Развитие методов интерпретации данных электромагнитных зондирований, применяемых в инженерной геофизике (1104595), страница 4

Просмтор этого файла доступен только зарегистрированным пользователям. Но у нас супер быстрая регистрация: достаточно только электронной почты!

Текст из файла (страница 4)

За краями профиля возникли ложные высокоомные объекты. На разрезе по линии профиля видно, что проводящие зоны расположились назавышенной глубине. Невязка инвертируемых и отвечающих этой модели данных(RMS) составляет 1.3.12Рис. 6. Результаты 3D инверсии - карта сопротивления на глубине 112.5 ми геоэлектрический разрез вдоль профиля наблюдений (чёрная линия на карте).Стартовая модель для инверсии - ОПП 400 Ом∙м (слева) и три призмы в ОПП400 Ом∙м (справа).

Пунктиром показаны истинные положения призм.Далее в стартовую модель были добавлены призмы, параметры которых былиопределены по результатам анализа и 1D и 2D инверсий и близки к истинным. Всетри призмы присутствуют и в итоговой модели (рис. 6 справа), но ложные структурыза краями профиля сохранились, равно как и центральная глубинная аномалия, а невязка осталась на уровне 1.3.Тогда в качестве фонового разреза в стартовой модели была задана истиннаятрёхслойная среда, которую удалось восстановить с помощью 1D и 2D инверсий. Нарис.

7 показаны результаты инверсии для случаев, когда призмы соответственно небыли и были включены в стартовую модель. В обоих случаях итоговые модели включают все призмы, их расположение определено верно, сопротивления и глубины залегания остались несколько завышенными, как и на этапе анализа и 1D и 2D инверсий,ложные структуры отсутствуют, и RMS составляет примерно 0.3.Как мы видим, выбор стартовой модели весьма существенно влияет на результатинверсии.

При удачном выборе 3D инверсия данных по одиночному профилю можетдать вполне достоверное распределение сопротивления в полосе, охватывающей профиль наблюдений. Причём в условиях, когда среда представляет собой суперпозициюслоистого разреза и локальных неоднородностей (или протяжённой аномальной зоны,в случае со второй геоэлектрической моделью), ключевое значение имеет именноверное задание слоистой составляющей стартовой модели.

Таким образом, за счётсужения класса эквивалентных моделей (поиска решения в окрестности выбраннойстартовой модели) удаётся успешно выполнять 3D инверсию на основе МТ данных,полученных на одиночном профиле.13Рис. 7. Результаты 3D инверсии - карта сопротивления на глубине 112.5 ми геоэлектрический разрез вдоль профиля наблюдений (чёрная линия на карте).Стартовая модель для инверсии - фоновая трёхслойная среда (слева) итри призмы в фоновой трёхслойной среде (справа).Пунктиром показаны истинные положения призм.Конечно, были рассмотрены относительно простые геоэлектрические модели.При существенных региональных изменениях фонового разреза, более сложной форме изучаемых структур и высоком уровне приповерхностного шума решение задачистановится гораздо более сложным, и может потребоваться задание неоднородностейв стартовой модели.Приведённый подход не следует рассматривать как универсальный, но в рядеслучаев он может существенно повысить эффективность исследований.

Речь идёт, впервую очередь, о прикладных исследованиях, при проведении которых, как правило,ограничиваются построением геоэлектрических разрезов по линиям профилей.Также стоит отметить, что, во-первых, методика «бокового зондирования» позволяет выявить артефакты на разрезах, полученных с помощью 1D и 2D инверсии,которые связаны с 3D эффектами.

Во-вторых, методика применима не только к данным АМТЗ, но и к другим модификациям МТ метода, например, РМТЗ (при соответствующем масштабировании глубин и частот).Дальнейшее развитие данного направления состоит в накоплении опыта с помощью синтетических данных для различных моделей, имитирующих наиболее распространённые геологические ситуации, а также во внедрении методики «бокового зондирования» при исследованиях реальных объектов.14ГЛАВА 4. Совместная интерпретация данных методов вертикального электрического зондирования и зондирования становлением поля в ближней зонеПри решении задач инженерной геофизики изучаются глубины, как правило, допервых сотен метров. В комплексе геофизических методов при изучении этих глубиншироко используются различные модификации метода сопротивлений, прежде всего,метод ВЭЗ, в т.ч. его современная модификация - метод электротомографии.

