6.2 Примеры расчётов водно-физических параметров

Пример 1.Расчёты водно-физических параметров пород с межзерновой пористостью

В этом случае: W^* = W_м = W.

При каротажных исследованиях (КС, ГК, резистивиметрия) в зоне полного водонасыщения (k_п ≈ 1)^. Опорными являются параметры ρ, ρ_в I_γ.Последовательность расчётов даётся схемой 1 (табл. 5). Исходные геофизические параметры в табл. 5 выделены (подчеркнуты). Приведём расчёт, имея следующую информацию: ρ. = 11 Ом*м, ρ_в = 9 Ом*м, I_γ = 500 фА/кг (около 8 мкР/ч). Ход операции указан линией I на номограммах 1-6 *см. приложение 2). В итоге получаем: п = W_е = 0,48; п₀ = W = 0,29; ω_и = 0; μ = 0,16; μ_г = 0,04; W^I_м = 0,13, W_мh = 0,19; W_м = 0,32; k_ф = К = 2,3*10^-3 м/сут; f_кр = 0,4; β^* = 10*10^-4 1/м; М = 0, 78 г/л; v = 2?8*10^-2 м/сут.

Исследуемая порода является составной частью юрского глинистого водоупора, широко распространённого в Московском артезианском бассейне. Порода по составу близка к высокодисперсным опесчаненным глинам.

ПС. При наличии газовой компоненты в подземных водах водонасыщение пород на небольших глубинах ниже уровня грунтовых вод неполное (k_в = 0,85-0,9) поэтому в расчёты необходимо вводить поправки.

Пример 2. Оценка водно-физических параметров водонасыщенных песков на основе интерпретации данных наземных геофизических исследований.

В качестве опорных геофизических параметров использовались: ρ. η, V_p. Для расчётов необходимо взять априорные данные о величине μ/п₀, которая обычно выдержана по площади для пород определённой литологии. Показатель выдержанности – естественная радиоактивность пород I_γ, сведения о которой берут из сети опорных скважин. В общем случае, при k_п <1, расчёты ведут по схеме 2 (см. табл. 4 в кН. Галин Д.Л., 1989).

В результате наземных геофизических исследований, проводившихся методами ВЭЗ ВП и сейсморазведки продольных волн, получены следующая информация: ρ = 70 Ом*м, η = 0,58%, V_p = 1,3 км/с; I_γ, = 170 фА/кг. Начальное приближение величины k_в составляет 0,9. Ход операций показан линией II на номограммах 1-6 (см. приложение 2). Наиболее вероятные значения параметров следующие: п = 0,33; п₀ =0,29; W = 0,24; k_в = 0,83; ω_и = 0,05; μ = 0,24; μ_г = 0,18; W^I_м = 0,05; W_мh = 0,035; W_м = 0,085; ρ_в = 9 Ом*м; М = 0,7 г/л; k_ф = 4 м/сут; К = 2,2 м/сут; v = 26 м/сут; β^* = 8*10^-5 1/м. Отложения являются составной частью аллювия р. Оки (г. Коломна).

Пример 3. Комплексирование наземных и скважинных исследований в зоне аэрации (k_в <0,7-0,9).

Приведём пример расчёта водно-физических параметров в зоне аэрации Скважины в этом случае обычно безводные, поэтому наиболее простым методом исследования является гамма-каротаж. Роль наземных исследований при дифференциации разреза возрастает. Расчёты ведутся в соответствии со схемой 2 (см. табл. 5).

Оценим водно-физические параметры песков по следующей информации: ρ = 350 Ом*м, η = 0,59%; I_γ, = 210 фА/кг (около 3 мкР/ч); V_p = 0,32 км/с. Ход расчётов дан линией III. В результате работы с номограммами 1-6 получаем следующие вероятные значения параметров: п =0,43; п₀ = 0,38; W = 0,12; k_в = 0,32 м/сут; ω_и = 0,26; μ =0,32; μ_г = 0,22; W^I_м = 0,06; W_мh = 0,05; W_м = 0,11; ρ_в = 22 Ом*м; М = 0,38 г/л; k_ф = 7 м/сут; К = 0,24 м/сут; v = 6,6 м/сут; f_кр = 0,6.

