂÝÇ ñ èñêàæåíèåì òèïà D

âûäåëåííûå ðàíåå çîíû ðàçðûâíûõ íàðóøåíèé

òâîðîãîâñêàÿ ñåéñìîãåííàÿ äóãà

1729

25 êì

2832 4636 7591 10000

Рис. 2.7. Пространственное распределение значений удельного электрического сопротивления осадочной толщи Âåðòèêàëüíûå ñå÷åíèÿ ãåîýëåêòðè÷åñêîãî ðàçðåçà

5 êì

r (Îì•ì) 12 20 33 55 90 147 241 394 645 1056 1729 2832 4636 7591 10000

0 5 êì

Рис. 2.8. Пространственное распределение значений удельного электрического сопротивления осадочной толщи

32

Данные, представленные на рис. 2.6, позволяют сделать некоторые заключения о связи между выявленными структурами фундамента и сейсмотектоническими элементами дельты. Карта поверхности фундамента включает в себя информацию о сейсмических событиях в этом районе в период 1984–1990 гг. Как следует из этих данных, эпицентры крупных землетрясений (К > 9, 6) расположены у подножья западного приподнятого блока фундамента. Геометрическое место этих эпицентров получило название Твороговская сейсмогенная дуга. Часть Твороговской дуги с наибольшей плотностью землетрясений отделяет блок активного сейсмотектонического опускания, включающего залив Провал. На рис. 2.9 приведена карта пространственного распределения землетрясений 8–15 классов на участке Южно-Байкальского прогностического полигона, ограниченном координатами 52,00–52,60 с. ш. 106,00–107,00 в. д.

15

Çåìëåòðÿñåíèå 8 êëàññà

Çåìëåòðÿñåíèå 15 êëàññà

Òâîðîãîâñêàÿ ñåéñìîãåííàÿ äóãà

Рис. 2.9. Пространственное распределение эпицентров землетрясений 8–15 классов на участке Южно-Байкальского прогностического полигона, ограниченном координатами 52,00–52,60 с. ш. 106,00–107,00 в. д.

33

В течение 43 лет, с 1952 г. по 1994 г., в отмеченном квадрате было зарегистрировано 1499 сейсмических событий разных классов. Эти данные любезно предоставили К. Г. Леви и В. В. Ружич (ИЗК РАН, г. Иркутск). На этом же рисунке нанесена Твороговская сейсмогенная дуга. Приведенные данные еще раз подтверждают вывод о закономерном расположении эпицентров крупных землетрясений вблизи подножья приподнятого блока фундамента. В заключение этого раздела приведем обобщенную геоэлектрическую модель Селенгинской депрессии (рис. 2.10). Главной особенностью строения этой структуры является наличие мощного хорошо проводящего осадочного чехла, мощность осадков по данным интерпретации превышает 4,5 км.

ÑÇ

5 êì 5

Ð.Ñ

çà

ë. Ï

ðî

âà ë

åë

åí ãà

5

îç. Áàéêàë

Рис. 2.10. Обобщенная геоэлектрическая модель Селенгинской депрессии: 1 — верхняя часть разреза (удельное электрическое сопротивление 130–700 Ом·м); 2 — высокоомный экран (400–3000 Ом·м); 3 — надопорная проводящая толща (8–190 Ом·м); 4 — высокоомный фундамент (> 3000 Ом·м).

Следует отметить, что при анализе полученных данных авторы использовали опубликованные результаты многолетних исследований геологического и геоэлектрического строения Байкальской рифтовой зоны, выполненных сотрудниками лаборатории электромагнитных полей ИГФ СО РАН. 34

3.

