МЕТОДЫ РЕГИОНАЛЬНОЙ ГЕОФИЗИКИ — 3 РЕГИОНАЛЬНАЯ ГЕОФИЗИКА

МЕТОДЫ РЕГИОНАЛЬНОЙ ГЕОФИЗИКИ - 3 РЕГИОНАЛЬНАЯ ГЕОФИЗИКА ЛЕКЦИЯ 5

КОМПЛЕКСИРОВАНИЕ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ МЕТОДОВ Достоинства геофизических методов: а) дистанционность исследования объектов, изучение тел, залегающих на большой глубине; б) возможность построения объемных моделей объектов; в) высокая производительность и меньшая стоимость по сравнению с геологическими работами. Недостатки разведочной геофизики: а) определяются не все параметры, которые необходимы в конкретной геологической задаче; б) решения обратных задач часто неоднозначны, особенно при недостатке данных; в) геофизические результаты часто содержат меньше информации, чем необходимо для принятия решений на основе их геологического истолкования. 2

Комплексирование призвано, сохраняя достоинства геофизических методов, существенно уменьшить влияние недостатков для наиболее полного извлечения из геофизических данных содержательной геологической информации, повышения ее надежности и точности количественных характеристик. Но удовлетворительной общей теории комплексирования геофизических методов для широкого круга геологических задач не имеется, и вряд ли можно надеяться на ее построение. 3

n Необходимость комплексирования обусловлена неоднозначностью геологического истолкования данных каждого из методов из-за малого набора определяющих физических свойств. Эти свойства не входят в состав признаков геологических классификаций геологических тел. n Наиболее результативно комплексирование, когда: – имеется общность моделей среды для разных методов; – реализуется единый подход к методике полевых работ, обработке и интерпретации геофизических материалов. n Объединить разные методы в комплекс можно на основе общей физической модели среды. Но функциональные связи между определяющими физическими свойствами разных методов отсутствуют. n На корреляционных связях трудно базировать детерминированный подход к интерпретации комплекса данных геофизики. 4

При построении модели среды при поисках и разведке месторождений технологии, основанные на использовании бурения и сейсмических методов, дороги и неэффективны. Построение объемных моделей сред по комплексу геофизических (не только сейсмических) данных позволяет уменьшить объемы бурения. Для этого важно повысить качество информации, извлекаемой из комплекса геофизических методов. Сейчас созданы методы построения объемных моделей геологических сред, системы обратных задач, моделирующих процесс комплексной интерпретации, развита теория и методы регуляризации для их решения. Есть программные комплексы, обеспечивающие увеличение достоверности интерпретации и полноты геофизических данных для построения трехмерных сейсмогравиметрических моделей. 5

Уровни комплексирования n I. Комплексная геологическая интерпретация геофизических данных разных методов (КГИГф. Д); для решения геологической задачи привлекаются результаты геофизических работ, выполненных независимо от задачи. n II. Комплексное применение геофизических методов (КПГф. М) целевым образом для решения данной задачи с планированием эксперимента, согласованием сетей и методики наблюдений в разных методах, использованием количественных методов комплексной интерпретации. n В региональной геофизике комплексирование I уровня применяется чаще комплексирования II уровня. n При комплексной интерпретации I уровня производится: а) отбор материалов, соответствующих задаче; б) качественная интерпретация – сопоставление данных разных методов с геологическими материалами; в) количественная оценка параметров разреза. 6

Подходы к интерпретации n а) детерминированный: методы имеют общую физико- геологическую модель среды (ФГМС); есть связи между определяющими свойствами пород; границы выделяются по нескольким свойствам. Данные разных геофизических методов могут: дополнять друга; взаимно контролировать оцениваемые параметры. б) стохастический: случайность связей характеристик разреза, выделяемых разными методами. Устойчивые характеристики – основа общей физической модели на эталонных областях, по ним составляют уравнения регрессии, применяемые к изучаемой области. n в) эвристический: нет связи разных геофизических характеристик между собой и геолого-геохимическими данными. Нет общей физической модели и устойчивых корреляционных связей, что определяет применение методов распознавания образов. 7

n Детерминированный подход используется при интерпретации сейсмических данных и гравиметрии в изучении плотностной структуры литосферы. Комплекс гравиметрии и ГСЗ приносит больше информации, чем результаты раздельной интерпретации этих методов n Стохастический подход менее информативен. Он широко применяется в задачах районирования. В таком подходе конкретной области исследований приписываются свойственные эталонным областям соотношения структурных параметров разреза земной коры. n Эвристический подход пригоден для обнаружения объектов с небольшой дифференциацией физических свойств, например, при выявлении по комплексу данных сейсмической томографии и гравиметрии слабых неоднородностей в литосфере или в мантии типа диапировых и конвективных структур. 8

