Наземні, аквальні і свердловинні геофізичні методи
Більшість традиційних методів фізики Землі і прикладної геофізики можуть використовуватися при рішенні тих чи інших геоекологічних і екологічних задач. Коротка їхня характеристика, особливості методики й інтерпретації наведені нижче.
4.4.1. Сейсмологія і сейсмічне мікрорайонування. Виділення сейсмонебезпечних територій з погляду місця, бальності і часу землетрусів, має велике значення при геодинамічних екологічних дослідженнях. Кожен землетрус фіксується сейсмічними станціями ряду обсерваторій однієї чи навіть декількох країн. У результаті обробки матеріалів одержують наступні відомості про землетрус:
— положення епіцентру, тобто проекції центра землетрусу (гіпоцентру) на земну поверхню;
— глибина гіпоцентру;
—інтенсивність землетрусу, обумовлена різними способами, наприклад за величиною відносної магнітуди М: М = lg[a(D)/a0(D)], де а(D) — амплітуда сейсмічних сигналів на різних відстанях від епіцентру D; a0(D) — стандартна амплітуда, що відповідає землетрусу, при якому на відстані D = 100 км величина сигналу дає на сейсмографі зсув 1 мкм;
— енергія землетрусів Е, яку можна розрахувати, наприклад, за наступними емпіричними формулами: lgЕ = =9,9+2М-0,24M2 чи lgE= 11,8 + 1,5 М (в ергах);— балъність Б, яка оцінюється, наприклад, по 12-бальній шкалі Ріхтера в такий спосіб: бальностям 3, 6, 7, 10—12 відповідають магнітуди 2, 5, 6, 8—10.
У результаті статистичної обробки безлічі землетрусів будуються карти вихідної балъності в дрібних масштабах (дрібніше 1:1 000 000) для країн, континентів, світу. Вони є офіційним документом, що характеризує сейсмічну небезпеку території, який, зокрема, визначає умови і вартість сейсмостійкого будівництва. У залежності від геолого-тектонічних умов бальність конкретної ділянки може відрізнятися від вихідної на ±2 бали. Якщо врахувати, що збільшення бальності на одиницю збільшує вартість будівництва в два рази, то очевидна велика роль уточнення бальності. Воно здійснюється шляхом проведення спеціальних інженерно-геологічних вишукувань, включаючи методи геофізичного картування (дистанційні, гравімагнітні, електромагнітні, сейсморозвідувальні), що називається сейсмічним мікрорайонуванням.
за даним картування виявляються особливо небезпечні ділянки: зони, що примикають до розломів, великим літологічним контактам, що є зсуво- і лавинонебезпечними, і ін. Далі уточнюється бальність ділянок відповідного будівництва. Для цього спочатку здійснюється аналіз матеріалів по минулих землетрусах у радіусі 100 км, їхньої повторюваності, магнітуди. Потім виробляється мікросейсморайонування, що включає виконання малоглибинной (до 50—100 м) сейсморозвідки. Вона виконується методом заломлених хвиль (МЗХ) і служить для визначення потужності четвертинних відкладів, глибини залягання і складу корінних порід, глибини залягання підземних вод. Отримані граничні швидкості Vг поширення пружних хвиль характеризують міцні властивості корінних порід. Якщо оцінити щільність s, наприклад, по ядерних методах ГДС чи вимірах на зразках, то можна розраховувати акустичну твердість у всіх точках досліджуваної ділянки (Vг×s). Порівнюючи її з акустичною твердістю еталонної ділянки Vге×sге, можна оцінити збільшення бальності по наступній емпіричній формулі: DБ = 1,7 lg(Vгеsге/Vг×s). На еталонних (ключових) ділянках, близьких за геолого-геофізичною будовою до дослідної, ведуться спеціальні сейсмологічні і сейсмічні дослідження. Більш точні способи визначення збільшення чи зменшення бальності повинні враховувати склад поверхневих відкладів, їхню вологість, глибину залягання підземних вод і інші фактори.
