8.3.1. Качественная неоднозначность по определению природы геофизических аномалий
8.3.2. Количественная неоднозначность при решении обратных задач
* * *
Построение ФГМ, адекватной искомому объекту, требует тщательного изучения возможных проявлений неоднозначности при геофизических исследованиях. Эта неоднозначность или неопределенность решения имеет две стороны: одна из них касается качественного определения геологической природы выявленных геофизических аномалий, вторая — получения количественных геометрических характеристик объектов исследований: формы, размеров, глубины и других элементов залегания.
8.3.1. Качественная неоднозначность по определению природы геофизических аномалий
Установление геологической природы аномалий того или иного геофизического поля является первоочередной задачей в рудных районах, для которых проблема классификации геофизических аномалий на рудные и нерудные стоит особенно остро. Действительно, аномалии гравитационных, магнитных, электрических и других полей, обусловленные объектами исследования, очень часто не отличаются по форме, интенсивности и размерам от аномалий, создаваемых геологическими неоднородностями верхней части разреза, рельефом местности и другими факторами. Аномалии от вертикально залегающих рудных тел часто сходны с аномалиями от тектонических нарушений, по которым внедрялись гидротермальные растворы.
Рассмотрим пример однозначного решения задачи распознавания пород разных типов при картировании. Пусть свойства пород шести основных типов (А, Б, В, Г, Д, Е), слагающих район исследований, представлены в виде распределений физических свойств (рис. 8.2). Если значение магнитной восприимчивости опознаваемого комплекса ae′, то этот комплекс можно отнести к одному из трех типов пород А, В, Е. Наличие третьей характеристики — кажущегося сопротивления (ρ′k) — позволяет однозначно определить его принадлежность к классу В. Анализ рис. 8.2 показывает, что любая из пород шести типов по данным трех методов (магнито-, грави- и электроразведки) опознается однозначно.
Рис. 8.2. Определение природы геофизических аномалий
8.3.2. Количественная неоднозначность при решении обратных задач
Неоднозначность количественного решения обратной задачи проявляется в теоретической и практической эквивалентности. Теоретическая эквивалентность состоит в том, что различные по размерам и глубинам залегания геологические объекты могут создавать одинаковые по форме, размерам и интенсивности аномалии. Практическая эквивалентность определяется совпадением аномальных эффектов от различных по размерам объектов в пределах погрешностей наблюдений и используемого метода интерпретации.
В гравиразведке, например, теоретическая эквивалентность устанавливается из формулы для расчета гравитационного эффекта (∆g) от горизонтального бесконечного по простиранию слоя постоянной мощности: ∆g = 2πGσпh (G — гравитационная постоянная; σп и h — плотность слоя и его мощность). Значение ∆g в любой точке наблюдения определяет величину произведения σпh и, следовательно, отдельно невозможно найти ни мощности, ни плотности этого слоя. Однако если мощность слоя определена иным методом, например, сейсморазведкой, то становится возможной оценка и его плотности. Другой пример относится к рассмотрению эффекта ∆g от сфер разного радиуса (R). Если плотность каждой сферы уменьшается при увеличении радиуса так, что общая эффективная масса сферы остается неизменной, т. е. Мэф = σэфR3 = const (σэф — эффективная плотность), то по результатам измерения силы тяжести ∆g радиус сферы и ее плотность отдельно не определяются (рис. 8.3 а).
Практическая эквивалентность связана с неизбежными погрешностями измерений и влиянием помех различного происхождения. На рисунке 8.3 б проведены кривые вторых производных гравитационного потенциала, где
и ряд треугольников, представляющих собой сечения бесконечных по простиранию треугольных призм разной плотности. Эффект от таких призм описывается в пределах погрешностей наблюдений одними и теми же кривыми.
Рис. 8.3. Теоретическая эквивалентность в гравиразведке:
a — гравитационное поле сферы (условие эквивалентности: R3σэф = const;
σ3 > σ2 > σ1; R1 > R2 > R3; V1σ1 = V2σ2 = V3σ3);
б — кривые Wxz и W∆ над бесконечными треугольными призмами
В магниторазведке практическая эквивалентность проявляется при интерпретации данных магнитного поля различными методами, когда наблюденные кривые ∆Т достаточно близко совпадают с несколькими теоретическими кривыми от объектов разной формы и размеров в пределах погрешностей методов интерпретации.