Обратная задача мониторинга стационарного электрического поля

Рассмотрим результаты обработки исходных данных мониторинга методом вертикальных электрических зондирований по описанной выше методике [12, 13]. На рис. 3.1, 3.2 представлены фрагменты временных рядов за 1990, 1991; 1992, 1993 гг. соответственно. Обратимся к данным рис. 3.1, где в логарифмическом масштабе изображены две группы графиков: а) традиционные временные ряды значений кажущегося удельного сопротивления ρк в методе ВЭЗ для AB/2 = 500, 100, 1500 м; б) временные ряды для функции S , полученной из экспериментальных данных на основе предложенных устойчивых алгоритмов решения обратной задачи для нескольких значений глубин z = 90, 300, 750 м. Графики функции S отражают временную динамику интегральной проводимости разреза в зависимости от глубины и рассчитываются согласно выражению (1.2). Данные электрометрии сопоставлены на рис. 3.1 со временем регистрации, энергетическим классом (K) и эпицентральным расстоянием (∆) зарегистрированных в этом районе землетрясений. Приведен также график функции E = K − 3 lg ∆, отражающий относительный уровень сейсмической активности в регионе. Для его построения использовались величины логарифмов средней энергии на единицу сферического объема с радиусом, равным эпицентральному расстоянию. На рисунке изображены масштабные линейки для характеристики величин аномалий и точности их построения. Совместный анализ приведенных выше данных позволяет сделать следующий вывод: графики кажущегося удельного сопротивления в принципе отражают сейсмические события, но маловыразительны и практически не содержат значимых аномалии устойчивой формы, которые можно было бы предположительно рассматривать в качестве реакции геологического вещества на подготовку сейсмотектонического события. С поведением функции S дело обстоит иначе. Приведенные зависимости свидетельствуют, что разноглубинные участки среды характеризуются различной степенью чувствительности геоэлектрического параметра к сейсмическому воздействию. Из представленных данных следует, что реакция среды на это воздействие возрастает с ростом глубины, одновременно более выразительными и регулярными становятся сами аномалии.

35

S (90 ì)

Îòíîñèòåëüíûå èçìåíåíèÿ

S (300 ì)

rê (500 ì)

20 % òî÷íîñòü

rê (1000 ì) rê (1500 ì) S (750 ì)

E = K – 3 lgD

4,5 6,7 26,5 2 443 9 10 11 12 1 1991 25.08.90 49

8 2

3,9

6,7 36 3,5 139 3 4 5 6

12 6 20 17 24 21 381 17 7 8 9 10

41

0 K 10

D (êì) 11 12 ìåñÿöû 31.12.91

Рис. 3.1. Временные изменения параметров ρк ( AB ) и S(z), зафиксирован2 ные в режимном пункте ВЭЗ Южно-Байкальского прогностического полигона в 1990–1991 гг., соотнесенные с энергетическим классом K и эпицентральным расстоянием землетрясений

На кривой S , соответствующей глубине 750 м, прослеживается закономерность — моменту регистрации сейсмического события, как правило, предшествует локальный максимум S , что соответствует относительному понижению удельного электрического сопротивления перед моментом землетрясения. Обратимся к рис. 3.2, на котором изображены временные ряды результатов мониторинга методом ВЭЗ за 1992, 1993 гг. Следует отметить, что официальные каталоги землетрясений за этот период не опубликованы, использовалась оперативная сейсмологическая информация. Анализ поведения графиков, приведенных на рис. 3.2, подтверждает закономерности, отмеченные выше для временного интервала 1990, 1991 гг. Рассмотрим данные за 1993 г. Проведем более детальный анализ временного динамического ряда значений интегральной продольной проводимости для глубины 750 м и сопоставим его с сейсмическими событиями. Представленные диаграммы вариаций функции S свидетельствуют о существовании диаграмм направленности системы мониторинга стационарного электрического поля. Под этим понимается 36

S (90 ì)

Îòíîñèòåëüíûå èçìåíåíèÿ

S (300 ì) rê (500 ì) rê (1000 ì) 20 % òî÷íîñòü

rê (1500 ì)

S (750 ì)

5 1 01.01.92

3 11 15 10 45 199 25 2 3 4

7 7 9 36

10 5

11 12 1244

6

7

8

9

30 16 10

11

0 K 10

12

D (êì) ìåñÿöû

à S (90 ì)

Îòíîñèòåëüíûå èçìåíåíèÿ

S (300 ì) rê (500 ì) rê (1000 ì)

20 % òî÷íîñòü

rê (1500 ì)

S (750 ì)

521 42 1 2 01.01.93

4 3

13 10 4 5

6

11 23165 44 34 7 8

0 K 10

1013 127 17 1514 82 D (êì) 9 10 11 12 ìåñÿöû

á Рис. 3.2. Временные изменения параметров ρк ( AB ) и S(z), зафиксированные 2 в режимном пункте ВЭЗ Южно-Байкальского прогностического полигона: а — 1992 г., б — 1993 г.