4.4.2. Методи глибинних геофізичних досліджень. Уся поверхня суші й океанів покривається суцільними геофізичними зйомками з глибинністю іноді до 10 км. Цей розділ геофізики називають регіональною (глибинною) геофізикою. Масштаби таких зйомок у міру виконання нових робіт укрупнюються, міняючись наприкінці XX с. від 1:1000000 до 1:100000 і більш у районах, перспективних з погляду знаходження корисних копалин. Незважаючи на пошукову спрямованість, регіональна геофізика дає матеріал і для рішення геоекологічних задач, наприклад, вивчення глибинних розломів, зон з високою сейсмічністю чи з різко завищеними фізичними властивостями над великими залізорудними й урановміщуючими родовищами.
Поверхня землі й океанів покривається площинними, суцільними (попланшетними) гравіметричними, включаючи альтиметрію, і магнітними зйомками.
По окремих профілях, рідше у вигляді площинних зйомок, проводяться наступні електромагнітні зондування (ЕМЗ):
— магнітотелуричні (МТЗ), засновані на вивченні природних низькочастотних полів космічного походження;
— зондування становленням поля в ближній зоні (ЗСБ) чи частотні зондування (ЧЗ), у яких використовуються керовані імпульсні і гармонійні низькочастотні поля;
— вертикальні і дипольні електричні зондування (ВЕЗ-ДЕЗ) на суші і безупинні електричні дипольні осьові зондування (БДОЗ) на акваторіях із застосуванням постійного чи низькочастотного змінного струму.
Глибинність ЕМЗ зростає зі збільшенням періоду коливань дослідних електромагнітних полів Т при МТЗ і ЧЗ чи часу становлення поля t при ЗСБ. Це пояснюється відомим у фізиці частотно-часовим скін-ефектом, тобто високочастотні і електромагнітні поля, які швидко змінюються, притискаються до поверхні провідників, у тому числі Землі. Глибинність зростає також з розносом R між живильними і приймальними лініями, на чому засновані ВЕЗ, ДЕЗ і БДОЗ. Для робіт методами ЕМЗ використовуються електророзвідувальні станції. Знаючи величину живильного струму І у живильній лінії АВ чи в генераторній петлі Q, різниця потенціалів DU на приймальних електродах різниця на приймальні петлі q, а також коефіцієнти установок k, що залежать від розмірів АВ, Q, МN, q і відстаней між ними R, можна розраховувати так називані позірні опори КС: rп = k×DU/I. Таким чином, у ЕМЗ вимірювані параметри (DU/і I) використовуються для розрахунку КС і інших трансформацій поля.
Ведучим, самим точним, хоча і найдорожчим методом структурної геофізики є сейсморозвідка методом відбитих хвиль (МВХ). Він заснований на вивченні відбитих пружних хвиль від контактів шарів з різними акустичними жорсткостями sV, де s і V — густини і швидкості пружних хвиль по обидві сторони від контакту відбиття. Виявлення високошвидкісних поверхонь розділу, наприклад кристалічного фундаменту, краще здійснювати методом заломлених хвиль (МЗХ). У МЗХ реєструються головні заломлені пружні хвилі, що утворюються на контактах шарів і товщ із більш високими швидкостями пружних хвиль у нижній товщі в порівнянні з породами перекриття. Ці хвилі виходять на поверхню на певній відстані від пункту збудження пружних хвиль. Вивчаючи їх, можна визначити глибини залягання заломлюючої поверхні і швидкості пружних хвиль, що дозволяє судити про літологію гірських порід.