Отложения слагают вторую надпойменную террасур. Москвы (г. Звенигород).

Пример 4. Расчёт водно-физических параметров со сложным строением порового пространства (карбонатные породы)

ПРИМЕЧАНИЕ. При использовании скважинных данных оценку следует проводить по схеме 1, при комплексном – по схеме 2. (см. табл. 5).

Выполним оценку при использовании комплексных данных.

Имеется следующая геофизическая информация: ρ = 140 Ом*м, η = 1,1%; V_p = 2,2 км/с, I_γ, = 87 фА/кг. Последовательность расчётов указана линией IV на номограммах 1-6.

Находим оптимальное решение: п = 0,2; п₀ = 0,16; k_в = 0,92; μ = 0,14; μ_г = 0,12; W^I_м = 0,02; W_мh = 0,04; W_м = 0,006; ρ_в = 40 Ом*м; М = 0,18 г/л; k_ф = 86 м/сут; п_т = 0,017; f_кр = 4,1; β_кр = 2,5*10^-5 1/м.

Полный расчёт всех параметров позволяет дать надёжную классификацию пород по совокупности водно-физических параметров.

Любую породу можно описать в виде представительного цифрового ряда. На этом основано создание цифровых гидрогеологических моделей породы, которые описываются в работе Д.Л. Галина «Интерпретация данных инженерной геофизики», М, «Недра», 1989. – 124 с.: ил.

По этим данным строят карты литологического состава, карты минерализации и степени засоленности пород зоны аэрации, выделяются типы засолённости почвенного покрова (до глубины 1 м) по данным РВП и геоботанических наблюдений. Карты фильтрации по данным ρ_{к ,} η_к, А_К, А*

На практике пользуются отношениями приращения коэффициента η за некоторый неизменённый (стандартный) интервал времени. В качестве стандарта принят интервал в 10 с: между 11-й и 1-й секундами после выключения тока заряда.

А = ∆U_B (t1)- ∆U_B (t11)/∆UB x100% = η(1) – η(11) – Это отношения амплитуд спада потенциалов поляризации (ВП) на два момента времени поляризующего поля.

В.А. Комаров, 1980, [6] вывел зависимость между η и ρ : η =ρ η*/(1+ ρ η*), где η – относительная поляризуемость, имеющая размерность См/м. При том, чем больше сопротивление пород, тем выше их поляризуемость. Это объясняется тем, что повышенное сопротивление пород препятствует разряду наведённой поляризуемости системы и потому было введено понятие относительной поляризуемости η* = η/ρ(1 – η) и, таким образом, η* = η/ρ, а А* = А/ ρ. Ниже приводятся таблицы, используемые для литологического расчленения геологических разрезов и других задач интерпретации геофизических данных (табл. 6.1- 6.5).

Таблица 6.1

Интерпретационная таблица для литологического расчленения ВЧР

Порода	Фракция			П, число пластичности	А*. 10-4, См/м	УЭС, ρ, Ом.м
	глина (<0,005 мм), %	пыль (0,005-0,05 мм)	песок (0,05-2,0)
Глина	30 – 40	Содержится:		17 – 25	> 4	<9
		Меньше, чем глины	Меньше, чем глины
Суглинки тяжелые	20 – 30	Больше, чем глины	Меньше, чем пыли	13 – 17	2,5 – 4	9 – 15
Суглинки средние	15 – 20	Меньше, чем песка	Больше, чем пыли	10 – 13	1,5 – 2,5	12 – 22
Суглинки легкие	10 – 15	Больше, чем песка	Меньше, чем пыли	7 – 10	0,3 – 1,5	17 – 35
Супесь	6 – 10	Меньше, чем песка	Больше, чем пыли	4 – 7	0,3 – 0,9	25 – 40

ПС. Градация осадков по размерам зёрен может варьировать. Так, в районах Чуйской долины в Средней Азии к глинам относились породы, содержащие более 70% частиц меньше 0,01 мм, к тяжелым суглинкам -50-70% частиц менее 0,01 мм, к средним суглинкам – 40-50%, к лёгким суглинкам 20-40%, к супесям 10-20% частиц менее 0,01 мм, а к пескам – менее 10% частиц менее 0,01%.