37

различная чувствительность системы наблюдения к сейсмическому событию, зависимость величины функции S от азимутального направления на эпицентр землетрясения. Анализ приведенных данных показал, что наибольшая чувствительность проявляется по отношению к сейсмическим событиям, происходящим в северо-восточной части района исследований. Эти события отражаются на динамическом ряде интегрального параметра в виде ярко выраженных аномалий устойчивой формы (временной интервал 01.01.93–0.1.04.93). Как правило, сейсмическим событиям по времени предшествуют локальные минимумы на временном ряде параметра интегральной проводимости, подтверждая закономерности, отмеченные на рядах за 1990–1992 гг. Для землетрясений, эпицентры которых расположены в пределах дельты р. Селенги и к северо-западу от области пересечения основных разломов — Дельтового и Фофоновского, электромагнитный отклик среды оказывается иным. Проиллюстрируем этот вывод на примере крупного землетрясения 13 июля 1993 г. Расстояние от пункта наблюдения до эпицентра землетрясения составляет 44 км, координаты эпицентра — 52,27 с.ш. и 106,41 в.д., энергетический класс события — 13,4. На динамическом ряде интегральной продольной проводимости этому событию соответствует локальный максимум (на рисунке 3.2 а он отмечен ориентированной вниз стрелкой), но амплитуда этого максимума невелика (10 %) по сравнению с аномалиями в зоне максимальной чувствительности системы наблюдений. Различная реакция электромагнитных полей в зависимости от направления на эпицентр сейсмотектонического события далеко не случайна. Здесь следует отметить, что землетрясения района дельты относятся к группе континентальных, происходящих в особой геологической обстановке. Главной особенностью строения Селенгинской депрессии является наличие осадочного чехла, мощностью более 4,5 км (рис. 2.10). Наличие многочисленных элементов разломной тектоники, как крупных, так и мелких, обусловливает блоковое строение депрессии (рис. 2.6). Существующие тектонические нарушения достаточно хорошо проявляются в данных электрометрии. Проведенный анализ эпицентрального поля землетрясений показал, что существуют вполне определенные зоны концентрации очагов землетрясений. Например, эпицентр землетрясения 13 июля 1993 г. расположен в пределах обнаруженной и описанной в разделе 2. твороговской сейсмогенной дуги и в плане находится за областью пересечения главных разломов дельты. Основные изменения геофизических характеристик при подготовке этого землетрясения происходят в отдель38

ном структурном блоке, отделенном от остальной территории дельты крупными разломами. В результате режимный пункт, расположенный вне дельты, обладает пониженной чувствительностью к рассматриваемому землетрясению. В заключение этого раздела сделаем следующее замечание. На основании приведенного на рис. 3.2 сейсмического ряда, можно сделать вывод, что во второй половине 1993 г. на рассматриваемой территории происходило усиление сейсмической активности. Для того чтобы проследить изменение геоэлектрических параметров среды вследствие многочисленных землетрясений, когда воздействие одного накладывается на реакцию другого, одной точки мониторинга явно недостаточно. Когда речь идет об активизации сейсмического процесса в районе дельты Селенги, нужны дополнительные пункты электрического мониторинга, расположенные в области дельты. 4.

Описание тензочувствительного элемента геоэлектрического разреза Южно-Байкальского прогностического полигона

Как уже отмечалось в предыдущем разделе, в месте расположения пункта мониторинга по методу ВЭЗ чувствительность параметра интегральной проводимости к сейсмическому воздействию возрастает с увеличением интервала глубин, в пределах которого этот параметр вычисляется. Для того чтобы объяснить это результат, было выполнено детальное исследование геоэлектрического разреза прибрежной части прогностического полигона (рис. 1.2), где кроме пункта ВЭЗ расположено большинство пунктов режимных наблюдений по методам ДЗ и ЗС. На первом этапе были дополнительно использованы более шестидесяти ВЭЗ, выполненных в этом районе специалистами ГФУГП «Иркутскгеофизика» для решения задач гидрогеологии и геологического картирования. Интерпретация зондирований и анализ результатов были проведены Н. Н. Неведровой и Н. Г. Пудовой с помощью программного продукта SONET-MAP. На рис. 4.1 приведена геоэлектрическая модель прибрежной части полигона, в которой отражены главные особенности распределения удельного электрического сопротивления в верхней части разреза. Из этих данных следует, что проводящие слои распространены на всей изучаемой прибрежной территории, но имеют различную мощность. В окрестности пункта режимных наблюдений по методу ВЭЗ мощность проводящих слоев достигает своих максимальных значений, которые могут превышать 1 км. 39