4.4.3. Методика структурно-картировочної геофізики. Способи проведення структурно-картировочних (пошуково-картировочних) геофізичних досліджень у середніх масштабах (1:100000—1:200000) зводяться до вибору методу й апаратури, системи спостережень і масштабу робіт. Вони визначаються задачами досліджень, геолого-геофізичними умовами і петрофізичними особливостями досліджуваного району. Система спостережень характеризує густоту польових і аквальних зйомок при профільних і площинних роботах. Напрям профілів вибираються вхрест передбачуваного простягання геологічних структур чи об'єктів, що виявляються, а відстань між ними в 2—5 разів менше їхньої очікуваної довжини. Відстані між пунктами спостереження (крок зйомки) повинні бути в 2—5 разів менше очікуваної глибини, менше ширини і міжпрофільної відстані. З густотою сітки тісно зв'язаний масштаб зйомок і кінцевих геофізичних карт. Для гравітаційних методів крок повинний складати близько 5 мм, а для громіздких методів (сейсмічні й електромагнітні зондування) — 1—5 см у масштабі видаваних карт.
У результаті обробки даних наземних і аквальних гравімагнітних зйомок будуються графіки (криві), карти графіків (кореляційна карта графіків) чи карти аномалій того чи іншого параметра гравімагнітних полів. Вертикальний масштаб графіків і перетину ізоліній на картах визначаються точністю зйомок.
Попередня обробка електромагнітних зондуванні (ЕМЗ) зазвичай закінчується побудовою кривих залежностей ПО (rп для ВЕЗ-ДЕЗ, rw для ЧЗ, rt, для ЗСБ, rТ для МТЗ) від параметрів глибинності ПГ (R для ВЕЗ-ДЕЗ, 
для ЧЗ і МТЗ, 
для ЗСБ). На рис. 2 приведений приклад, коли разом отримані всі названі криві ЕМЗ в одному з районів південно-західної частини Московської сінеклізи. Внаслідок різної фізичної природи утворення аномалій криві ЕМЗ розрізняються. Вони якісно характеризують зміну УЕС від земної поверхні до глибин понад 200 км. Результати пометодної інтерпретації цих кривих дані нижче.
За даними ЕМЗ по профілях іноді будуються розрізи ПО: по горизонтальній осі проставляються центри ЕМЗ, по вертикальної — ПГ, біля яких записуються ПО і перевіряються ізолінії. Рис. 3 може бути прикладом розчленовування горизонтально-шаруватого теригенно-карбонатного розрізу, що є однієї з задач глибинного (об'ємного) геолого-геофізичного картування.
Сейсморозвідка виконується по окремим геотраверсам, опорним профілям, а при розвідці нафтогазових родовищ, де вона є основним методом, проводиться у вигляді площинних зйомок. Особливо високі точності (похибки у визначенні глибини близько 1%) виходять при вивченні багаторазових відбитих хвиль, що приходять від різних (до десятка) пунктів збудження. Якщо такі роботи проводяться по профілю, то метод називається методом загальної глибинної точки (МЗГТ), якщо по площі — тривимірною сейсморозвідкою (ЗД).
Рис. 1. Графік повного вектора індукції геомагнітного поля Т над залізовміщуючими кварцитами.
За допомогою багатоканальних сейсмічних станцій виконують в автоматичному режимі записи пружних коливань по всім розташованим на різних відстанях від пункту збудження сейсмоприймачів. За характером запису, амплітудами сигналів, частотному спектру визначаються часи приходу тих чи інших хвиль від різних границь розділу порід.
Обробка сейсмічної інформації складна насамперед через її обсяг інформації. Наприклад, у тривимірній сейсморозвідці записи виводять на сотнях каналів зі збудженням пружних хвиль з різних точок дослідних площ чи суші акваторій. У результаті реєструється безліч хвиль, ускладнених різними перешкодами. Тому обробка сейсмограм є складним фізико-математичним процесом і здійснюється за допомогою персональних комп'ютерів чи потужних електронних обчислювальних машин.