В электроразведке, как показывает опыт, по кривым вертикального электрического зондирования (ВЭЗ) обычно можно найти лишь отношение мощности i-го слоя (hi), входящего в геоэлектрический разрез, к его сопротивлению (ρi) (т. е. продольную проводимость слоя Si = hi/ρi), если подстилающий горизонт высокоомен, либо их произведение (т. е. поперечное сопротивление Ti= hi ρi), если подстилающий горизонт низкоомен, а не сами величины hi и ρi раздельно. Таким образом, для изменяющихся в некоторых пределах значений hi и ρi кривые ВЭЗ практически неразличимы, если в зависимости от типа кривой ВЭЗ соблюдается одно из условий: Si = const или Ti = const. В этих случаях Si и Тi являются параметрами эквивалентности, определяемые практически однозначно.
В сейсморазведке методом отраженных волн способом нулевого времени t0 = 2H/v можно определить глубину залегания структуры (Н), если известна скорость отраженных волн (v), например, по сейсмическому каротажу скважин.
8.3.3. Сужение пределов неоднозначности
Качественная и количественная неоднозначности при решении обратной задачи геофизики проявляются обычно одновременно. И в общем случае достижение однозначности как для определения природы геофизических аномалий, так и для количественного описания возмущающих объектов возможно лишь путем комплексирования разных методов.
Природу аномалий (точнее, классификацию их на рудные и безрудные) можно иногда определять и с помощью какого-нибудь одного метода, применяя несколько его модификаций. Это будет внутриметодное комплексирование. Широко известен, например, способ разделения аномалий, выделенных электропрофилированием, на приповерхностные, связанные с неоднородностями в рыхлых отложениях, и глубинные, обусловленные коренными породами. Способ заключается в проведении работ на двух разносах питающих заземлений АВ — меньшем и большем. Если при большем разносе аномалия ρк проявляется резче, чем при меньшем, значит, она глубинного происхождения, и наоборот. Лучше для этих целей использовать графики отношения величин ρк, полученных для двух разносов. Этим же способом в электропрофилировании можно разрешить неопределенность типа «синклиналь — антиклиналь». Например, понижение ρк может наблюдаться как при поднятии нижнего слоя низкого сопротивления, так и в случае погружения пласта высокого сопротивления (рис. 8.4).
Рис. 8.4. Графики электропрофилирования симметричной установкой
с двойными разносами A′AMNBB′ над геологическими разрезами различных типов:
1 — увлажненные наносы; 2 — граниты; 3 — зона трещиноватости;
4 — глыбовые песчаники; 5 — глины
В электроразведке переменным током разная глубинность достигается наблюдениями на разных частотах: чем выше частота, тем меньше глубинность исследований (скин-эффект). Разночастотные наблюдения могут оказаться полезными и для отделения сплошных сульфидных руд от вкрапленных. При определении природы возмущающего объекта электроразведка переменным током на высоких частотах обладает преимуществом перед методом сопротивлений на постоянном или низкочастотном токе, поскольку в высокочастотных полях породы различаются не только по электропроводности, но и по диэлектрической проницаемости, поэтому разрешающая способность электроразведки возрастает. Породы с одинаковой электропроводностью могут различаться по диэлектрической или по магнитной проницаемости.
В методе естественного поля ложные аномалии фильтрационного происхождения выделяются по признаку их изменчивости во времени. Разновременные съемки дают в этих случаях графики потенциала, сходные по характеру, но различающиеся по абсолютным значениям. Последнее объясняется тем, что интенсивность фильтрации подземных вод зависит от времени года, в частности, от количества выпадающих осадков. Другим отличием этих графиков является их обратная связь с рельефом: график потенциала U представляет собой как бы зеркальное отображение рельефа земной поверхности вдоль профиля наблюдений.