1 êì

ÑÇ Ýíõàëóê

îç. Áàéêàë

çàë. Ïðîâàë

Рис. 4.1. Геоэлектрическая модель прибрежной части Южно-Байкальского прогностического полигона (по данным ВЭЗ). Построена Н. Н. Неведровой и Н. Г. Пудовой [27]: 1 — верхняя часть разреза (удельное электрическое сопротивление 40–300 Ом·м); 2 — высокоомный экран (300–3000 Ом·м); надопорные проводящие толщи: 3 — 18 Ом·м, 4 — 55 Ом·м; 5 — высокоомный фундамент (>3000 Ом·м); 6 — режимный пункт ВЭЗ; 7 — береговая линия

Разведочные ВЭЗ, использованные для построения модели прибрежной части полигона, расположены на местности таким образом, что в окрестности линии АВ пункта режимного зондирования точки наблюдения отсутствуют. Поэтому один из авторов этой работы совместно с Н. Н. Неведровой в августе 2000 г. выполнил на полигоне серию электрических зондирований по методу ВЭЗ, располагая точки записи непосредственно на линии АВ. При проведении работ использовался комплект стандартной электроразведочной аппаратуры АНЧ-3. Совместное рассмотрение этих результатов и данных мониторинговых измерений позволило построить суммарную кривую электрического зондирования (рис. 4.2). 40

Ìîäåëü r (Îì• ì) H (ì) 69,00 0,80 300,00 0,48 27,00 0,50 81,00 32,00 51,00 92,00 72,00 193,00 35,00 63,00 65,00 1550,00 4000,00

rê (Îì•ì) 1000

100

10

1

10

100

1000

AB/2 (ì)

Рис. 4.2. График вертикального электрического зондирования ENHALUK 2000 в месте проведения мониторинга стационарного электрического поля. Азимут зондирования совпадает с направлением линии AB установки ВЭЗ для мониторинга. Точка записи зондирования совпадает с центром линии AB

Известно, что при проведении зондирования геологической среды использование переменного тока в установках постоянного тока ограничивает возможный диапазон изменения зондирующего параметра (разноса). В рассматриваемом случае максимальный разнос при работе с АНЧ-3 может составлять около 200–250 м. В этом случае влияние скин-эффекта на измеряемый сигнал не превышает точности измерений. Режимные наблюдения по методу ВЭЗ проводятся на полигоне с помощью модифицированного комплекта аппаратуры АЭ-72, использующего ток нулевой частоты. Из данных рис. 4.2 следует, что результаты измерений различными комплектами аппаратуры (АНЧ-3 и АЭ-72) в интервале разносов, не превышающих 250 м, совпадают в пределах погрешности измерения (1,5–3 %). В целом характер кривой зондирования свидетельствует о достаточно простой геоэлектрической ситуации в месте зондирования. Весь осадочный чехол слабо дифференцирован по удельному сопротивлению, среднее значение этого параметра равно 60 Ом · м. Обсудим поведение графика зондирования при больших разносах. Как следует из вида кривой, правая асимптота, соответствующая высокоомному фундаменту, выражена слабо. Тем не менее анализ эквивалентных решений обратной задачи показывает, что глубина до фундамента в точке измерения не может быть менее 1800 м. 41

Процессы седиментации, распределения и изменения структур осадочных отложений Селенгинской депрессии подробно освещаются в работе [20]. Литологический состав палеоген-неогеновых отложений изменяется как по отдельным разрезам, так и по всей площади. В общих чертах отложения характеризуются переслаиванием тонко- и мелкозернистых песчаников. Реже встречаются прослои аргиллитов и алевролитов. Таблица 4.1 Параметры геоэлектрического разреза в пункте зондирования ENHALUK 2000 Номер слоя 1 2 3 4 5 6 7 8

Глубина до подошвы слоя, м 0,80 1,38 1,78 33,8 125 319 382 1932

Суммарная проводимость до подошвы слоя, См 0,012 0,013 0,032 0,427 2,23 4,91 6,71 32,5

Рассмотрим динамику изменения с глубиной суммарной продольной проводимости геоэлектрического разреза в точке зондирования. В таблице 4.1 для каждого из восьми слоев геоэлектрического разреза, выделенных в процессе интерпретации, приведены данные, позволяющие оценить парциальный вклад в значение суммарной проводимости осадочной толщи. Как уже отмечалось, ряды параметра суммарной продольной проводимости S рассчитаны для трех интервалов глубин: 0–90, 0–300 и 0–750 м. Воспользуемся данными таблицы 4.1 и вычислим для этих интервалов интегральную продольную проводимость (табл. 4.2). Таблица 4.2 Величина параметра S для трех интервалов глубин Интервал глубин, м Параметр S, См