Таблица 6.2

Связь между геофизическими параметрами и минерализацией грунтовых вод

А* 10-4, См/м	Минерализация – М, г/л при УЭС, Ом.м
	>40	40-30	30-20	20-15	15-10	10-5	<5
0,3-0,5	1.0	1-2	2-3	3-4	4-5	5-10	10
0,5-1,0	0.3	0.3-0.5	0.5-1.0	1-2	2-5	5-10	10
1,0-2,0	-	-	-	1.0	1-3	3-7

На основании совместной интерпретации геофизических и гидрогеологических параметров установлены корреляционные связи между: - поляризуемостью и удельной поверхностью частиц породы. Связь положительная, нормальная;

- поляризуемостью и глинистостью. При содержании глинистых частиц до 80% связь положительная, нарастающая, а при большей глинистости кривая достигает «насыщения» и даже начинает спадать;

- поляризуемостью и коэффициентом фильтрации. Связь обратная.

Для Сарпинской низменности в Калмыкии уравнение регрессии для К_ф и А*, при УЭС 2-6 Ом.м (выборка составляет 26 измерений) таково: lnK_ф = 5.98 – 2.3 ln A*; r = 0.72. Достоверный коэффициент корреляции составил 0.80, доверительный интервал для r, % от К_ф = ±0.2 (табл.18 в кн. Галина).

Таблица 6.3

Уравнение регрессии между минерализацией и УЭС водовмещающих пород (Калмыкия)

Порода	Выбор-ка, n	М, г/л	Уравнение регрессии	Коэф. коре-ляции, r
Суглинки средние	22	>2,0	lnM = 3.89 – 0.90lnρ	0.84
Суглинки тяжелые; 50-70%	25	<2,0	lnM = 13.2 – 5 lnρ	0.75

Достоверный коэффициент корреляции составил 0.49 и 0.47 соответственно; доверительный интервал для r от ρ ±0.15 и 0.12, соответственно.

Таблица 6.4

Общая засоленность С и удельное сопротивление ρ пород зоны аэрации

(Калмыкия)

Порода	Выборка, n	Уравнение регрессии	Коэффициент корреляции, r
Суглинки сухие	27	ln C = 1,36 – 0,8 ln ρ	- 0,72
Суглинки влажные	23	ln C = 1,25 – 0,96 ln ρ	- 0,82
Суглинки, без учета влажности	50	ln C = 1,00 – 0,78 ln ρ	- 0,70

Для оценки степени глинистости по данным ВЭЗ-ВП и вычисления параметра А*прибегают к ранжированию измеренных значений УЭС на интервалы: менее 5; 5-10; 10-15; 15-20; 20-30; 30-40 и более 40 Ом.м. В этом случае полученные уравнения регрессии характеризуются высокой степенью корреляции (0,72 - 0,80).

Так, при измеренных значениях ρ_К от 2 до 10 Ом.м (Калмыкия) уравнение регрессии типа ln Г = 5,43 + 1,2 ln A, коэффициент корреляции 0,92, доверительный интервал 3σ_r = ±9%; ln Г = 2,08 + 0,53 ln A*, коэффициент корреляции 0,74, доверительный интервал 3σ_r = ±12%.

Скорость продольных волн в зоне аэрации колеблется в пределах 220-600 м/с, а в породах, залегающих ниже УГВ – 1450 – 2560 м/c;

-относительной поляризуемостью (А), комплексным относительным показателем поляризуемости (А*) и скоростью продольных волн связь прямая, положительная в зоне аэрации и обратная на уровне зеркала грунтовых вод;

- глинистостью и величинами А и А*.

