Порода волновое число

- пески сухие (УЭС около 300 Ом*м) – 0,6;

Почва каштановая (влажность =11%) 1,1;

Супесь, почва степная (маловлажная) 1,6;

Суглинки, лёсс, солонцы (влажность 17%) 2,1;

Суглинки средние, влажные 2,6;

Гумус, чернозём, засоленные почвы (УЭС = 5 – 7 Ом.м) – 4,5.

Единственным недостатком метода РВП – малая глубина - 1-2 м.

Лекция 7. Тема: Изучение динамики подземного потока, геотермических условий и состояния геокролитозоны. Результаты и интерпретация

При региональных гидрогеологических исследованиях геофизическими методами бассейнов различных типов могут решаться следующие задачи: определение направления и скорости подземного потока; обнаружения мест питания и разгрузки подземных вод; исследования интенсивности перетока между водоносными горизонтами; изучение фильтрационных характеристик водоносных и слабопроницаемых толщ.

Определение направления и скорости подземного потока выполняются путём маркирования подземных вод радиоактивными изотопами, что требует бурения куста скважин. Геофизики способны решать эту задачу более дешевым и достаточно надёжными методами – методом естественного поля (наземный вариант) и методом заряженного тела. Последний способ можно реализовать бурением лишь одной скважины. Об этом говорилось в предыдущей лекции. Кроме того используются и не геофизические методы, такие изучение как данные о рельефе местности, уровне поверхностных водоёмов и водотоков, выходов родников и т.п.

Изучение конфигурации уровня грунтовых вод позволяют также охарактеризовать водообильность пород. Так, четко прослеживаемая геофизическими методами граница, связываемая с зеркалом грунтовых вод, свидетельствует о высокой степени трещиноватости пород. При слабой трещиноватости пород уровень грунтовых вод резко погружается в сторону водотоков; наоборот, при незначительной трещиноватости он слабо зависит от рельефа местности, отличаясь пологим уклоном. Увеличенная скорость подземных вод также свидетельствует о сильной трещиноватости и большой проницаемости пород.

При выявлении областей питания и разгрузки большое значение имеют косвенные и прямые наблюдения. Косвенные наблюдения заключаются в оконтуривании участков, которые потенциально могут быть гидрогеологическими «окнами» (области малой мощности и хорошей водопроводимости рыхлых пород зоны аэрации, участки разломов и повышенной трещиноватости скальных пород и т.п.). Особенно важными являются исследования на акваториях рек, озёр, в прибрежной части морей. Имеются примеры выявления по данным сейсмо- и электроразведки мест разгрузки подземных вод на дне моря по данным глубоко врезанными долинами и зонам разломов. Ценную информацию дают также гидрогеохимические исследований, выполненные геофизическими методами. Например, совпадение зон распространения пресных грунтовых и пресных напорных вод, выявленное в сырдарьинском бассейне (Мелькановицкий И.М., 1984) позволило сделать вывод о наличии в Восточных Кызылкумах обширной области дополнительного питания. Выявление обширных областей питания на водоразделах, склонах долин рек служит косвенным показателем увеличенной водообильности коренных пород.

Прямые исследования заключаются в непосредственном наблюдении процессов фильтрации и связанных с ними геофизических аномалий. Сюда следует отнести изучение температуры и электрического сопротивления воды в родниках и водоёмах, позволяющее не только зафиксировать движения подземных вод, но и количественно оценить это явление в пространстве и путём повторных наблюдений во времени (А.А. Огильви и др., 1978).

Участки гидравлической связи напорных горизонтов могут быть обнаружены при изучении артезианских бассейнов на основе структурных построений в результате которых выявляются гидрогеологические «окна». При дополнительной гидрогеологической информации можно оценить сравнительную интенсивность перетока подземных вод из одного горизонта в другой при наличии разделяющего их водоупора.. Действительно, величина перетока в этом случае составляет Q1 = Kf1xΔz/h, где Kf 1 – коэффициент фильтрации водоупорных пород мощностью h; Δz – разница в уровне водоносных горизонтов.