Рациональный комплекс методов n Рациональный комплекс решает задачу с минимальными затратами. Комплекс формируется на основе: а) анализа возможностей методов и опыта применения; б) характеристик физико-геологической модели среды; в) принципов дополнительности, взаимоконтроля, повышения детальности. n Принцип дополнительности: использование геофизических методов, освещающих разные стороны модели – элементы слоистой и блоковой структуры, субгоризонтальные границы и локальные тела, n Принцип взаимоконтроля: для повышения надежности обнаружения и оценках параметров объектов применяются методы, определяющие те же элементы модели среды. n Повышение детальности: 1) малая детальность и проверка эффективности комплекса, 2) повышение детальности на отдельных участках, 3) детальные исследования на всей площади. 9

Этапы формирования комплекса n 1. Построение исходной ФГМС. n 2. Оценка условий применения геофизических методов: дифференциации среды по физическим свойствам; соответствия геометрии ФГМС возможностям методов геофизики; уровня помех геологического и иного происхождения; трудоемкости и стоимости работ разными методами. n 3. Выяснение неоднозначности интерпретации разных методов; выбор ведущего метода; определение вспомогательных методов и конкретизация их задач в структуре комплекса. n 4. Обоснование последовательности геофизических работ разными методами, структуры сети, точности измерений, выбора аппаратуры. n 5. Проверка геологической эффективности методов на конкретных объектах и моделях с другими параметрами. n 6. Оценка экономической эффективности комплекса и определения доли затрат каждого метода. 10

Формирование априорной ФГМС является задачей исследовательского уровня. Удачный выбор ФГМО и успех комплексирования зависят от качества исходных данных. Часто возникает необходимость совершенствования ФГМС в процессе исследований по принципу обратной связи на каждом из этапов КПГф. М. Это предполагает изменения в методике: – введение новых геофизических методов, – увеличение детальности и точности наблюдений на некоторых участках региона исследований, – применение более совершенных способов решения обратных задач отдельных методов и в комплексной интерпретации. Исходные ФГМС используются: в планировании геофизического эксперимента - в обосновании постановки геофизических исследований, выборе методов и методики полевых наблюдений, комплексной интерпретации. 11

Эффективность комплексирования Результаты комплексных геофизических исследований оцениваются по их геологической эффективности: надежности оценок и обоснованности рекомендаций. Геофизический комплекс обязан быть целесообразным. Это требование приводит к понятию экономической эффективности: стоимость затрат на проведение комплексных геофизических работ не может превышать ценности результатов. Геологическая и экономическая эффективность связаны обратной зависимостью. Поэтому при планировании комплекса геофизических исследований встает проблема их оптимизации. Возможны два варианта оптимизации: а) максимальной геологической эффективности работ при фиксированных затратах; б) минимизации затрат на решение задачи при заданном качественном уровне. 12

Необходимы критерии количественной оценки эффективности комплекса геофизических методов. Лучшим решением при оценке геологической эффективности комплекса было бы использование качества геологических выводов, полученных по результатам интерпретации геофизических данных, но: а) такая оценка возможна после выполнения всего цикла геофизических исследований, после проверки геологических выводов; б) эти геологические выводы часто не имеют количественного выражения, особенно при недостатке информации и в случаях неполноты комплекса методов; в) в такой оценке трудно выделить роль отдельного метода или методики, что необходимо для оперативного управления комплексом методов в процессе проведения исследований, на начальной их стадии. 13

Оценка экономической эффективности Экономическая целесообразность определяется потребностью в данном сырье, инфраструктурой промышленности, уровнем освоения территории, характерными для залежей данного класса запасами и др. Это внешние ограничители затрат на разведочные работы. Состав комплекса геофизических методов и методика исследований с ними связаны опосредованно. Сравнивать затраты на геофизические работы с потребительской стоимостью запасов месторождения нельзя, так как геофизика – малая часть затрат на разведочные работы, причем на ранней стадии, когда другие затраты неизвестны. Можно сравнивать затраты на геофизические работы с предполагаемыми затратами на другие виды работ (включая бурение), дающих аналогичные результаты. 14

В процедуре такой оценки учитываются: а) капитальные вложения в организацию геофизических экспедиций, приобретение оборудования и аппаратуры; б) текущие расходы на содержание персонала, транспорт, энергоснабжение; в) прямые расходы на проведение геофизических работ. Экономический эффект геофизики рассчитывается как разность затрат на получение фиксированных геологических результатов с участием геофизики и без нее. Однако успех не гарантирован: а) объект поисков может отсутствовать; б) примененной методикой объект может быть не обнаружен (ошибка I рода); в) возможно неверное суждение о наличии объекта там, где его нет (ошибка II рода). Цены ошибок устанавливаются по каждому объекту поисков. 15