Таблица 6.5

Корреляция между показателями глинистости (Г) и относительным значением комплексного показателя поляризуемости (А*)

Порода	Число образцов, n	Уравнение регрессии	Коэффициент корреляции, r
Глинистая	15	lnГ= 2.48 – 0.59 lnA*	0.55
Пылевато-глинистая	17	lnГ= 3.04 + 0.55 lnA*	0.55
То же	17	lnГ= 3.04 + 0.50lnA	0.55

- поляризуемостью и влажностью (водонасыщенностью пород зоны аэрации) до 25% влажности нарастает значение поляризуемости, а затем, вплоть до 40% влажности практически остаётся на одном уровне; в лёгких суглинках и песках даже начинает снижаться. Особенно хорошо выражена эта связь при измерениях в сухих скважинах.

Для поисков и разведки пресных вод успешно используется метод радиоволнового профилирования (РВП) или радиолокации.

Для РВП используется относительно простая и мобильная аппаратура, состоящая из 4-х узлов: - кольцевой антенны, генератора немодулированных колебаний, самопишущий микроамперметр типа Н-361 и блока питания. Всё это монтируется на автомобиле типа ГАЗ-69. Спидометрический валик машины служит приводом для лентопротяжного механизма регистратора. Результаты измерений в процессе движения записываются на бумажную ленту в заданном линейном масштабе. По оси абсцисс – метраж, а по оси ординат – значения сопротивлений в Ом м.

Физический параметр, обусловливающий процесс локации зависит от волнового числа К_п, м^-1 пород. Например, при длине волны λ, равном 24 м (короткие волны) различные породы имеют следующие значения волнового числа:

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 = K_f1xΔz/h, где K_{f 1} – коэффициент фильтрации водоупорных пород мощностью h; Δz – разница в уровне водоносных горизонтов.

Величина K_f1 , 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 Т_Э и К_m

(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	50 100-200 200-500 500-2000 2000-10 000	400 500 800 - -

Хорошие результаты были получены при оценке водопроводимости с использованием связи Т_Э(K_m) 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 Т_Э. 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 ∑h_i и продольной электрической проводимости S верхнего терригенного комплекса; б – график корреляционной зависимости S(∑h_i): 1 – скважины, 2 – линии равных значений ∑h_i(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 ∑h_i 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 ∑h_i 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 K_m (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	63 12 69 8 178 7 202	5 - 20 12 18 14 12	33 42 26 38 36 42 48	62 58 54 50 46 43 40

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 = Г_СРH, Г = ξq_t; t = ξ’q_tH; ξ’ = ∫_о^Н ξdH, (7.1)

где t – прогнозируемая температура на глубине Н; Г_СР – средний геотермический градиент в этой толще; Г - геотермический градиент в точке, обладающей удельным тепловым сопротивлением ξ = 1/λ (λ – удельная теплопроводность пород); q_t – 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 = Са^β , (7.2)

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

Тепловой поток Земли q_t 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.

Q_t = 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 V_ср.

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.

Модуль 3. Геофизические исследования при решении инженерно-геологических задач и интерпретация результатов

Лекция 8. Тема: Изучение физико-механических свойств горных пород. Определение напряженного состояния горных массивов горных пород, упругих свойств, модуля деформации, прочностных характеристик горных пород

Геофизические методы также используются для оценки физико-механических параметров таких как глинистость Г, влажность W, плотность σ, число пластичности τ, коэффициент пористости К_п, коэффициент фильтрации К_ф, угол внутреннего трения φ, сцепление С, динамический модуль Е_д, модуль сдвига G, коэффициент Пуассона μ и др.

Оценка физико-механических свойств горных пород геофизическими методами исследований носит косвенный характер и базируется на эмпирически устанавливаемых корреляционных связях между результатами прямых измерений этих параметров традиционными инженерно-геологическими методами. Так, для Подмосковного района получены следующие взаимосвязи между измеряемыми in situ электрическим сопротивлением ρ, поляризуемостью η, скоростью поперечных волн V_s и прогнозируемыми параметрами неконсолидированных песчано-глинистых отложений:

а) глинистостью Г = -0,89lgρ + 1,39Г = 0,37 lg η +0,39 (в долях глинистости);

б) углом внутреннего трения lgφ = - 1,48 lgρ + 2,95, lgφ = - 1,14 lg η + 1,14 (в градусах);

в) сцеплением С = - 1,18 lgρ + 2,20 (кг/см); г) пористостью п = 0,24/V_s – 0,10 (безразмерная).