Величина Kf1 , как правило, неизвестна. Но если вместо этой величины

Использовать соответствующий массовый геофизический параметр. Можно получить распределение по площади сравнительной характеристики Q/ . Удельное электрическое сопротивление достаточно четко характеризует фильтрационные свойства глинистых пород. Поэтому можно записать

Q/1 = ρΔz/h = Δz/S. (7.1).

Таким образом, по геофизическим данным необходимо знать лишь распределение продольной проводимости S водоупора.

Гидрогеологические данные подтверждают картину, получаемую по геофизическим данным.

Оценка фильтрационных свойств – наиболее сложная и важная гидрогеологическая задача геофизических исследований и требует знаний о стратификации разреза и гидрогеологических условий бассейна. Вместе с тем изучение фильтрационных свойств пород позволяет надёжно оконтурить участки гидравлической связи различных водоносных горизонтов, выявить области питания и разгрузки подземных вод и т.п.

На качественном этапе интерпретации ценную информацию можно получить по геофизическим материалам о тектонике бассейна. Об увеличенной водообильности свидетельствует наличие антиклинальных складок, особенно крутых, осложнённых разломной тектоники, увеличение мощности водоносных горизонтов, сокращение мощности перекрывающих водоупорных отложений и т.п. Ценную информацию можно получить при изучении литологического состава пород, их физического состояния (уплотнения, трещиноватости и др.).

Количественная оценка показателей динамических процессов в бассейнах подземных вод сложна и тем не менее, по эмпирически установленной связи между показателями поперечного сопротивления и коэффициентом фильтрации возможна полуколичественная оценка последних. Для этого рекомендуется воспользоваться данными таблицы, составленной И.М. Мелькановицким для Сырдарьинского бассейна подземных вод (табл. 7.1). Использование данных полученных в результате геофизических наблюдений по контрольным скважинам значительно повышают доверительность оценки.

Таблица 7.1

Сопоставление величин ТЭ и Кm

(по материалам И.М. Мелькановицкого, 1984)

ТЭ, тыс. Ом*м (по данным ВЭЗ) Средние значения Кm м3/сут. Для водоносного комплекса
Грунтовых и слабонапорных вод в плиоцен-четвертичных отложениях Напорных вод в отложениях сенона-турона
500-1000 1000-2000 2000-10 000 10 000-20 000 20 000-50 000 100-200 200-500 500-2000 2000-10 000 - -

 

Хорошие результаты были получены при оценке водопроводимости с использованием связи ТЭ(Km) по многим площадям Белоруссии, по Московскому артезианскому бассейну. Сопоставление полученных значений с данными бурения показали удовлетворительную погрешность на уровне 30-40%.

Использование по отдельным профилям изучаемых площадей сейсморазведки позволяет более дробно расчленить разрез, выявить в его составе плотные (неводообильные) горизонты и отделить водонасыщенные породы от зоны аэрации. Практика показывает, что только по ВЭЗ трудно определить верхнюю границу водонасыщенных пород, а без знания положения УГВ можно получить резко искаженное значение ТЭ. Применение же сейсморазведки КМПВ позволяет более точно оценивать фильтрационные свойства пород.

Метод ВЭЗ-ВП наиболее эффективен тогда, когда разрез характеризуется слабой геоэлектрической дифференциацией либо когда минерализация подземных вод резко меняется по площади.

Методика изучения фильтрационных свойств водоупорных глинистых толщ достаточно хорошо разработана на основе изучения параметра проводимости, который можно получить при использовании методов электро- и сейсморазведки и составления балансовых уравнений подземного потока. Расчеты основаны на эмпирической формуле, связывающей коэффициент фильтрации глинистых пород при движении подземных вод поперёк слабопроницаемой толщи с электрическим сопротивлением этих пород.