Рис. 2. Типові криві електромагнітних зондуванні в Калузькій області:
1 - ВЕЗ-ДЕЗ; 2 - ЗСБ; 3 - ЧЗ (Еx); 4- ЧЗ (Нy); 5 - ЧЗ (Нz); 6 – МТЗ
У результаті обробки сейсмограм будуються годографи, тобто графіки залежності часів приходу різних хвиль від відстаней до пункту збудження, чи тимчасові розрізи, при побудові яких по горизонталі відкладаються пікети прийому пружних хвиль, а по вертикалі вниз — так називані нульові часи приходу відбитих чи заломлених хвиль, отримані шляхом спеціальної обробки сейсмограм.
Рис. 3 Розріз позірного опору (а) і геолого-геоелектричний розріз (б) за даними ЗСБ і ВЕЗ в одному з районів Калузької області
1 - алювіальні відкладення (піски), 2 - суглинки. 3 - піски 4 - піски, що перешаровуються, і глини 5 - глини, що перешаровуються, і вапняки, 6 - глини 7 - вапняки 8 - питомий опір УЕС по ЗСБ і ВЕЗ
4.4.4. Методика малоглибинної геофізики. Для малоглибинних досліджень, та вивчення геологічного середовища товщиною від десятків до декількох сотень метрів, можуть використовуватися як гравімагніторазвідка, так і ряд методів електророзвідки, сейсморозвідки і радіометрії
Основними методами малоглибинної електророзвідки є методи природного електричного поля, опорів, індуктивні (низькочастотні й імпульсні) і радіохвильові (високочастотні)
Метод природного електричного поля (ЕП) заснований на вивченні природних електричних полів фізико-хімічної природи. Найбільш інтенсивні ЕП (до ±40 мв) виникають у силу окислювально-відновних процесів у присутності рудних тіл, а також вугілля, графіту, утворюючи у верхніх горизонтах земної кори так звані природні "гальванічні" елементи, тобто джерела постійного струму Менш інтенсивні ЕП (до ±(5—10) мв) формуються в геологічному середовищі внаслідок дифузії, адсорбції, фільтрації іонів підземних і поверхневих вод у пухких осадових і тріщинуватих скельних породах. Інтенсивність і тривалість існування цих полів визначається геолого-гідрогеологічними і фізико-хімічними процесами, узагальнений прояв яких прийнято характеризувати електрохімічною активністю гірських порід і руд a. Вимірюваними параметрами ЕП є різниці (градієнти) потенціалів DU між двома заземленими на відстані МN так званими неполяризующимися електродами, наприклад вугільними стрижнями. Якщо електрод N віднести досить далеко від дослідної ділянки (N®¥), то фактично на електроді М виміряється потенціал природного поля Uеп.
У електророзвідці методами опорів на постійному чи низькочастотному змінному (до 20 Гц) струмі виходять позірні опори (ПО) за допомогою установок з гальванічним порушенням (лінія АВ) і виміром (лінія MN) поля. Найчастіше застосовуються наступні установки, тобто комбінації живильних і приймальних електродів, чотириелектродні (АМNВ) і трьохелектродні (АМN, C®¥ і МNВ, C®¥, де C — додатковий живильний електрод, відносимий у "нескінченність" чи на відстань, що перевищує п'яти-, десятикратне значення максимального АВ), і ін У малоглибинній електророзвідці АВ звичайно не перевищує 500 м.
Якщо рознос R = АВ/2 залишиться постійним, то і глибинність розвідки постійна і приблизно дорівнює (0,3—0,5) R. Метод опорів, у якому рознос не міняється (його вибір визначається задачами і глибиною розвідки), а вся установка переміщається з однаковим, близьким до МN кроком по профілі, називається електричним профілюванням (ЕП). Цей метод служить в основному для виявлення неоднорідностей у горизонтальному напрямку. До ЕП відносять також ряд методів, заснованих на використанні дипольних установок (АВ і МN рознесені), штучних низькочастотних (до 600 Гц) полів з безконтактними вимірами (БВЕП), коли роль вимірювальної лінії МN виконує відрізок незаземленого проводу, і ін.
