загрузка...

Аналитическое моделирование изменений электропроводности горных пород при подготовке землетрясений


Подготовка землетрясений происходит в сложно построенной геофизической среде, причем этот процесс охватывает лишь определенный объем, в котором происходят изменения физических свойств горных пород. Наблюдаемые с поверхности земли геофизическими методами эти изменения обычно интерпретируются как предвестники землетрясений. Общепринято, что в подготовке тектонических землетрясений главную роль играют механические (геодинамические) процессы и, естественно, в первую очередь необходимо рассмотреть изменения механических (деформационных) параметров объема, в котором происходит подготовка землетрясения.
Применяя коэффициенты перевода (тензочувствительности), определенные эмпирическим или расчетным путем, можно будет вычислить изменения физических свойств, обусловленные процессом подготовки землетрясения.
В ряде работ [Садовский и др., 1982; 1983; 1984; 1987; Ризни- ченко, 1965; Добровольский, 1991; Кузьмин, 1989; 1990; Добровольский, Зубков, Мячкин, 1980; Сидорин, Журавлев, 1980; Кузьмин, 1989; 1990; 1998 и др.] даются оценки изменений некоторых механических свойств горных пород при подготовке землетрясений.

Начиная с магнитуды М= 5 и более, землетрясения ощущаются большинством населения в эпицентральной области и могут вызвать разрушения. Поэтому в дальнейшем будут рассматривать^ изменения физических свойств горных пород при подготовке зем- "Гсений с магнитудой 5 и более. В частности, рассмотрим изменения кажущегося электрического сопротивления, принимая,
неоднородность имеет форму шара.              ^ . м
В работе М.С. Жданова приводится формула для расчета гр ф - ков электропрофилирования для метода срединного градиента:
(7.28)
где 2              глубина залегания центра сферы; R радиус сферическо
гдег              у              ' — коэффициент «отражения»
“Грести сферы; р, - электрическое сопротивление среды окружающей сферу; р2 - электрическое сопротивление внутри сферы; X- расстояние от проекции центра сферы на дневную поверхность до точки наблюдений.
Н^Ю Необходимо отметить следующие ограничения при использовании данного выражения. Расстояние между питающими электродами А н В должно быть много больше размеров сферической н однородности, т.е. электрическое поле, в котором расположено включение, должно быть однородным. Практически достаточно ппинять АВ/2 = (5-10) R. При подготовке землетрясения с магнитудой М= 5 радиус неоднородности равен 2,33 км, и расстояние между питающими электродами должно быть не менее 25 Г 4дно выполнимо в реальных условиях. То есть приводимые ниже результаты можно считать оценкой возможных изменении кажущегося электрического сопротивления горных пород и иллюстрацией возможностей метода срединного градиента для исследования процессов этих изменений при подготовке землетрясении.
для построения пространственных изменении кажущегося электрического сопротивления (графиков электропрофилирования) необходимо оценить величину максимальных изменении электри- ^„““сопротивления р, в очаге. Исход» из опубликоваиньиг дан- ных полевых наблюдений [Сидорин, Журавлев, 1980, Аватимов, Лыков, 1982; Авагимов и др„ 1986; 1988] и лабораторных экспери-

ментов [Жуков, Пономарев, 1990; Жуков, Стаховская, Пономарев, 1990; Соболев, Кольцов, 1988; Пономарев, 1983; Соболев, Пономарев, 2003], эту величину можно принять равной 50 %. Причем необходимо отметить, что при лабораторных исследованиях [Жуков, Стаховская, Пономарев, 1990] наблюдались изменения электрического сопротивления до 106 в сторону его уменьшения. Связывалось это с образованием сплошного электропроводящего канала — трещин, заполненных поровой влагой, в пространстве между электродами.
С другой стороны, изменения электрического сопротивления образцов горных пород в связи с их деформацией можно определить, используя коэффициент тензочувствительности. Он вычисляется как отношение относительного изменения электрического сопротивления Ар/р к деформации образца е. Данные совместных измерений электрического сопротивления и деформации образцов известняка Туркменистана, приведенные в работе [Жуков, Стаховская, Пономарев, 1990], дают величину коэффициента тензочувствительности примерно 100—150 для влагонасыщенных образцов и 10—40 для сухих. Причем в данном случае в расчетах были использованы значения полной деформации образцов в направлении оси сжатия, достигнутые к моменту разрушения образцов. Рассчитанные значения коэффициента тензочувствительности по локальным значениям деформации и сопротивления, полученным авторами и взятым из работ [Соболев, Кольцов, 1988; Пономарев, 1983; Соболев, Пономарев, 2003] имеют порядок 103—104. Теоретические оценки величины коэффициента тензочувствительности, сделанные Т.Л. Челидзе [Челидзе, 1987; Челидзе, Авалиани, 1984; Авалиани, Челидзе, 1981], дают его максимальное значение порядка 105.
Отметим, что приведенные значения коэффициента тензочувствительности относятся к разным величинам деформации. Максимальные значения коэффициента — 4Т06 отмечались при малых деформациях (приливные деформации) порядка 10-8 в работе [Ава- гимов и др., 1988]. При значительных деформациях — на уровне 1(Г3—КГ2 коэффициент тензочувствительности имеет величину примерно 10—100. В целом зависимость этого коэффициента от величины деформации является нелинейной, и опубликованные к настоящему времени данные не позволяют однозначно определить
183