Изучение данных бурения скважин, материалов каротажа и ВЭЗ на территории Тургайского артезианского бассейна показало полную идентичность литологических и геоэлектрических характеристик пород водоупорных толщ, распространённых здесь и прилегающих с юга, в Сырдарьинском бассейне. Это позволило, пользуясь методом аналогии, определить, по геоэлектрическим картам фильтрационные характеристики пород регионального водоупора и выявить гидрогеологические «окна» (рис. 7.1).

 

Рис. 7.1.Характеристика фильтрационных свойств пород регионального водоупора (чаганская свита) северной части Тургайского артезианского бассейна по геофизическим данным (И.М. Мелькановицкий,1984)

 

а – карта удельного электрического сопротивления пород; б – прогнозная карта коэффициента фильтрации пород: 1 выходы на поверхность палеозойских пород; 2 – область отсутствия пород чаганской свиты; 3 – изоомы (в Ом*м); 4 – опорный участок по увязке данных геоэлектрического и литологического разреза; пункты, по которым установлен сопротивление пород по данным: 5 – каротажа скважин, 6 – ВЭЗ; зоны с различными значениями коэффициента фильтрации ( в м3/сут)

 

Более сложной оказывается задача определения фильтрационных свойст глинистых водоупоров. Так, в разрезе верхнего терригенного комплекса Московского артезианского бассейна, охватывающего юрско-четвертичные отложения, имеется серия переслаивающихся глинистых

Рис. 7.2. Характеристика водоупорных свойств пород верхнего теригенногокомплекса центральной части Московского артезианского бассейна по геофизическим данным (И.М. Мелькановицкий, 1984)

 

а – карта суммарной мощности глинистых прослоев ∑hi и продольной электрической проводимости S верхнего терригенного комплекса; б – график корреляционной зависимости S(∑hi): 1 – скважины, 2 – линии равных значений ∑hi(в м); 3 – граница между зонами различной проводимости S; зоны проводимости S (в См); 4 – менее 0,6, 5 - - 0,5-1, 6 – 1-2, 7 – 2-6, 8 – 6-8, 9 – 8-10, 10 – более 10

 

и гравийно-глинистых горизонтов речного генезиса. Они образуют сложную систему водоупоров и водоносных горизонтов. Редкая сеть ВЭЗ, испольуемая при среднемасшабных исследваниях, не даёт возможность расчленить терригенный комплекс на водонсные и водоупорные горизонты. Тем не менее, данные ВЭЗ позволяют выделить участки, где разрез в целом обогащен глинистыми породами. С этой целью исследована корреляционная связь между продольной электрической проводимостью S пород этого комплекса и суммарной мощностью ∑hi глинистых горизонтов в этой толще (рис. 6.2). Первая величина определена по данным ВЭЗ, вторая – по материалам бурения. Связь достаточно надёжная: с погрешностью порядка ±10-20 м можно по величине S оценить мощность ∑hi и тем самым дать качественную обобщенную оценку водоупорных свойств комплекса. В частности, резкое сокращение значений S свидетельствует о наличии гидрогеологического «окна». В то же время сравнение величины S с общей мощностью пород верхнего терригенного комплекса даёт несравненно худшие результаты. Это понятно. Грубообломочные породы характеризуются высоким электрическимсопротивлением и в отличие от глинистых пород существенно не влияют на величину S.

При изучении водоупоров малой мощности используют те же приёмы, однако заметно меняется роль геофизических методов. Например, метод ВЭЗ становится не эффективным. Напротив, возрастает роль зондирования методом становлением поля в ближней зоне, сейсморазведки МОВ и особенно – ГИС.

При изучении водоносных толщ, сложенных плотными трещиноватыми породами, особенно карбонатных, перекрытых рыхлыми песчано-глинистыми породами используются многие методы, включая гравии- и магниторазведку, сейсморазведку и, конечно, электроразведку. При этом площади с повышенной водообильностью оконтуриваются на основе учета геологических, геоморфологических и геофизических характеристик карбонатных толщ. А также рыхлого покрова и подстилающих карбонатную толщу горизонтов. Для прогнозирования водообильности Московского артезианского бассейна применялись диагностические признаки, приведенные в таблице 6.1.