Якщо при нерухомому МN (центр зондування, точка запису) розноси R поступово збільшуються в геометричній прогресії чи за логарифмічним законом, наприклад вибираються рівними: 1; 1,5; 2; 3; 5; 10; 15; 20; 50; 100; ... м, то такий метод називається вертикальним електричним зондуванням (ВЕЗ). Тому що з ростом R зростає глибинність електророзвідки, і ВЕЗ служить для виявлення неоднорідностей електричного опору у вертикальному напрямку. Його застосовують для вивчення горизонтально- чи пологшаруватих геоелектричних, розрізів.
Якщо при нерухомому МN рознос R збільшується за законом арифметичної прогресії з постійним кроком, 1; 2; 3; 4; 5; ... м, то таке електричне зондування називається суцільним (СЕЗ). Воно служить для вивчення геоелектричних розрізів зі змінним питомими електричним опором (ПЕО) по горизонталі, як у ЕП, і по вертикалі, як у ВЕЗ. Відстані між сусідніми точками (крок зйомки) у ЕП, СЕЗ близький до MN, а у ВЕЗ — у 5—10 разів більше MN. Якщо окрім із ПО (rп) при виконанні ВЕЗ вимірювати позірну викликану поляризацію ВП (hп), то такий варіант електророзвідки називається ВЕЗ-ВП.
В індуктивній електророзвідці низькочастотне (частота до 10 кгц) чи імпульсне (тривалість імпульсів десятки міллісекунд) поле створюється за допомогою:
— довгого кабелю (ДК), заземленого на кінцях з АВ до 10—20 км;
— незаземленої петлі (НП) площею Q 1—3 км2;
— рамкової антени площею Q до 1 м2, використовуваної в дипольному індуктивному профілюванні (ДIП).
Джерелами струму в ДК і НП можуть служити ЕРС, а в ДIП — переносні генератори. У трьох варіантах індуктивної електророзвідки (ДК, НП, ДІП) ті чи інші складові сумарного магнітного поля Н, що складається з первинного, штучно створюваного, і вторинного, індукованого в Землі, можуть вимірятися на земній поверхні чи в повітрі. У наземних варіантах методу ДК, НП чи ДІП поле виміряється по профілях, перпендикулярним АВ, усередині чи поза петлею, чи на постійному видаленні від рамкової генераторної антени з кроком порядку 10 м.
До аквальних малоглибинних методів (руслова геофізика на ріках, озерах, морська геофізика поблизу берегів) відносяться зйомки природних полів (ПП), електропрофілювання (ЕП) і дипольне осьове електричне зондування (ДОЗ) донними установками. У комплексі робіт рекомендується використовувати також безупинне сейсмічне профілювання (БСП) методом відбитих хвиль, термометрію, гамма-зйомку.
Аероелектророзвідка методом ДК проводиться за допомогою наземної довгої лінії АВ, що живиться змінним низькочастотним струмом у кілька сотень герців від ЕРС, і вимірювальної петлі площею q, розташованої на літальному апараті (легкі літаки чи вертольоти). Магнітне поле Н реєструється на перпендикулярних АВ профілях, віддалених один від одного менш ніж на 0,1 АВ.
Аероелектророзвідка методом ДІП здійснюється за допомогою двох літальних апаратів: на одному знаходиться генераторна установка з петлею площею Q, на другому — вимірювальна з петлею площею q. Виміри виконуються при постійній відстані між ними (100—200 м). Існують і однолітакові варіанти ДІП, коли вимірювальна установка буксирується за літаком на кабелі.
Відстань між профілями при наземній індуктивній зйомці складає кілька десятків метрів, а при повітряній — кілька сотень метрів. Профілі, як і завжди в геофізичній зйомці, направляються вхрест передбачуваного простягання геологічних структур.
Радіохвильове профілювання (РП) і радіохвильове зондування (георадар) виконується за допомогою портативних приймачів і радіоприймачів. Вони служать для виявлення геоелектричних неоднорідностей як за питомим електричним опором r, так і за діелектричною проникністю e. Глибинність цих методів унаслідок високого скін-ефекту складає 10—30 м, а крок зйомки — менше 10 м.