Виды комплексирования Возможность комплексирования методов разведочной геофизики определяется структурой среды. Важно наличие границ раздела слоев и тел по интересующим нас геологическим признакам и по определяющим физическим свойствам, которые могут быть функционально или корреляционно связаны между собой. В зависимости от силы этих связей возможно комплексирование: а) внутри одного геофизического метода; б) разных методов с общими элементами ФГМС; в) методов, оценивающих разные параметры ФГМО; г) разных методов, не связанных общей ФГМО. Задачи и методика исследований на основе этих видов комплексирования существенно различаются. 16

ЭМЗ и МОВ в Западной Сибири 17

18

Комплекс ГСЗ и гравиметрии n Этот комплекс используется для изучения плотностной структуры земной коры и верхней мантии. n В России принята программа комплексных геофизических исследований по региональным геотраверсам. n В комплекс входят: по профилям – сейсморазведка МОВ с многократными системами наблюдений; ГСЗ; МТЗ; гравиразведка и магниторазведка масштаба 1: 100 000 в полосах шириной 50 км вдоль профилей. n Смысл такого комплекса – соединение надежности данных ГСЗ с производительной в изучении больших площадей гравиметрией; важна высокая разрешающая способность гравиметрии для проверки плотностных моделей разреза; плотностная модель литосферы важнее скоростной. 19

Плотность и скорости сейсмических волн связывает довольно общее уравнение регрессии = а (М) + b VP. Уравнение регрессии в применении к породам всех типов называется универсальным уравнением состояния (или уравнением Берча). Свободный член уравнения зависит от средней атомной массы М, она для большинства горных пород мало отличается от значений 21 - 22, возрастая при повышении содержания металлов: железа, титана и др. Однако пересчет на основании такой корреляции скоростей в плотности и обратно возможен с довольно большой погрешностью: она может быть меньше изменений свойств от слоя к слою или для изолированных тел, но в пределах даже крупных слоев вариации свойств надежно выявить на этой основе невозможно. 20

Методика комплексной интерпретации сейсмических и гравиметрических данных при поисках нефтегазоносных структур реализуется по следующей схеме: По данным сейсморазведки составляется геологическая (структурная) модель осадочного чехла; определяются границы в чехле и избыточные плотности на них; рассчитываются гравитационные эффекты границ и суммарный “структурный” эффект модели; вычисляется разностное поле силы тяжести Δgp = Δg. Ф – ΣVzi где Δg. Ф– аномалия Фая, Vzi –эффект i-ой границы, включая рельеф. Разностное поле разделяется на фоновую и локальную составляющие. Геологические модели составляются в трехмерном варианте (по структурным картам) или в двухмерном (по профилям MOB). Значения плотностей в слоях задаются по данным акустического и гамма-каротажа скважин на основе корреляции V = f (σ). 21

Строение литосферы n Схемы комплексной интерпретации данных ГСЗ и гравиметрии: а) корреляционная, б) схема опорных сейсмических данных, в) согласование скоростных и плотностных разрезов. n Корреляционная схема: построение в эталонной области уравнений регрессии гравитационных аномалий с глубиной сейсмических границ; использование этих уравнений для определения глубины этих границ в неизученных методом ГСЗ регионах. Этот подход предполагает одинаковую модель литосферы эталонной области и неизученных районов. n Схема опорных сейсмических данных при интерпретации гравитационных аномалий – это подбор плотностной модели с априорными ограничениями для устранения неоднозначности. Ее можно считать способом решения обратных задач гравиметрии. 22

Схема взаимного согласования скоростных и плотностных моделей Известны: − сейсмическое волновое поле: сейсмограммы или годографы, поля времен; − пределы вариаций коэффициентов уравнения Берча, связывающего плотность и скорость продольных волн: σ = a + b 2 v. P; a 1 ≤ a 2; b 1 ≤ b 2; − гравитационное поле аномалии Буге (или Гленни) g. Требуется построить скоростные и плотностные разрезы литосферы, (x, y, z) и v. P(x, y, z). Скоростные разрезы должны соответствовать волновому полю, плотностные – гравитационным аномалиям, физические свойства слоев уравнению Берча с коэффициентами, не выходящими из заданных пределов. Это задача многопараметрической оптимизации; отметим ее содержательные аспекты. 23

n Системы наблюдений ГСЗ нацелены на конкретные элементы структуры в ограниченном объеме среды, а в гравитационных аномалиях отражены все плотностные неоднородности. Способы устранения несоответствия сейсмической и гравитационной моделей литосферы: n 1. Влияние элементов плотностной структуры вне объема сейсмической модели устраняется разделением полей. При изучении литосферы используется изостатическая компенсация плотностных неоднородностей. n 2. Использование редукции Гленни позволяет убрать влияние структур раздела Мохо, компенсирующих рельеф за пределами 2°- зоны. n 3. Не зафиксированные методом ГСЗ в изученном объеме границы раздела с заметной структурой и скачками плотности можно выявить только детализацией и повышением точности сейсмических наблюдений. 24