Таблица 7. 2

Оценка эффективности диагностических признаков, отражающих водообильность Km (в м3/сут) карбонатных пород.

Диагностические признаки Число скважин, по которым оценена эффективность признаков Количество скважин (в %)
Km<100 Km=100-500 Km>500
Наличие древних долин Наличие зон разломов в кристаллическом фундаменте Наличие современных долин Проводимость верхнего терригенного комплекса (<0,5 См) Мощность верхнего терригенного комплекса (<50-60 м) Наличие флексур, отмеченных по верейскому горизонту Сопротивление верхнепалеозойских известняков от 100 до 300 Ом*м                       -                                                      

 

Малоинформативными оказываются многие геологические признаки, а также тип кривых ВЭЗ. На рис. 7.3 показаны в обобщенном виде контуры распространения перечисленных в таблице признаков.

 

 

 

Рис. 7.3. Прогнозирование водообильности карбонатных пород верхнего карбона9нижней перми центральной части Московского артезианского бассейна (по геофизическим, геологическим и геоморфологическим материалам среднемасштабных геолого-гидрогеологических съёмок). И.М. Мелькановицкий, 1984

 

а – карта распределения диагностических признаков повышенной водообильности карбонатных пород: 1 – контур области, гдепродолная проводимость верхнего терригенного комплекса менее 0,5 См; 2 – участок сокращенной мощности верхнего терригенного комплекса (до 50-60 м); 3 – площадь, где проходят крупные разломы в нижней части разреза осадочного чехла; 4 – древняя погребённая долина; 5 – долина совремённой реки; 6 – флексура, прослеживаемая по верейскому горизонту; 7 – контур площади, где удельное электрическое сопротивление верхнепалеозойских известняков варьирует от 100 до 300 Ом*м; скважины, вскрывшие карбонатные породы, различной водопроводимости (в м3/сут); 8 – до 100; 9 – 100-500; 10 – более 500; б – оценка (в условных баллах) территории по степени водообильности верхней части разреза карбонатных пород: участки с относительно слабой водообильностью пород; 1 – 0, 2 – 1 балл; участки с относительно средней водообильностью пород – 3 – 2 балла, 4 - -3 балла; участки с относительно высокой водообильностью пород – 5 – 4 балла, 6 - - 5 баллов, 7 – 8 баллов.

 

При построении этих карт каждый диагностический признак водообильности оценивался в 1 балл, за исключением наличия древних долин, что оценивалось 2 баллами. Далее подсчитывали сумму баллов по отдельным пунктам исследуемой территории. В результате суммирования баллов территория была разбита на семь зон с оценками от нуля до 6 баллов. Участков, где одновременно действовали бы все положительные признаки, т.е. с суммой 7 баллов не оказалось. В связи с ограниченностью исходной информации, выделенные семь зон были объединены в три: а) низкоперспективные; б) среднеперспективные; в) высокоперспективные.

После этого оценку водообильности каждой из укрупнённых зон корректировали путём сопоставления с данными бурения.

Оценка водообильности трещинных вод бассейнов трещинно-карстовых, трещинно-кристаллических массивов,, вулканогенных супербассейнов выполняется в основном на качественном уровне. При этом используются данные бурения, ГИС, наземных геофизических исследования с корреляцией этих данных с геологическими и гидрогеологическими показателями геологической среды..

Исследование гидрогеотермических условий

Гидрогеотермические исследования часто ориентируют на оконтуривание бассейнов пресных вод, общую оценку их ресурсов и выявление крупных месторождений термальных вод. Эти исследования используются также при общих гидрогеологических построениях, поскольку они позволяют выявить гидрогеологическую зональность бассейнов, уточняют геокриологические условия и т.п. Информацию обычно получают при точечных замерах температуры воды источников и неглубоких скважин, а также пород и в горных выработках, термокаротаже глубоких скважин (сопровождаемый лабораторным изучением тепловых свойств керна и определением теплового потока, при наземных геофизических наблюдениях.