За результатами електропрофілювання різними методами і попередньою обробкою матеріалів будуються графіки, карти графіків і карти (плани) отриманих параметрів поля. На рис. 4 приведений графік електропрофілювання (ЕП) і геологічний розріз за даними перевірочного буріння в одному з районів Поволжя. Вміст нафти в свердловинах визначалося за допомогою газоаналізатора.
Рис. 4. Графік ЕП при АВ = 10 м, МN = 1 м (а) і геологічний розріз по профілі уздовж нафтоналивної естакади (б) (Геологічне дослідження .., 1999);
1 — торф'яні відкладення; 2 — піски; 3 — нафта; 4 — точки ЕП
На рис. 5 приведена карта вертикальної складової магнітного поля Н. при радіохвильовому профілюванні (відстань між передавачем і приймачем 10 м, крок вимірів 1—5 м) на одному з кар'єрів видобутку вапняків для виробництва цементу на Україні. Наявність карстових порожнин, заповнених піщано-глинистим матеріалом і розміри, що має, до 3х6х8 м, веде до руйнування бортів (уступів) кар'єру, порушенню технології механічної виїмки вапняків, зниженню їхньої якості. Виявлені радіохвильовим профілюванням карстові порожнини перевірені бурінням, і обґрунтований висновок про нерентабельність виїмки цієї частини родовища.
Рис. 5. Карта ізоліній вертикальної складової (Н.) радіохвильового профілювання на одному з родовищ вапняків України:
1 — розкривний уступ; 2 — добувний уступ; 3 — радіопрофілі; 4 — ізолінії Н ; 5 — карстова порожнина; 6 — завірочні свердловини.
Малоглибинна сейсморозвідка проводиться за допомогою портативних (1—24-канальних) сейсмічних станцій. Збудження пружних хвиль на суші виробляється ударами (чи кувалдою за допомогою падаючого вантажу), а на акваторіях — електроіскровими джерелами. Наземні малоглибинні сейсмічні дослідження частіше проводяться методом заломлених хвиль (МЗХ), а аквальні (руслова і морська сейсморозвідка) — методом безупинного сейсмічного профілювання (БСП), у якому використовуються відбиті хвилі. У результаті будують годографи хвиль і часові розрізи.
Радіометричні (повітряні, автомобільні, пішохідні) зйомки виконуються за допомогою детекторів, що вимірюють інтегральний по енергіях потік природного гамма-випромінювання, чи гамма-спектрометрів, що виділяють потік енергетичних інтервалів, характерних для випромінювання урану, торию і 40К. Зйомки бувають профільними наземними, виконуються уздовж окремих маршрутів, профілів, і площинними, коли інтенсивності гамма-випромінювання Іg вивчаються по системі спостережень приблизно такої ж, як у магніторозвідці, з використанням радіометрів. Повітряні ж радіометричні зйомки часто комплексуються з аеромагнітними.
При обробці інформації визначаються аномалії гамма-поля Іа ³ Іср+Зs, де Іср — середня арифметична величина залишкового фона, що утвориться за рахунок космічного і загального земного радіоактивного випромінювання, s — середнє квадратичне відхилення для фонових значень гамма-поля. Залишковий фон в кожнім районі можна визначити, провівши зйомки над свідомо напрацьованими ділянками (акваторіями, виходами вапняків і інших нерадіоактивних порід). У результаті радіометричної зйомки будуються графіки, карти графіків (кореляційні карти) і карти ізоліній Іа. На рис. 6 приведена кореляційна карта графіків радіометричної гамма-зйомки, на якій максимумами виявляються місця розташування шарів з підвищеною радіоактивністю.