Ниже, в таблице 8.1 приведены результаты корреляционного анализа зависимостей между физико-механическими свойствами (ФМС) мерзлых грунтов ВЧР Восточной Сибири и наблюдаемыми над ними геофизическими характеристиками, полученными на эталонных участках с помощью сейсморазведки КМПВ и плотностного гамма-гамма метода (ГГК).

Таблица 8.1

Уравнения регрессии, связывающие значения физико-механических свойств и геофизические параметры пород некоторых площадей Восточной Сибири

(по А.В. Миронову, 1993).

Порода/Грунт	Объём выборки	Уравнения регрессии	Коэффициенты корреляции
Пески	60	E = 1.78σ + 0.987 VP + 0.231 VS	0.9; 0.83; 0.79
	60	φ= 0.078 VP + 0.575 VS – 0.228 E	0.81; 0.93; 0.8
Супеси	40	μ= arctg(10.82 10-3 G + 0.98)	0.78
	40	C = (3.28 10-2VP/VS – 0.36) 1.1 10-3	0.79
	42	E = 0.088 VP + 281 VS - 331	0.85; 0.75
Элювий по песчаникам и сланцам	42	φ= (46.2 – 7.32 E)	0.83
Галечниковые грунты	35	E = 0.711 VP + 123.9 VP/VS – 91	0.75; 0.84
	35	Φ = (88.5 – 10.24 VP/VS)	0.82

PS. Исходные параметры: скорость в м/c; плотность в кг/м³. Прогнозируемые параметры: коэффициент Пуассона, кг/м², угол внутреннего трения, град; С – модуль сцепления.

Обычно для изучения устойчивости геологической среды перед геофизикой ставятся следующие задачи (Огильви А.А., 1990):

1. выявление регионов, где встречаются растворимые породы; оценка литологии и мощности перекрывающих пород, самих карстующих пород и глубины залегания базиса коррозии, т.е. поверхности скальных пород, ниже которой закарстованности нет.

2. изучение гидрогеологических условий наличия водоносных пород, пластовых и трещинно-карстовых вод, их минерализации, динамики (скорости движения и фильтрации).

3. выявления трещинно-карстовых зон, отдельных карстовых форм, полостей и т.п.

4. оценка динамики карстово-суффозионных процесов и устойчивости закарстованных территорий.

Решение первой и второй задач производится геофизическими методами, используемыми для картирования. В условиях круто слоистых сред применяются методы гравиразведки, магниторазведки, электромагнитного профилирования (методами естественного поля (ЕП), сопротивлений (ЭП), низкочастотного (НЧП) и высокочастотного (РВП), гамма- и эманационные съемки. В условиях горизонтально и полого залегающих пород используются электромагнитные зондирования (ВЭЗ, ЧЗ или становлением поля в ближней зоне ЗСБ или другие), а также сейсморазведка методами преломленных волн (МПВ) и отраженных (МОВ).

Решение 3-й и 4-й задач проводится одиночными или режимными электромагнитными профилированиями, сейсморазведкой МПВ. С помощью скважинных исследований изучаются физические свойства пород вокруг скважин и между скважинами, определяются скорости движения и фильтрации подземных вод. Применение одного электроразведочного и одного сейсмического может дать более достоверное решение поставленных задач.

Исходные параметры: V_P - скорость распространения продольных волн, м/с; V_S - скорость распространения поперечных волн м/с; σ - плотность, кг/м³.

Прогнозируемые параметры: μ - коэффициент Пуассона, кг/м²; G – модуль сдвига; Е - модуль деформации, кг/м² – угол внутреннего трения, град.; С - модуль сцепления.

Определение деформационно-пpочностных свойств горных поpод по данным сейсморазведки и сейсмоакустических исследований.

По скоpoстям продольных (желательно и попеpечных) упругих волн, получаемых в результате интерпретации данных сейсморазведки МПВ, МОВ и сейсмоакустических исследований скважин, определяются динамические дефоpмационно-пpочностные свойства горных пород в массиве в естественных условиях залегания, по которым, в свою очередь, оцениваются статические деформационно-прочностные свойства (см. [Комплексные инженерно-геофизические исследования при строительстве гидротехнических сооружений, 1990; Савич А.И., Ященко З.Г., 1979).