Для глубинного геотермического прогнозирования недр обычно используют наземные геофизические исследования.

Понятие «геотермическое прогнозирование» включает; выделение горизонтов (комплексов) с термальными водами; установление глубины залегания и площади распространения; выявление гидрогеологически активны зон разломов, по которым циркулируют термальные воды; определение минерализации и температуры подземных вод; оценку фильтрационных и тепловых свойств и величины глубинного теплового потока; оконтуривание площадей, где на минимальных глубинах циркулируют наиболее прогретые термальные воды. Часть этих задач рассмотрена выше. Здесь мы рассмотрим приёмы и способы оценки геотермических параметров при геофизических исследованиях.: тепловых свойств пород, их температуры и величины глубинного теплового потока.

Для получения информации о геотермических параметрах, прежде всего, необходимо изучить фондовые и опубликованные материалы структурно-геологических исследований, данные среднемасштабных гидрогеологических съёмок. Однако, глубинность среднемасштабных гидрогеологических съёмок (до 200-300 м) недостаточна для изучения термальных вод и поэтому необходимо проводить дополнительные исследования методами ВЭЗ (ДЗ) и сейсморазведки КМПВ, МОВ, ГСЗ при глубине исследования до 2-4 км. При изучении площадей, где имеется разгрузка напорных термальных вод в грунтовые воды, целесообразно проводить термометрические и резистивиметрические наблюдения в мелких водоёмах, шурфах и скважинах.

Для количественного прогнозирования можно использовать формулы, характеризующие установившийся глубинный тепловой поток, обусловленный молекулярной (кондуктивной) теплопроводностью пород:

t = ГСРH, Г = ξqt; t = ξ’qtH; ξ’ = ∫оН ξdH, (7.1)

где t – прогнозируемая температура на глубине Н; ГСР – средний геотермический градиент в этой толще; Г - геотермический градиент в точке, обладающей удельным тепловым сопротивлением ξ = 1/λ (λ – удельная теплопроводность пород); qt – величина теплового потока в этой точке; ξ’ – средневзвешенное значение теплового сопротивления толщи мощностью Н; отсчет глубин и температур в приведенных выше формулах ведется от соответствующих величин «нейтрального» слоя.

К основным тепловым параметрам пород относятся тепловое сопротивление ξ, теплоёмкость и теплопроводность Q. Установлена связь между объёмной плотностью пород и их тепловым сопротивлением (Д.И. Дъяконов и др., 1952): ξ = Саβ , (7.2)

где С и β – постоянные величины (β = 3)..

Тепловой поток Земли qt обычно определяют по температурным замерам в скважинах и по лабораторным данным исследования теплофизических свойств керна скважин. В нормальных условиях достаточно изучить температурные условия лишь в части геологического разреза и по формуле (6.3) оценить величину теплового потока.

Qt = 1/ ξ*(H2 – H1)/t2 – t1. (7.3),

где (H2 – H1) и (t2 – t1) – глубинный и температурный интервалы изучаемого керна.

Существуют способы определения теплового потока и теплофизических параметров, основанные на использовании результатов наземных геофизических наблюдений, привязанных к редкой сети скважин, позволяющие выполнить геотермическое прогнозирование (И.М. Мелькановицкий, 1984).

Для определения теплового сопротивления можно использовать график корреляционной зависимости теплового сопротивления и пластовой скорости упругих волн (Рис. 7.4). Пластовые скорости хорошо определяются с помощью метода вертикального сейсмического профилирования, выполняемого по редкой сети скважин.

 

 

Рис. 7.4. График корреляционной зависимости теплового сопртивления терригенных пород ξ от пластовой скорости упругих волн Vср.

 

Точки сопоставления и графики корреляционной зависимости: 1 – по Западно-Сибирской низменности (по И.М. Мелькановицкому), 2 – по Прикарпатскому прогибу (Украина) по Л.Е. Фильинскому, 1979 г).