зависимость коэффициента тензочувствительности от величины деформации. Но вполне обоснованно можно для расчетов принять значение коэффициента тензочувствительности равным I04, и тогда можно считать, что деформация на уровне КГ6 приведет к изменениям электрического сопротивления горных пород порядка —2
10 , т.е. на несколько процентов.
В работе [Изюмов, Кузьмин, 1987] радиус зоны формирования деформационных предвестников землетрясений на уровне КГ6 для условий Ашхабадского сейсмоактивного района для неоднородности в виде сферического включения при землетрясении с магнитудой М = 6 имеет величину 60 км для проявления горизонтальных деформаций. Для уровня деформации 10 5 радиус составляет 25 км, а изменение сопротивления в нем можно ожидать на уровне 10 % или 0,1. Заметим, что разрушение горных пород обычно происходит при уровне деформации 10“3—10 \ что позволяет ожидать изменений сопротивления в очаге готовящегося землетрясения до 100—1000%.
Таким образом, можно выделить два источника формирования изменений кажущегося электрического сопротивления при подготовке землетрясений. Во-первых, это непосредственно очаг готовящегося землетрясения, в котором перед реализацией сейсмического события деформации достигают значений КГ4 — 10“3 и который можно рассматривать как электрическую неоднородность (включение) с сопротивлением рг = арь где а изменяется от 1 до 0,5. И во-вторых, влияние деформации, испытываемое средой в окрестности очага, на величину электрического сопротивления горных пород через коэффициент тензочувствительности.
Следует отметить, что трудности, связанные с оценкой изменений деформации и сопротивления во времени при подготовке землетрясения можно преодолеть, используя методы квазистатики. Для этого были использованы значения изменений кажущегося сопротивления независимо от времени. Для этого весь процесс формирования изменений условно разделили на несколько этапов (в рассматриваемом случае — семь). Причем для каждого этапа были взяты конкретные значения изменений деформации и электропроводности. Эти значения соответствуют тому или иному конкретному моменту процесса подготовки землетрясения в зависимости от особенностей его реализации.
184

Рассмотрим несколько модельных примеров, предполагая что значение сопротивления внутри включения будет на уровне и,У—и,б или 90—50 /о от первоначального. В первой модели предположим, что очаг готовящегося землетрясения имеет постоянный во времени размер, а изменяется только сопротивление внутри него („рис0 ГлУбину Z центра сферической неоднородности радиуса к 1,55 км примем равной 5 км. Эти параметры отвечают в первом приближении очагу землетрясения с магнитудой, равной 5.

Из рис. 7.4 видно, что, естественно, происходит увеличение амплитуды изменений кажущегося электрического сопротивления с уменьшением сопротивления внутри сферы. Следует обратить внимание на существование узлов пучности — точек пересечения данных графиков. Они показывают, что могут быть пункты наблюдении, в которых изменения электрического сопротивления не будут зарегистрированы. Это происходит при определенном сочетании пункта наблюдений и размеров неоднородности.
Интересны и зоны увеличения кажущегося электрического сопротивления при наличии неоднородности. При этом, естественно, в ближней зоне происходит уменьшение значения сопротивления, а