Динамический коэффициент попеpечных деформаций (коэффициент Пуассона μ зависит от отношения V_S/V_P, котоpое меняется от 0,2 до 0,7. Его рассчитывают по формуле ν = (V²_P - 2V² _S)/ 2(V_P -2V²_S) или определяют по правой шкале номограммы на рис. 5.9. С помощью этой же номограммы определяется динамический модуль Юнга 53(E_g - в МПа, V_S - в км/с, σ - в г/см³). Заметим, что все упpугие модули измеpяются в паскалях (Па), гигапаскалях (1 ГПа = 10⁹ Па), мегапаскалях (1 МПа = 10⁶ Па) или в нь57ютонах на 1 кв. м (1 Н/м² = 10 Па = 10^-5 кг/см²).

Рис. 8.1 Номограмма В.Н.Никитина для вычисления динамического модуля упругости (Еg) по VP, σ, ν [Савич А.И., Ященко З.Г., 1979]

Номограмма на рис. 8.1 позволяет определить достаточно точно параметры ν_g и Е_g (погрешности не превышают 20%) для сплошных однородных и изотропных упругих сред, к которым можно отнести скальные породы. Для дискретных неоднородных (полускальные и рыхлые осадочные) и особенно анизотропных (сланцы, глины) геологических сред получаемые с помощью этой номограммы параметры ν_g и Е_g являются эффективными, т.е. характеризуют усредненные упругие свойства. С достаточной точностью они могут использоваться для получения лишь относительных значений , которыми определяется упругая неоднородность среды. Абсолютные же величины этих модулей можно получить, установив корреляционные связи между геолого-геофизическими свойствами изучаемого района. В целом для различных поpод ν_g меняется от 0,1 до 0,5, а Е_g - от единиц до сотен 10² МПа (от долей единиц до десятков ГПа).

Поскольку при инженерно-геологических испытаниях получаются статические, а в МПВ и МОВ динамические модули упругости, то между ними пытаются установить корреляционные связи. Для скальных и мерзлых пород такие связи довольно устойчивы. Так, для скальных пород В.Н.Никитиным рекомендуется зависимость Е_С = 1,03 Е_g – 0,9 (Е- в ГПа). Е_С называется приведенным модулем упругости и широко используется при изучении скальных массивов горных пород. Погрешности при расчетах достигают 40%. Для полускальных и рыхлых пород эти связи в каждом районе устанавливаются путем корреляции между геолого-геофизическими параметрами.

Модуль общей деформации (Е_Деф), характеризующий полные упругие деформации в массиве при значительных длительных нагрузках одного знака, сложным образом зависит от Е_С и Е_g, а аналитические связи между ними не установлены. Обобщенные многими авторами экспериментальные зависимости Е_Деф от Е_g представлены на рис. 8.2.

Рис. 8.2 Графики зависимости общего модуля деформации (ЕДеф) от динамического модуля упругости (Еg) для разных пород: 1 и 3 - воздушно-сухих и водонасыщенных магматических и метаморфических, 2, 5 и 4, 6 - воздушно-сухих и водонасыщенных осадочных при испытаниях на образцах ( а) и натурных наблюдениях ( б) [Савич А.И., Ященко З.Г., 1979]

Mодуль общей деформации скальных пород может быть оценен либо с помощью рис. 8.3, либо вычислен по формуле В.И.Бондарева: Е_Деф = (0,093Е_g +0,4) МПа. Для песчано-глинистых пород его можно определить с помощью графиков, представленных на рис. 5.11, если известны скорости распространения продольных волн. Максимальные значения у массивных скальных горных поpод (10000-50000) MПа = (10-50) ГПа, а у полускальных - в 100 pаз меньше.