0–90 2

0–300 4,9

0–750 12,8

Полученные результаты позволяют сделать вывод, что в геоэлектрическом разрезе Южно-Байкальского прогностического полигона в качестве тензочувствительного элемента можно рассматривать практически однородную по сопротивлению осадочную толщу переменной 42

мощности, залегающую на высокоомном фундаменте. С увеличением мощности этого элемента возрастает его важнейшая характеристика — суммарная продольная проводимость S . Увеличение S сопровождается ростом чувствительности элемента к подготовке сейсмотектонических событий. При этом минимальное значение параметра S , при котором осадочная толща в данном районе приобретает свойство быть индикатором готовящегося землетрясения, как это следует из диаграмм мониторинга и данных таблицы 4.2, равно 13 См. Наличие проводящей толщи с таким значением продольной проводимости является лишь необходимым условием для возникновения тензочувствительной реакции геологического вещества. Кроме этого, необходимо, чтобы активизация сейсмической активности приводила, как это следует из экспериментальных фактов, к значительным изменениям параметра S . В качестве возможного объяснения можно выдвинуть следующее предположение. В процессе подготовки сейсмического события, скорее всего, достаточно сильно изменяется гидрогеологический режим на интервале глубин, занятых проводящими слоями. Здесь следует привести некоторые данные гидрогеологического районирования для Южно-Байкальского прогностического полигона. Область дельты и прибрежная часть относятся к районам распространения порово-пластовых вод осадочных отложений. Район залива Провал и северо-восточная часть дельты принадлежат к участкам гидрогеологической активизации, связанной с сейсмотектоническими процессами опускания дна залива Провал. В скважине, которая пройдена в акватории залива, наблюдается наиболее высокая минерализация водоносного комплекса. Здесь происходит интенсивная разгрузка глубоко залегающих вод более древних отложений. В заливе Провал наблюдаются многочисленные термальные и грязевые источники, что может служить подтверждением гипотезы об активном перемещении поровых и пластовых вод на этом участке. Поэтому достаточно обоснованным является утверждение, что происходящие сейсмические события активизируют гидрогеологические процессы в проводящих слоях исследуемого геоэлектрического разреза. Дополнительным аргументом в пользу этого предположения служат данные рис. 4.1, из которого следует, что проводящие слои прибрежной области полигона на северо-востоке вплотную подходят к береговой линии озера, а на юго-западе к — разломам, ограничивающим залив Провал. Получается, что современная тектоническая структура — грабен залива Провал и проводящие слои прибрежной области образуют общую гидродинамическую систему. Как будет ясно из даль43

нейшего изложения, именно землетрясениям, происходящим в области залива Провал и акватории озера Байкал, предшествуют максимальные вариации интегральной продольной проводимости. Таким образом, связь геодинамических и гидрогеологических явлений обусловливает аномальные вариации параметра суммарной продольной проводимости в месте расположения режимной точки ВЭЗ. Именно это обстоятельство объясняет существование в этом месте тензочувствительного элемента: верхнего слоя осадочной толщи (мощность слоя ≈ 750 м) с суммарной продольной проводимостью ≈ 13 См. Предположение о гидрогеологической природе реакции индикаторного элемента на подготовку сейсмотектонического события приводит к необходимости оценить параметры тех событий, которые могут быть зафиксированы установкой для мониторинга стационарного электрического поля. Представляет интерес более детальное исследование диаграмм направленности — зависимости величины вариаций интегрального параметра от направления на эпицентр сейсмического события. Исследование диаграмм направленности было выполнено Н. Н. Неведровой на основе анализа временных рядов вариаций интегральной проводимости за период 1990–1996 гг. В результате удалось выявить три направления повышенной чувствительности установки мониторинга. Первое направление соответствует тектоническому грабену залива Провал. Эпицентры землетрясений, которым соответствуют максимальные аномалии на временных рядах, располагаются в зоне этих разломов. Вторая область повышенной реакции соответствует зоне пересечения морских разломов. Все эпицентры этих землетрясений попадают в область между двумя ветвями разломов. Третье направление максимальной реакции тензочувствительного элемента связано с эпицентрами, расположенными на известных разломных структурах в акватории озера Байкал — системе разломов Черского. Таким образом, для Байкальской рифтовой зоны установка мониторинга методом ВЭЗ отслеживает подготовку сейсмотектонических событий в активных разломных структурах. Построим оценку параметров сейсмических событий, фиксируемых установкой мониторинга. Обратимся с этой целью к рис. 4.3, где в координатах «энергетический класс (K) — эпицентральное расстояние (R)» нанесены все сейсмические события (K > 6), зарегистрированные в 1991, 1992 гг. в квадрате 300 × 300 км с центром в п. Энхалук. Среди этих событий лишь выделенные особыми обозначениями землетрясения зафиксированы установкой электрического мониторинга, т. е. эти события с соответствующей реакцией тензочувствительного элемента. 44