Рис. 6. Кореляційна карта графіків пішохідної гамма-зйомки (Бондаренко, 1998)
Еманаційна (радонова) зйомка виконується за допомогою еманометрів, призначених для визначення концентрації радону по інтенсивності альфа-випромінювання Іa ґрунтового повітря. Проби повітря насосом накачуються в камеру еманометра. Крок спостережень при еманаційній зйомці складає 10—100 м. У результаті будуються графіки спостережених концентрацій радону. Еманометром вивчають концентрацію підгрунтового радону, його вміст у повітрі приміщень, гірських виробок і на земній поверхні. Визначення потоку радону з надр у приземний шар атмосфери необхідно проводити при виборі площадок під будівництво житлових і службових приміщень.
4.4.5. Обробки та інтерпретація наземних і аквальних геофізичних матеріалів. Польові і аквальні геофізичні матеріали містять кількісні значення тих чи інших фізичних параметрів поля, зведення про їхні зміни в просторі і в часі, отримані з визначеною технічною і методичною похибкою. Ці дані часто ускладнені перешкодами (які, до речі, можуть становити самостійний інтерес):
— природними (варіації полів унаслідок різної космічної, сонячної і земної активності, неоднорідності поверхневих геологічних утворень, накладення аномальних фізичних полів від геологічних неоднорідностей чи корисних копалин, розташованих на різних глибинах);
— техногенними (електромагнітними, тепловими, пружними, радіоактивними).
Виділення зі спостережених полів, ускладнених безліччю перешкод, нормальних і одержання аномальних полів — складна технічна й обчислювальна проблема. Вона вирішується в ході обробки, як правило комп'ютерної, матеріалів за допомогою різних фізико-математичних прийомів виділення корисної інформації на фоні перешкод і трансформації її в різноманітні аномальні параметри.
Графіки (криві), карти графіків, карти і розрізи аномальних чи трансформованих параметрів поля, тобто змін їх у горизонтальному і вертикальному напрямках, піддаються фізико-математичній, як правило комп'ютерній, інтерпретації. Вона зводиться до рішення зворотної задачі геофізики, тобто до визначення за аномальними параметрами поля геометричних і фізичних характеристик утворюючих аномалії об'єктів. Найчастіше рішення зворотної задачі проводиться способом порівняння, коли геофізичні дані (графіки, криві, розрізи і карти аномальних параметрів поля) порівнюються з аналогічними даними, теоретично розрахованими на комп'ютері. Такі розрахунки аномалій над заданими моделями, тобто об'єктами з відомими геометрією і фізичними властивостями (математичне моделювання), проводяться за отриманими у теорії геофізичних методів формулам і називаються рішенням прямої задачі геофізики. У ході комп'ютерного рішення зворотної задачі послідовно міняються геометричні і фізичні характеристики моделей об'єктів до збігу розрахункових матеріалів з отриманими аномальними. У процесі таких ітераційних порівнянь автоматично чи в результаті діалогу людина-комп'ютер уводиться додаткова інформація про конкретні геолого-геофізичні умови району досліджень. Характеристики (параметри) співпавшої теоретичної моделі, переносяться на реальний, дослідний геолого-геофізичний розріз.
У результаті інтерпретації геофізичних матеріалів виходять геолого-геофізичні розрізи і карти по опорних горизонтах, тобто товщам порід, добре витриманим по простяганню і мають досить стійкі фізичні характеристики. Розрізи і карти частіше бувають пометодними: густинними, магнітними, геоелектричними, глибинними сейсмічними (швидкісними). При їхній побудові по горизонталі відкладаються точки запису, чи пункти місцевості, для яких виконана кількісна інтерпретація, по вертикалі вниз — глибини, біля яких записуються чисельні величини фізичних властивостей гірських порід (густиниі, магнітної сприйнятливості, питомого електричного опору чи швидкості поширення пружних хвиль). Особливий інтерес представляють геолого-геофізичні розрізи, отримані в результаті комплексування геофізичних методів з урахуванням даних опорного буріння. Характеризуючи виявлені товщі чи шари набором фізичних властивостей їхніх гірських порід, що складають, можна оцінити екологічне забруднення і т.д., враховувати геометричні параметри виявлених аномальних об'єктів. На рис. 7 зображений геоелектричний розріз, побудований за даними різних методів ЕМЗ уздовж профілю д.Олександрівка — с. Беляєво (Калузька область). Представлений геоелектричний розріз відрізняється від реального геологічного розрізу тим, що на ньому виділені електричні горизонти з приблизно однаковими ПЕО. Вони поєднують потужні літолого-стратиграфічні товщі розрізу, а не окремі шари, що виділяються на геологічних зразках за даними буріння і ГДС. По спаду гілки кривої МТЗ на глибині 150—200 км виділяється провідна мантія (астеносфера).