Рис. 8.3. Графики зависимости модуля общей деформации (ЕДеф) от скорости распространения продольных упругих волн VP для песчано-глинистых пород разной плотности (σ) [Савич А.И., Ященко З.Г., 1979]

Среди прочностных свойств горных пород часто используется предел прочности на сжатие (σ_СЖ), равный напряжению одноосного сжатия образца, при котором он разрушается. Предел прочности характеризует крепость пород с точки зрения переносимых нагрузок. Формула для расчета образцов неводонасыщенных скальных пород имеет вид:

σ_СЖ = [V²_P σ_g(1-2V_S)]/[(1 – V_g)C] (σ_СЖ в Па, V_P - в м/с, σ_g - в кг/м³), (8.1), где коэффициент C устанавливается путем получения корреляционных связей при экспериментальных геолого-геофизических наблюдениях. Он приблизительно равен: 240 (для известняков), 180 (для метаморфических и древних (доюрских) эффузивных пород), 120 (для древних интрузивных пород), 60 (для молодых (послеюрских) скальных пород). Величину σ_СЖ (в МПа) через V_P (в км/с) для скальных пород можно определить с помощью графиков, представленных на рис. 8.4, а для глин - по формуле Н.Н.Горяинова σ_СЖ =0,7V²_P/ν² – 0,07 (8.2). Для рыхлых осадочных пород σ_СЖ связан с V_P и V_S зависимостью σ_СЖ >> V²_P^// ν²>>C V²_P/ ν², где σ_СЖ - в МПа, V- в км/с, ν - коэффициент Пуассона, С - коэффициент, который при относительных измерениях можно принять за 1, а при абсолютных его следует определить с помощью совместных геолого-геофизических работ. В целом наибольшие значения σ_СЖ (200-300 МПа) наблюдаются в массивных магматических поpодах, пpимеpно в 2 pаза меньшие σ_СЖ - у скальных осадочных поpод и в 100-200 раз меньшие - у сильно тpещиноватых полускальных поpод.

Рис. 8.4 Теоретические графики зависимости предела прочности пород на сжатие (σСЖ ) от скорости продольных волн (VP) для разных значений VP скальных пород [Савич А.И., Ященко З.Г., 1979]

В целом с помощью достаточно простого и быстрого геофизического метода (MПВ) получаются количественные параметры для построения обобщенных геомеханических моделей геологической среды, необходимых при проектировании сооружений. Абсолютные значения физико-механических свойств определяются с погрешностями до 20%, а деформационно-прочностных - поpядка 50%. Однако относительные изменения тех или иных параметров вдоль профилей или в пределах площадей проведения МПВ, т.е. их пространственная изменчивость, опpeделяются значительно точнее. В результате осуществляется картирование геологической среды, т.е. расчленение ее на неоднородные зонально-блоковые участки разных размеров. По различиям сейсмических и геомеханических свойств на изучаемой площади эти участки только по геофизическим данным можно разделить на относительно устойчивые с точки зрения строительства, где V_P, V_S, σ, E_g, E_C, E_Деф, σ_СЖ достигают максимумов, и неустойчивые, где эти параметры меньше максимальных в 5-10 раз.

Лекция 9. Тема: Изучение карстово-суффозионных процессов. Интерпретация результатов исследования.

9.1. Общие положения

Согласно действующим нормативным документам к карстовым районам относятся территории, в геологическом разрезе которых присутствуют растворимые породы (известняки, доломиты, мел, гипсы, ангидриты и т.д.), и имеют место или возможны поверхностные и подземные проявления карста.

Выделяются следующие основные литологические типы карста: карбонатный (известняковый, доломитовый); меловой (являющийся подтипом карбонатного); гипсовый; соляной.

С точки зрения постановки геофизических работ литология карста существенного значения не имеет. На всех литологических типах карста методика проведения геофизических работ примерно одинакова.

Более существенное влияние на методику работ оказывают условия залегания карстующихся пород. По условиям залегания различают следующие типы карста: открытый или средиземноморский, когда карстующиеся породы лежат непосредственно на поверхности; покрытый, когда карстующиеся породы перекрыты либо водопроницаемыми, либо водонепроницаемыми нерастворимыми породами.

В случае открытого карста обнаженность карстующихся пород способствует проникновению в них поверхностных вод, развитию процессов выветривания и выщелачивания, образованию и расширению системы трещиноватости.