Рис. 4.3. Способность системы мониторинга стационарного электрического поля на Южно-Байкальском прогностическом полигоне (п. Энхалук) регистрировать сейсмические события энергетического класса K и эпицентрального расстояния ∆: 1 — количество землетрясений (21), зарегистрированных системой мониторинга в 1991 г.; 2 — количество землетрясений (23), зарегистрированных системой мониторинга в 1992 г.; 3 — общее количество землетрясений (580) в квадрате 300 × 300 км за 1991,1992 гг. Построено Н. Н. Неведровой [13]

Из приведенных на рис. 4.3 данных следует, что сейсмические события, по отношению к которым система мониторинга обладает высокой разрешающей способностью, в основном попадают в обозначенную на рисунке полосу, верхняя, центральная и нижняя линии которой описываются следующими эмпирическими уравнениями регрессии: 0, 6 K − 3 lgR − 2, 5 = 0; 0, 6 K − 3 lgR − 1, 8 = 0; 0, 6 K − 3 lgR − 1, 1 = 0.

45

(4.1)

Оказывается, что уравнение для центральной линии может быть получено теоретически. Для этого вновь обратимся к модели Добровольского и рассмотрим полупространство с включением. В работе [15] приведено следующее асимптотическое выражение для главных деформаций ε1 , ε2 на окружности радиуса r с центром в эпицентре включения: 31αV τ ε= . (4.2) 16πµr3 Здесь ε = max(mod(ε1 ), mod(ε2 )); V — объем очага (км3 ); α — относительное изменение модуля сдвига (α = 0, 1); τ — разрушающее напряжение для кристаллической породы (τ = 108 Па); µ — модуль сдвига (µ = 2 · 1010 Па). Величину деформации (4.2) можно выразить через энергетический класс (K), если воспользоваться формулами связи между объемом очага (V ), сейсмическим моментом (M0 ) и магнитудой (M ): lgV = lgM0 − 15, 5; K = 1, 8 M + 4; lgM0 = 11, 8 + 1, 09 M.

(4.3)

Эмпирические соотношения (4.3) справедливы для конкретных условий Байкальского рифта. Пусть в объеме включения создаются деформации, превышающие фоновые. Будем рассматривать в качестве фоновых приливные деформации, величина которых ε0 в земной коре составляют 10−7 , 10−8 . Полагая ε0 = 10−8 и используя формулы (4.3), получаем из (4.2) при ε = ε0 следующее соотношение, справедливое для землетрясений в Байкальской рифтовой зоне: 0, 6 K − 3 lgR − 1, 63 = 0.

(4.4)

Уравнения регрессии для центральной линии (4.1) и (4.4) практически тождественны. На основе полученных результатов можно сформулировать следующий прогнозный признак: наличие на временном ряде параметра интегральной продольной проводимости характерных аномалий говорит о возможности появления в рассматриваемом квадрате сейсмического события с параметрами, удовлетворяющими неравенству: 1, 1 < 0, 6 K − 3 lgR < 2, 5. 46

(4.5)

Следует отметить, что в зависимости от уровня сейсмической активности в регионе верхняя граница в неравенстве (4.5) может возрасти. Полученные результаты позволяют предложить концепцию ограниченного прогноза. Действительно, решение полномасштабной проблемы прогноза сейсмических событий предполагает построение оценок времени, места и магнитуды землетрясения. В том случае, когда данных наблюдений недостаточно для принятия прогнозного решения, возможна постановка более скромной задачи: выработать решение, соответствующее количеству и качеству имеющейся геофизической информации. Такой прогноз развития сейсмической активности будем называть ограниченным. Заключение При построении прогнозных сценариев следует отчетливо понимать, что ни регистрация комплекса предвестников, даже специфического для каждой очаговой зоны, ни расчет напряженного состояния сами по себе еще не могут быть основой достоверного средне- и краткосрочного прогноза. Комплексы предвестников не обладают 100-процентной надежностью, поскольку разные землетрясения могут иметь собственный сценарий подготовки события. Несмотря на то, что процесс подготовки крупного события является результатом движений в области гораздо более широкой, чем область очага (а для крупных землетрясений она имеет размеры порядка 50–150 км), явление неустойчивости проявляется локально. Трудно адекватно отразить мозаичную картину концентраторов напряжений и ослабленных участков в коре, чтобы предсказывать землетрясения на основе какого-то упрощенного критерия прочности. Неизвестно даже, предшествует ли землетрясению диагностируемое метастабильное состояние либо же это результат спонтанной неустойчивости. Главной научной проблемой является то, что процесс подготовки землетрясений не достаточно понят. Главная цель электромагнитного мониторинга на Байкале — это получение таких данных в очаговых зонах, которые будут способствовать и более полному пониманию геодинамических процессов, заканчивающихся землетрясением, и построению теории физики очаговых зон.