Плотностная неоднородность верхней мантии n Плотность верхней мантии нельзя оценить по данным гравиметрии из-за неоднозначности решения обратных задач, а по уравнению связи скорость – плотность из-за малых латеральных вариаций скорости и плотности (меньше погрешностей коэффициентов). n Решение задачи возможно комплексированием данных гравиметрии и ГСЗ. n Региональные плотностные неоднородности литосферы: рельеф земной поверхности; рельеф фундамента платформ и межгорных прогибов; переменное соотношение толщины слоев коры; вариации толщины земной коры; плотность литосферного слоя верхней мантии. n Все эти неоднородности кроме последней – предмет исследований строения и изостазии земной коры по данным ГСЗ и гравиметрии. 25

n Комплекс данных ГСЗ и гравиметрии используется для выявления плотностных неоднородностей литосферного слоя мантии в таких формах: n сравнения реальной структуры земной коры по данным ГСЗ с ее изостатической моделью; n интерпретации латеральных изменений глубины "поверхности свободной мантии". n В методе сравнения реальной и изостатической моделей земной коры используются условия изостазии по Эри: Hми = Hм 0 + h 0 / ( м к), Hм 0 глубина раздела Мохо при h = 0; 0 плотность пород в пределах рельефа; h высота рельефа; на море это глубина с коэффициентом, ( в 0) / 0; м и к плотность пород мантии под разделом Мохо и средняя плотность земной коры. 26

n Отклонения от изостазии, неоднородность земной коры – различия по плотности и толщине осадочного, гранитного и базальтового слоев – учтены в формуле: Hми = Hм 0 + h 0 / ( м 0 б 0) + [Hос ( ос г) + + Нг ( г г 0) + Нг ( г 0 б 0)] / ( м 0 б 0), ос, г и б 0 плотность пород слоев – осадочного, гранитного и базальтового; Hос и Нг толщина осадочного и гранитного слоев, Нг латеральные изменения толщины гранитного слоя; эти параметры вместе с глубиной залегания раздела Мохо однозначно определяют толщину базальтового слоя; коэффициент компенсации топографических масс. Индексы 0 отмечают стандартные параметры, в отличие от переменных по площади величин. 27

n Мерой плотностной неоднородности м литосферного слоя верхней мантии Hлм является разность Hм реальной толщины земной коры по сейсмическим данным Hмс и ее изостатической модели Hми: Hм = Hмс Hми n м = м м 0 = Hм ( м 0 б 0) / Hлм. n Точность оценки м зависит от погрешностей Hмс и качества учета факторов неоднородности и неравновесия земной коры. n При средних значениях м 0 = 3, 25 г/см 3, б 0 = 2, 9 г/см 3, Hлм. = 50 км имеем м = 0, 007 Hм. n Погрешности определения глубины раздела Мохо по данным ГСЗ составляют примерно 3– 5 км, так что аномалии плотности верхней мантии определяются этим методом с погрешностью (0, 02 0, 03) г/см 3. 28

Плотностная неоднородность верхней мантии Сибири 29

Глубина раздела Мохо (изостатическая модель) 30

Плотностная неоднородность литосферной мантии Атлантического океана 31

Плотностная неоднородность астеносферы Атлантического океана 32

n В методе оценки глубины поверхности “свободной мантии”, эта глубина вычисляется с условием, что все слои коры сжаты до плотности мантии: n Нсм = Нм (1 к / м) h 0 / м, Нм глубина раздела Мохо, 0 средняя плотность пород в пределах рельефа. n При стандартных значениях плотности 0, к и м глубина поверхности “свободной мантии” Нсм 0 = 4, 3 км. n Аномалии плотности верхней мантии составляют: м = Нсм м 0 / (Нм Нсм 0); Нсм = Нсм 0. n При м 0 = 3, 25 г/см 3 и Нм Нсм 0 = 40 км м = 0, 08 Нсм. Погрешность оценки Нсм составляет 0, 02 г/см 3. n Нарушения изостазии – поправка Нсм = 0, 82 ( 1) h. При недокомпенсации, = 0, 8, получаем Нсм = 0, 16 h. Для рельефа h = 1 км, Нсм = 4, 14 км (вместо 4, 3 км). Если не учитывать эту поправку, получим аномалии плотности в мантии м = 0, 015 г/см 3. 33

Модель литосферы Западных Карпат по комплексу данных гравиметрии и геотермики 34

Сравнение Толщины Тепловой Литосферы С толщиной По данным о Составе и Р-Т- условиях Мантийных Ксенолитов кимберлитах 35