За последние десятилетия стал всё шире применяться ещё один метод электроразведки,имеющий принципиально другие физические основы - это метод ЗСБ.Метод ВЭЗ до конца прошлого века фактически был доминирующим, с помощью которого разрез изучался до первых сотен метров. Он обладает несложной схемой установки, и для измерений этим методом используется простая и недорогая аппаратура. Метод ВЭЗ позволяет получать УЭС, которое является чрезвычайно информативным параметром горных пород. К недостаткам метода относится резкое повышение трудоёмкости измерений при увеличении глубины исследования, а также вовремя интерпретации данных - проблема определения глубин границ из-за широкойобласти эквивалентных решений.Также как метод ВЭЗ, ЗСБ позволяет изучать УЭС горных пород.

К преимуществам ЗСБ относятся простая установка и высокая производительность при изученииглубин до первых сотен метров. Аппаратура ЗСБ в связи с рядом особенностей метода значительно сложнее и дороже по сравнению с ВЭЗ. Но основным недостаткомметода ЗСБ является то, что измерения на очень маленьких временах становления(примерно до 10 мкс) зачастую искажены собственными процессами в измерительнойустановке, а значит, верхняя часть разреза (ВЧР) недоступна для изучения (до 2 - 20метров в зависимости от установки и силы тока).

Тем не менее, методы ВЭЗ и ЗСБимеют значительный общий интервал изучаемых глубин.Таким образом, комплексирование этих методов между собой могло бы помочьрешить недостатки каждого из них. Но при рассмотрении вопроса комплексированияметодов ВЭЗ и ЗСБ первое, с чем мы сталкиваемся - уровень кривых кажущегося сопротивления по обоим методам может отличаться в несколько раз. При этом различиябывают столь велики, что их невозможно объяснить частотной дисперсией УЭС. Насамом деле возможные различия в данных ВЭЗ и ЗСБ заключаются в использованиикаждым из методов разной составляющей ЭМ поля: ВЭЗ - гальванической, ЗСБ - индукционной.

Более того, здесь уместно будет вспомнить «принцип информационнойдополнительности» из 2D магнитотеллурики, в которой, как известно, ЭМ поле разделяется на две части - ТЕ- и ТМ-моду. Первая связана с токами, текущими вдольструктур, то есть с индукционной составляющей поля, вторая - с токами, текущимипоперёк структур, то есть с гальванической составляющей поля. Естественно предположить, что выводы для TE- и TM-мод относительно их разной устойчивости к 2Dаппроксимации реальных структур и чувствительности к различным объектам имеют15гораздо более широкий круг влияния и их можно распространить, в т.ч.

на рассматриваемые в этой главе два метода.Как известно, геологическая среда, представленная в виде горизонтальнослоистой модели, состоит из большого числа слоёв. При решении обратных задачгеофизики, чтобы избежать неоднозначности решения, количество слоёв модели сводят к минимальному числу. Только для методов, использующих гальваническую составляющую поля, комбинация слоёв одна, а для методов, использующих индукционную составляющую, может быть совсем другая. В то же время каждая из этих группметодов позволяет определять свои устойчивые параметры разреза. Для первой группы такими параметрами являются продольная проводимость проводящих слоёвS  iи поперечное сопротивление высокоомных слоёв T    hi   i . Дляhiiiвторой группы - суммарная продольная проводимость низкоомных слоёв S∑ и глубинадо подошвы высокоомных слоёв H    hi .