47

Библографический список 1. Авагимов А. А., Атаев А. А., Атаев А. С. и др. Связь аномальных изменений электросопротивления горных пород в разломной зоне с приливными деформациями земной коры // Изв. АН ТССР. Сер. физ.-тех., хим. и геол. наук. 1988. № 5. С. 50–52. 2. Алексеев А. С. Некоторые обратные задачи геофизики в проблемах прогноза землетрясений // Труды международного семинара «Обратные задачи геофизики». Новосибирск, 1996. C. 11–13. 3. Барсуков О. М., Сорокин О. Н. Изменение кажущегося сопротивления горных пород в Гармском сейсмоактивном районе // Изв. АН СССР. Физика Земли. 1973. № 7. C. 100–102. 4. Брагин В. Д., Волыхин А. М., Зубович А. В. и др. Пространственно-временные особенности деформационных процессов по данным электромагнитных зондирований // Проявление геодинамических процессов в геофизических полях / Под. ред. Е. П. Велихова, В. А. Зейгарника. М.: Наука, 1993. С. 81–96. 5. Булмасов А. П., Мандельбаум М. М. Отчет о работе Селенгинской электроразведочной партии 10/53, выполненной на территории Кабанского и Байкало-Кударинского районов БАССР в 1953 г. Иркутск, 1954. 175 с. 6. Гольдин С. В., Дядьков П. Г., Дашевский Ю. А. Стратегия прогноза землетрясений на Южно-Байкальском геодинамическом полигоне // Геология и геофизика. 2001. Т. 42. № 10. С. 1484–1496. 7. Гусаров А. Л. К вопросу о единственности решения обратной задачи магнитотеллурического зондирования для двумерных сред // Математические модели задач геофизики. М.: Изд-во МГУ, 1981. С. 31–61. 8. Гусаров А. Л. О единственности решения обратной задачи магнитотеллурического зондирования для двумерных сред с локальными неоднородностями // Математические модели прикладной электродинамики. М.: Изд-во МГУ, 1984. С. 44–47. 9. Дашевский Ю. А. Переменное электрическое поле в присутствии тонких неоднородных тел // Геология и геофизика. 1991. № 8. С. 122–128. 10. Дашевский Ю. А. Численное моделирование стационарного электрического поля в присутствии трехмерного тонкого тела с переменной продольной проводимостью // Геология и геофизика. 1992. № 2. С. 137–142.

48

11. Дашевский Ю. А., Кривоногов Н. Н. Интерпретация вертикальных электрических зондирований на микроЭВМ. Новосибирск: Изд-во НГУ, 1989. 19 с. 12. Дашевский Ю. А., Неведрова Н. Н., Грехов И. О. Изучение динамики, геоэлектрического состояния среды на различных глубинах в связи с процессами подготовки землетрясений // Доклады РАН. 1998. Т. 359. № 4. С. 545–547. 13. Дашевский Ю. А., Неведрова Н. Н., Жирова Н. В. Интегральная проводимость разреза как индикатор напряженного состояния среды при активном электромагнитном мониторинге на Южно-Байкальском прогностическом полигоне // Доклады РАН. 2000. Т. 370. № 6. C. 807–809. 14. Дмитриев В. И. Обратные задачи электромагнитных зондирований // Условно-корректные задачи математической физики и анализа. Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1992. 269 с. 15. Добровольский И. П. Механика подготовки тектонического землетрясения // Институт физики Земли. 1984. 188 с. 16. Журков С. Н., Куксенко В. С., Петров В. А. и др. Концентрационный критерий объемного разрушения твердых тел // Физические процессы в очагах землетрясений. М.: Наука, 1980. С. 78–85. 17. Замараев С. М. и др. Соотношение древней и кайнозойской структур в Байкальской рифтовой зоне. М.: Наука, 1979. 18. Королев В. А. Мониторинг геологической среды. М.: Изд-во МГУ, 1995. 180 c. 19. Кошкарев А. В., Тикунов В. С. Геоинформатика / Под ред. Д. В. Лисицкого. М.: «Картгеоцентр – «Геодезиздат», 1993. 185 с. 20. Ламакин В. В. Неотектоника Байкальской впадины. М.: Наука, 1968. 247 c. 21. Малинецкий Г. Г., Курдюмов С. П. Нелинейная динамика и проблемы прогноза // Вестник Российской Академии наук. 2001. Т. 71. С. 210–232. 22. Малинецкий Г. Г., Подлазов А. В. Парадигма самоорганизованной критичности. Иерархия моделей и пределы предсказуемости // Известия вузов. Прикладная нелинейная динамика. 1997. Т. 5. № 5. 23. Мандельбаум М. М., Эпов М. И., Морозова Г. М. и др. Сейсмическая активность и динамика электропроводности земной коры на Байкальском полигоне // Геология и геофизика. 1996. № 6. С. 88–94. 24. Мандельбаум М. М., Дашевский Ю. А., Морозова Г. М. и др. Применение технологии геоинформационных систем для решения обратной задачи глубинных электрических зондирований в районе дельты р. Селенги // Геофизика. 1996. № 1. C. 29–36. 49