Благодаря неглубокому залеганию карстующихся пород облегчается производство геофизических работ, повышается их эффективность. Решение задачи может быть проведено более простыми и распространенными методами, часто с помощью одной только электроразведки постоянным током. В случае открытого карста практически легко оконтуриваются закарстованные участки, устанавливается общая мощность карстующихся пород, степень трещиноватости и обводненности массива пород.

В районах покрытого карста, в которых карстующиеся породы перекрыты слоями нерастворимых водопроницаемых пород, возникают трудности обнаружения зон возможных карстовых провалов с помощью геофизических методов при значительной мощности перекрывающих четвертичных отложений (более 20 м). Однако задача обнаружения может облегчаться за счет вторичных изменений вышележащих пород.

В случае наличия перекрывающих рыхлых отложений (пески, супеси) в зоне развития карста возникают побочные суффозионные явления, мощность их нередко возрастает вследствие понижения кровли карстующихся пород. Кроме того, существенным поисковым критерием является уменьшение влагосодержания рыхлых пород непосредственно над карстовой зоной, что влечет за собой повышение УЭС этих пород. Последнее обстоятельство связано с интенсивной инфильтрацией поверхностных вод в карстовые полости.

Другим существенным поисковым критерием для геофизических методов является резкий перепад УГВ в зоне развития карста. В районах покрытого карста, в которых карстующиеся породы перекрыты слоями нерастворимых водонепроницаемых пород, последние препятствуют развитию карста и связанных с ним явлений.

Чем больше мощность перекрывающих отложений, тем труднее установить геофизическими методами зоны карстовых пустот, развитые на глубине. В этом случае необходимо проведение широкого комплекса геофизических методов, включающих электроразведку, сейсморазведку и различные методы каротажа (КС, ПС, резистивиметрия, ГК, ГГК и др.).

По отношению к уровню подземных вод карстующиеся породы залегают: в зоне аэрации, в зоне постоянного водонасыщения и в смешанной зоне.

В зоне аэрации карст в большинстве случаев представлен в виде полостей, незаполненных вмещающим материалом; в зоне же постоянного водонасыщения карстовые полости часто заполнены вторичным переотложенным материалом (глиной, суглинком, продуктами разрушения карстующихся пород, находящимися в водонасыщенном состоянии).

Геофизические методы исследования в карстовых районах решают следующие основные задачи:

литологическое расчленение пород; поиски и оконтуривание карстовых полостей или зон их развития (поверхностных и погребенных), определение рельефа карстующихся пород; изучение степени трещиноватости пород и преобладающего его направления; исследование гидрогеологических особенностей карста.

Для поисков и обнаружения карстовых полостей может быть использовано большинство существующих геофизических методов: электроразведка постоянным и переменным током, малоглубинная сейсморазведка, гравиразведка с градиентометрами, магнитометрия, различные скважинные методы. Однако применение ряда геофизических методов, таких как гравиразведка и магнитометрия, может быть рекомендовано лишь в благоприятных случаях.

В большинстве районов использование гравиметрии и магнитометрии ограничено по тем соображениям, что разрешающая способность этих методов весьма незначительна.

Крупные карстовые полости (пещеры), размеры которых соизмеримы с мощностью перекрывающих пород, могут быть обнаружены гравиразведочными наблюдениями с использованием высокоточных гравиметров. Карстовые же полости, заполненные вторичным материалом, слабо улавливаются гравиразведкой ввиду незначительного перепада плотностей вмещающих пород и карстовых образований.

Расчеты, проведенные В.К. Матвеевым [8, 9, 10] показывают, что сферические пустоты радиусом 5 м при современной точности гравиметрических измерений с гравиметрами могут быть обнаружены на глубине около 7 - 8 м (градиентометры повышают эту глубину до 10 - 15 м, но при этом резко падает производительность работы).

Что касается магниторазведки, то последняя применима лишь в том случае, когда в составе материала, заполняющего карстовые полости, встречаются различные минералы с повышенной магнитной восприимчивостью, а сами полости расположены на небольшой глубине.