в дальней зоне — увеличение кажущегося электрического сопротивления. Наличие таких зон может привести к тому, что на некоторых стационарных пунктах наблюдений, попадающих в дальнюю зону, будет регистрироваться не снижение сопротивления при подготовке землетрясения, а его возрастание.
Рассмотрим также вариант изменения глубины залегания включения, оставляя неизменным величину сопротивления во включении на уровне 0,5 от начального (рис. 7.5). Этот вариант позволяет оценить влияние глубины очага землетрясения на величину регистрируемых на поверхности изменений кажущегося электросопротивления. При этом наблюдается, естественно, снижение амплитуды изменений сопротивления с увеличением глубины залегания центра включения.
Определенный практический интерес при этом представляет расширение области снижения кажущегося электрического сопро-




тивления с увеличением глубины залегания неоднородности. В соответствии с этой моделью можно построить палетки для решения обратной задачи, т.е. для определения параметров неоднородности, в частности глубины залегания центра неоднородности и его радиуса, по данным измерений кажущегося сопротивления на поверхности.
Во второй модели, которую имеет смысл рассмотреть, предполагается, что развитие очага землетрясения можно представить как неоднородность в виде сферы с увеличивающимся во времени радиусом. На рис. 7.6 приведены результаты расчетов для сферы, центр которой расположен на глубине 10 км, изменения электрического сопротивления составляют 50 %. Сферическое включение начинает увеличиваться, и его радиус принимает значения 2, 4 км и в конце достигает значения 6 км, что соответствует очагу землетрясения с магнитудой 6. />



Естественно, что при увеличении радиуса неоднородности происходит увеличение амплитуды изменений кажущегося электрического сопротивления. Как и в первой модели, отмечаются узлы пучности — пункты нулевых изменений кажущегося электрического сопротивления, разделяющие области положительных и отрицательных изменений кажущегося сопротивления.
Существенно и то, что в данном случае не происходит расширения зоны отрицательных аномалий с ростом радиуса включения. Сравнение подобных графиков, построенных при значениях а = 0,5 и а = 0,75, показывает (см. рис. 7.6), что нет этого расширения и при уменьшении сопротивления внутри неоднородности. То есть в этой модели по размеру области снижения кажущегося электрического сопротивления можно судить о глубине залегания неоднородности.
Амплитуда аномального снижения кажущегося электрического сопротивления может свидетельствовать о размере неоднородности, но только в том случае, когда значение относительного изменения сопротивления остается постоянным во времени. Однако маловероятно, что в естественных условиях это предположение будет соблюдаться. Оценку радиуса неоднородности R и величины электрического сопротивления неоднородности можно сделать, используя более сложные зависимости их от формы распределения кажущегося электрического сопротивления на поверхности.
Наиболее вероятной и, по мнению авторов, лучше отражающей этапы развития очага землетрясения в реальности является модель, в которой происходит увеличение размера неоднородности с одновременным снижением электрического сопротивления в ней. Причем это снижение на начальном этапе охватывает весь объем неоднородности. Затем, начиная с определенной стадии [допустим, при достижении радиуса неоднородности R величины (0,6-Ю,8) Rmax], снижение сопротивления начинает локализоваться в меньшем объеме.
Такая модель, в первом приближении, отвечает современным представлениям о стягивании зоны подготовки магистрального разрыва в узкую зону. Результаты расчетов по этой модели приведены на рис. 7.7, из которого видно, что и здесь сохраняются пункты нулевых изменений кажущегося электрического сопротивления. Размеры зоны уменьшения сопротивления сопоставимы с радиусом включения. Учитывая реальную возможность измерения кажуще- 188

гося электрического сопротивления с точностью до 1 %, можно ожидать уверенной регистрации предвестников землетрясения при изменениях сопротивления в готовящемся очаге землетрясения на ] 0 % и более.

Отметим, что при уменьшении области снижения сопротивления до малых размеров изменения кажущегося электрического сопротивления на поверхности будут иметь малую (незначительную) величину даже при 50 %-ном изменении сопротивления в готовящемся очаге землетрясения. В связи с этим можно ожидать возвращения графиков изменения кажущегося электрического сопротивления к фоновым значениям незадолго перед наступлением сейсмического события. А максимальная амплитуда уменьшения кажущегося сопротивления будет достигнута в пункте наблюдений, расположенном над центром включения, в момент, когда наибольший объем готовящегося очага землетрясения будет испытывать наибольшее снижение сопротивления.