25. Мороз Ю. Ф. Электропроводность земной коры и верхней мантии Камчатки. М.: Наука, 1991. 181 с. 26. Панин В. Е. Основы физической мезомеханики // Физическая мезомеханика. 1998. Т. 1. № 1. С. 78–85. 27. Пудова Н. Г. Обработка и анализ данных активного электромагнитного мониторинга на Байкальсуком прогностическом полигоне // Доклады XXXVII Международной научной студенческой конференции «Cтудент и научно-технический прогресс». Секция геологии / Новосиб. гос. ун-т. Новосибирск, 1999. С. 105–120. 28. Светов Б. C. Электромагнитный мониторинг сейсмотектонических процессов // Известия вузов. Геология и разведка. 1992 г. № 2. C. 99–115. 29. Archie G. E. The electrical resistivity log as an aid in determing some reservoir characteristics // Trans. AIME. 1942. Vol. 146. P. 54–62. 30. Lorenz E. N. Deterministic nonperiodic flow // Journal of the Atmospheric Science. 1963. Vol. 20. P. 130–141. 31. Ma Li, Chen Jianmin, Chen Qifi and Liu Guiping. Features of precursor field before and after Datong-Yanggao earthquake swarm // Journal of Earthquare Prediction Research. 1995. Vol 4. № 1. P. 1–30. 32. Mori T., Ozima M., Takayama T. Real time detection of anomalous geoelectric changes // Phys. Earth. Plan. Int. 1993. № 77. P. 1–12. 33. Park S. K. and Fitterman D. V. Sensitivity of the telluric monitoring array in Parkfield, California to changes of resistivity // J. Geophys. Res. B. 1990. Vol. 95. № 10. P. 15557–15571. 34. Varotsos P., Alexopoulos M. et el. Earthquake Predictions Issued in Greece 1990 // Tectonophysics. 1993. № 224. P. 269–288.

50

Оглавление Введение . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1. Тензочувствительные объекты в геоэлектрическом разрезе как индикатор напряженного состояния среды . . . . . . . . . . 2. Решение обратной задачи глубинных электрических зондирований в районе Селенгинской депрессии на основе применения технологии геоинформационных систем . . . . . . 3. Обратная задача мониторинга стационарного электрического поля . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4. Описание тензочувствительного элемента геоэлектрического разреза Южно-Байкальского прогностического полигона . . . . Заключение . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Библиографический список . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

51

3 5

13 35 39 47 48

Дашевский Юлий Александрович, Мартынов Андрей Анатольевич

ОБРАТНЫЕ ЗАДАЧИ ЭЛЕКТРИЧЕСКИХ ЗОНДИРОВАНИЙ В СЕЙСМОАКТИВНЫХ РАЙОНАХ

Учебно-методическое пособие

Редактор Н. В. Козлова

Подписано в печать 5.11.2002 г. Формат 60х84 1/16. Офсетная печать Уч.-изд. л. 3,25. Тираж 60 экз. Заказ № 528. Лицензия ЛР № 021285 от 6 мая 1998 г. Редакционно-издательский центр НГУ 630090, Новосибирск-90, ул. Пирогова, 2.