 

Исследование гидрогеокриологических условий

При региональном геофизическом изучениикриолитозоны возможно решение задач, связанных с гидрогеологической стратификацией разреза. А также выявление гидрохимических условий подземных вод.

При обственно геокриологических исследованиях решают следующие задачи: установление контура распространения многолетнемёрзлых пород и оценка их мощности; определение мощности сезонно-талого слоя; изучение таликовых зон; расчленение по литологическому составу многолетнемёрзлых, районирование мёрзлых пород по характеру их льдистости; определение мощности морозных пород. Для решения этих задач можно использовать приёмы геофизической интерпретации, разработанных советскими, русскими учёными А.Г. Акимовым (1959-77 гг.), В.Н. Девяткиным (1973 г.), П.Ф. Швецовым (1979 г.) В.С. Якуповым (1968-1976 гг.) и др.

Гидрогеологическую стратификацию весьма успешно решают метода электроразведки ЭП и ВЭЗ. В зависимости от мерзлотных условий при зондировании преобладают кривые типов К, КН и KQ,

Литологическое расчленение осадочного покрова, выделение водоносных и водоупорных толщ осуществляют методами ВЭЗ, в меньшей степени ВЭЗ-ВП и сейсморазведкой КМПВ и МОВ. Однако в условиях криолитозоны эти задачи решаются менее точно, а расчленение менее дифференцировано, чем при изучении обычных гидрогеологических бассейонов. Связано это с влиянием мёрзлых пород, окружающих таликовые зоны, а также влиянием экранных явлений при изучении подмерзлотных толщ.

Лучше выявляются зоны разломов и трещиноватости, особенно когда традиционные методы электроразведки дополняют методами магниторазведки. Хорошие результаты дают методы радиокип в сверхдлинноволновом диапазоне и георадарная съёмка, позволяющие выделять разного рода разломы при незначительной мощности наносов.

Изучение гидрохимического состава отдельных гидрогеологических комплексов осуществляют методами электрометрии и термометрии.

Изучение динамики подземных вод криолитозоны также проводится традиционными методами МЗТ, ЕП и термометрии. Применение метода естественных потенциалов позволяет установить по знаку аномалии направление движения воды – вверх или вниз. Ещ1 более эффективны исследования в зоне водо2мов, где применяя методы ЕП, резистивиметрию и термометрию, можно обнаружить участки субаквальной разгрузки подземных вод. В условиях прерывистой мерзлоты области питания часто располагаются на водораздельных участках. Обнаруженные с помощью электроразведки (ВЭЗ, ЭП) обширные площади отсутствия мёрзлых пород при наличии хорошо фильтрующих отложений в зоне аэрации указывают на возможность существования области питания.

Для сравнительной оценки водоносности рыхлых и трещиноватых пород могут быть использованы геофизические методы и приёмы интерпретации результатов, что и для умеренных и южных районов страны. Вместе с тем используют и дополнительные приёмы. Так можно оценивать отношение удельных сопротивлений мёрзлых и талых горных пород. Чем оно больше, тем выше процентное содержание крупных пор, т.е. там больше потенциально водообильных горизонтов. Если данное отношение больше типичного для данных пород, это указывает на повышенную минерализацию подмерзлотных вод. Если отношение равно единице, то данный участок для поисков подмерзлотных воб бесперспективен из-за низких коллекторских свойств пород (см. Методы геофизики в гидрогеологии и инженерной геологии/Под ред. Н.И. Плотникова. М., Недра. 1972). Аналогичные выводы можно сделать прианализе скоростного разреза.

В заключение следует отметить, что в условиях криолитозоны решение отмеченных гидрогеологических задач должно обязательно сопровождаться геотермическими наблюдениями. Основным источником информации служат замеры температуры в мелких горных выработках и глубоких скважинах. Специальные приёмы интерпретации позволяют по этим данным оценить температуру в любой точке изучаемого объёма пород и решить ряд других задач.