На рис. 8 приведений геолого-геофізичний розріз, побудований за даними сейсморозвідки МЗХ і електророзвідки методами ВЕЗ і ВЕЗ-ВП, на якому за фізичними властивостями (Vг, r и h) проведене літологічне розчленовування, виявлені покрівля зволожених суглинків (капілярна облямівка) і рівень ґрунтових вод (7 і 2), поверхня зруйнованих і щільних вапняків (3 і 4).
Рис. 4.7. Геоелектричний розріз по профілю д. Олександрівка — с.Беляєво (Калузька область), побудований за даними всіх методів ЕМЗ:
1 - нерозчленована товща Q-C1; 2 - глини C1; 3 - вапняки D3; 4 - піски D2; 5 - фундамент Аr-Рr1; б — питомий опір, Ом×м; 7 — точки ЕМЗ
Рис. 8. Геолого-геофізичний розріз за даними сейсморозвідки і електророзвідки (позначення в тексті)
Оскільки зворотна задача геофізики, тобто визначення параметрів об'єкта по створеному їм аномальному фізичному полю, у принципі, неоднозначна, то для достовірності інтерпретації треба враховувати усі відомі апріорі геолого-геофізичні зведення, тобто комплексувати методи, а геологічне тлумачення результатів краще проводити геофізикам і геологам спільно. Геофізика забезпечує геологам, у тому числі геоекологам, широке використання математичного апарата. Це досягається як усією технологією геофізичних робіт, так і широким впровадженням електронних обчислювальних машин для математичного моделювання, при проведенні якого здійснюється апроксимація (наближена заміна) реальних геологічних об'єктів спрощеними фізико-геологічними моделями, для яких аномалії можна розраховувати. У результаті геологічні об'єкти і їхні властивості стають чисельно охарактеризованими, а відомо, що успіхи будь-якої науки залежать від рівня використання математики.
4.4.6. Геофізичні дослідження свердловин і лабораторні методи. Особливим розділом геофізики, призначеним для вивчення фізичних властивостей гірських порід в околосвердловинному просторі (у декількох метрах від свердловин), є геофізичні методи дослідження свердловин (ГДС). Вони забезпечують вивчення свердловин без добору зразків порід чи керна (іноді при частковому доборі) шляхом комплексних геофізичних досліджень у свердловинах, що дають не менше інформації, чим відібраний керн.
У табл. 4.3 дана фізико-геологічна класифікація геофізичних методів дослідження свердловин, у якій приведені повні і скорочені назви основних методів ГДС вивчаємі ними фізичні властивості гірських порід, вимірювані параметри фізичних полів і типові геологічні задачі, що розв'язуються з їхньою допомогою. Як правило, по одному методі ГДС виходить мало інформації про фізико-геологічні особливості розрізу, що розчленовується. Тільки сполучення декількох методів, їхнє комплексування, забезпечує з високою імовірністю рішення поставлених перед ГДС задач.
Комплексність досліджень у ГДС легко реалізується наявністю в типовій каротажній станції приладів для робіт більшістю методів геофізики.
Інтерпретація даних ГДС (каротажних діаграм, представлених у візуальному вигляді на паперових стрічках чи у цифровій формі на магнітофоні) виробляється графоаналітичними і комп'ютерними методами. Навіть при частковому доборі керна його лабораторне вивчення підвищує інформативність ГДС.
Таблиця 4.3