Таким образом, комплексируя методыiиз обеих групп, можно получить максимум информации о многослойной среде.Заменяя несколько тонких слоёв реальной геологической среды одним слоем интерпретационной модели, мы переходим к некоторому эквивалентному разрезу. Нодля такого перехода необходимо, чтобы в эквивалентной модели параметры S∑, T∑ иH∑ слоя, заменившего несколько слоёв исходного разреза, были равны сумме соответствующих параметров слоёв исходного разреза. Выполнение этого условия возможно только в том случае, если суммарный слой представить макроанизотропным с n, где  n - сопротивление слоя вкрестlкоэффициентом макроанизотропии  напластования,  l - сопротивление слоя вдоль напластования.Для гальванической составляющей эквивалентность разрезов обеспечиваетсядвумя параметрами - S∑ и T∑. Для индукционной составляющей - S∑ и H∑.

В первомслучае сопротивление и мощность суммарного слоя ρГ и hГ находятся из уравнений:T h ГS ГhГГГh  T Г STShh  n h    l  h  l  h   ,  n n   l   m .В этом случае мощность суммарного слоя завышается в λ раз, а его сопротивлениеравно среднему геометрическому сопротивлений вдоль и вкрест напластования.Для индукционной составляющей сопротивление и мощность эквивалентногослоя ρИ и hИ определяются следующим образом:hИ = h∑,16S hИИhИh hS  l И   l .Таким образом, мощность суммарного слоя сохраняется, а сопротивление равняетсясопротивлению вдоль напластования. То есть, давая информацию о глубинах некоторых геоэлектрических границ, индукционные методы плохо чувствуют высокоомныесоставляющие разреза, и полученные ими сопротивления в горизонтально-слоистыхсредах (ГСС) всегда меньше сопротивлений, полученных гальваническим методом.Получается, построение общего геоэлектрического разреза, удовлетворяющегонаблюдённым данным обоих методов, будет затруднительно без введения макроанизотропных толщ.

В таком случае в модель необходимо будет вводить большое количество тонких слоёв, что значительно снизит устойчивость решения обратной задачи.Во избежание этого правильнее будет присвоить некоторым толщам третий параметрпомимо сопротивления и мощности - коэффициент макроанизотропии.На рис. 8 приведены результаты расчёта прямой задачи ВЭЗ и ЗСБ для трёх моделей. Видно, что модели 1 и 2 для метода ВЭЗ являются эквивалентными, т.к. остались неизменны продольная проводимость второго слоя и поперечное сопротивлениетретьего. Расхождение между соответствующими кривыми ВЭЗ составило 1%.

Однако для метода ЗСБ аналогичное расхождение равно 18,7%. Модель 3 является копиеймодели 2, за исключением сопротивления третьего слоя. Кривые ЗСБ для этих моделей практически совпали (расхождение 0,47%), тогда как расхождение соответствующих кривых ВЭЗ более 10%. Таким образом, можно сделать вывод о том, что спроблемой эквивалентности в геофизических методах нужно бороться с помощьюкомплексирования. Другими словами, нужно использовать тот факт, что эквивалентность разрезов в каждом методе происходит по своим параметрам: два разреза, эквивалентные по данным метода ВЭЗ, не будут эквивалентны в методе ЗСБ, и наоборот.Отсюда появляется необходимость в создании общего функционала невязки длядвух рассматриваемых методов.

Такие функционалы представлены в небольшом количестве трудов как зарубежных, так и российских геофизиков и приведены в диссертации. А. А. Бобачёвым (Геологический факультет МГУ им. М. В. Ломоносова) дляисследований в данном направлении была создана версия программы IPI2win, в которой реализован общий функционал невязки в наиболее простом виде:F  p   lnj 1NR p 2 kOBSj ln kTj 1    ln j 12NTOBSj ln  j  p  ,Tp  ln h1 ,..., ln hN 1 , ln 1 ,..., ln  N ,где p - вектор параметров модели, N - количество слоёв в модели,  kOBSи  kTj - наблюjдённые и теоретические значения кажущегося сопротивления на j-м разносе в методеВЭЗ, OBSи Tj - наблюдённые и теоретические значения кажущегося сопротивленияj17на j-м времени задержки в методе ЗСБ, NR - количество разносов, NT - количествовремён задержки, 0 ≤ α ≤ 1 - параметр, контролирующий соотношение вкладов данныхВЭЗ и ЗСБ в функционал.

Характеристики

Список файлов диссертации