График изменений кажущегося электрического сопротивления во времени над центром включения будет при этом иметь форму бухты подобно графикам, описанным в работах [Дооровольскии, Зубков, Мячкин, 1980; Сидорин, Журавлев, 1980; Ризниченко, 1965' Добровольский, 1991; Соболев, Кольцов, 1988; Пономарев, 1988- Соболев, Пономарев, 2003]. В данной работе (рис. 7.8) он построен, используя условное разделение процесса подготовки землетрясения на отдельные этапы.
Следует отметить тот факт, что в дальней зоне подготовки землетрясения (на удалении, большем характерного размера включения) временные изменения сопротивления имеют противоположный знак, т.е. кажущееся электрическое сопротивление может увеличиваться перед землетрясением, если пункт наблюдении расположен вдали от зоны его подготовки.
Завершая обсуждение полученных результатов, можно констатировать следующее:
1. При подготовке землетрясения можно ожидать как увеличения, так и снижения кажущегося электрического сопротивления, регистрируемого на поверхности методом срединного градиента. Причем в ближней к очагу зоне (примерно равной ее размерам) может отмечаться снижение сопротивления, а в дальней зоне — увеличение сопротивления.

Рис. 7.8. Модель временных изменений кажущегося сопротивления на разных расстояниях от центра сложного включения


Глубина залегания формирующейся неоднородности сопоставима с размерами области снижения кажущегося электрического сопротивления. Амплитуда изменений кажущегося сопротивления уменьшается при увеличении глубины залегания включения. При фиксированной глубине залегания включения величина аномальных изменений кажущегося сопротивления зависит как от размера включения, так и от величины снижения сопротивления в нем и можно рассчитать палетки для определения параметров включения, основываясь на априорно известных сведениях и используя формулы электроразведки. Предложенные модели изменения размеров и сопротивления формирующейся неоднородности позволяют оценить максимально возможные изменения кажущегося электрического сопротивления значениями порядка 25—50 % во время подготовки землетрясений магнитуды 5—6 при использовании одного из методов электроразведки — метода срединных градиентов. 
<< | >>
Источник: Кузьмин Ю.О., Жуков В.С.. Современная геодинамика и вариации физических свойств горных пород. — 2-е изд., стер.. 2012

Еще по теме Аналитическое моделирование изменений электропроводности горных пород при подготовке землетрясений:

  1.   § 1. СОСТОЯНИЕ И ВИДЫ ВОДЫ В ГОРНЫХ ПОРОДАХ
  2. Г л а в а 1 МЕТОДЫ ОПРЕДЕЛЕНИЯ ВОЗРАСТА ГОРНЫХ ПОРОД
  3. Свойства горных породи их роль в рельефообразовании
  4. МЕТОДЫ ОПРЕДЕЛЕНИЯ ИЗОТОПНОГО ВОЗРАСТА ГОРНЫХ ПОРОД
  5. § 1. ФОРМЫ ЗАЛЕГАНИЯ МАГМАТИЧЕСКИХ ГОРНЫХ ПОРОД
  6. Кузьмин Ю.О., Жуков В.С.. Современная геодинамика и вариации физических свойств горных пород. — 2-е изд., стер., 2012
  7. МЕТОДЫ ОПРЕДЕЛЕНИЯ ОТНОСИТЕЛЬНОГО ВОЗРАСТА ГОРНЫХ ПОРОД
  8. § 2. ВОДОПРОНИЦАЕМОСТЬ И ДРУГИЕ СВЯЗАННЫЕ С НЕЙ ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД
  9. § 2. МЕТАМОРФИЗМ ГОРНЫХ ПОРОД, ЕГО ВИДЫ И СВЯЗАННЫЕ С НИМ ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ
  10. СВЕДЕНИЯ О ГОРНЫХ ПОРОДАХ (ПЕТРОГРАФИЯ)
  11.   § 1. МЕТОДЫ ОПРЕДЕЛЕНИЯ ВОЗРАСТА ГОРНЫХ ПОРОД И ИЗУЧЕНИЯ ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКОЙ ОБСТАНОВКИ МИНУВШИХ ЭПОХ
  12. ФОРМЫ ЗАЛЕГАНИЯ ГОРНЫХ ПОРОД (ЭЛЕМЕНТЫ ТЕКТОНИКИ)
  13. § 3. ФОРМЫ И ЭЛЕМЕНТЫ ЗАЛЕГАНИЯ ОСАДОЧНЫХ ГОРНЫХ ПОРОД
  14. ПРОЦЕССЫ ДИАГЕНЕЗА ОСАДКОВ И МЕТАМОРФИЗМА ГОРНЫХ ПОРОД