Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Методика и результаты гравиметрических исследований для обнаружения эпицентральной зоны подземного ядерного взрыва

ВАК РФ 25.00.10, Геофизика, геофизические методы поисков полезных ископаемых

Автореферат диссертации по теме "Методика и результаты гравиметрических исследований для обнаружения эпицентральной зоны подземного ядерного взрыва"

Гвоздарев Юрий Константинович

МЕТОДИКА И РЕЗУЛЬТАТЫ ГРАВИМЕТРИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ ДЛЯ ОБНАРУЖЕНИЯ ЭПИЦЕНТРАЛЬНОЙ ЗОНЫ ПОДЗЕМНОГО ЯДЕРНОГО ВЗРЫВА

Екатеринбург - 2008 Я 0 П'-т

003460379

На правах рукописи

Гвоздарев ЮриП Константинович

МЕТОДИКА И РЕЗУЛЬТАТЫ ГРАВИМЕТРИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ ДЛЯ ОБНАРУЖЕНИЯ ЭИИЦЕНТРАЛЬНОЙ ЗОНЫ ПОДЗЕМНОГО ЯДЕРНОГО ВЗРЫВА

Специальность 25.00.10 -«Геофизика, геофизические методы поисков полезных ископаемых»

Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-мииералогнческнх наук

Екатеринбург- 2008

Работа выполнена в Федеральном государственном унитарном предприятии "РОССИЙСКИЙ ФЕДЕРАЛЬНЫЙ ЯДЕРНЫЙ ЦЕНТР -Всероссийский научно-исследовательский институт технической физики имени академика Е,И. Забабахина" Государственной корпорации по атомной энергии "Росатом" и в ГОУ ВПО «Уральский государственный горный университет».

Научный руководитель - доктор геолого-мннералогических наук, профессор, заслуженный геолог РФ Филатов Владимир Викторович

Официальные оппоненты:

доктор технических наук, профессор Костицын Владимир Ильич, кандидат геолого-мннералогических наук Сомов Владислав Федорович

Ведущая организация - ОАО «Челябинскгеосъемка»

Зашита диссертации состоится «26» декабря 2008 г. в 10 часов на заседании диссертационного совета Д 212,280.01 при ГОУ ВПО «Уральский государственный горный университет» по адресу:

620144, г. Екатеринбург, ул. Куйбышева, 30,3-й учебный корпус, ауд. 3326.

С диссертацией можно ознакомиться в научной библиотеке ГОУ ВПО «Уральский государственный горный университет»

Автореферат разослан «. » 2008 г.

Ученый секретарь диссертационного совета—' / АЛ». Макаров

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность проблемы. В настоящее время мировым сообществом ведется работа по подготовке к вступлению в силу Договора о всеобъемлющем запрещении ядерных испытаний (ДВЗЯИ). Для того чтобы определить, действительно ли в нарушение ДВЗЯИ был произведен подземный ядерный взрыв (ПЯВ), организацией ДВЗЯИ должна проводиться международная инспекция на месте (ИНМ). В ходе ИНМ, в рамках технологий, оговоренных в Протоколе к ДВЗЯИ, могут применяться визуальные наблюдения, многоспектральная съемка, радионуклндные методы, методы газового анализа и геофизические методы.

Одной из технологий ИНМ, согласно Протоколу к- ДВЗЯИ, является "Картирование гравитационного поля методом наземной гравиметрической съемки для обнаружения и локализации эпицентральной зоны подземного ядерного взрыва" (ТГМ). Гравиметрия была включена в список технологий ИНМ благодаря исследованиям, проведенным в СССР.

ТГМ практически не отличается от обычной методики гравиметрических наблюдений, используемой для решения геологических задач, но ее применение оказалось недостаточно эффективным для локализации места проведения ПЯВ при малой мощности заряда, заложенного на большой глубине. Ситуация с усовершенствованием ТГМ осложнилась тем, что для проверки теоретических гипотез возникновения аномалий силы тяжести в результате воздействия ПЯВ в разных геологических средах оказалось явно недостаточно экспериментальных материалов, а с момента объявления СССР в 1990 году моратория на проведение ядерных испытаний получение результатов экспериментальных наблюдений поля силы тяжести на недавно проведенных ПЯВ стало невозможным.

Направление и методы исследований. Объект исследования -плотностные неоднородности горной породы, образующиеся в результате воздействия ПЯВ. Предметом исследования являются методики, входящие в состав ТГМ.

Цель работы - усовершенствование ТГМ для обнаружения места проведения ПЯВ при заложении заряда малой мощности на большой глубине.

Для достижения поставленной цели решены следующие задачи:

1) модернизирована стандартная методика полевых гравиметрических наблюдений и обработки полученных данных (ГМ);

2) разработана методика для измерений вертикального градиента силы тяжести (ГГМ);

3) разработано программное обеспечение, позволяющее оперативно в полевых условиях, производить полную обработку гравиметрических наблюдений по всем методикам, входящим в состав ТГМ;

4) создана петроплотностная модель очага ПЯВ.

Были проведены следующие исследования:

- разработка методики гравиметрических наблюдений на двух уровнях, используемых для вычисления вертикальных градиентов силы тяжести;

г

- разработка новых алгоритмов обработки гравиметрических наблюдений, основанных на математической статистике;

- разработка новой методики обработки обычных гравиметрических наблюдений (КГГМ);

- разработка программного обеспечения, дающего возможность выполнять полную обработку результатов наблюдений в полевых условиях;

- отработка методик гравиметрических наблюдений и обработка полученных данных в полевых условиях.

Информационную базу для исследования составили результаты полевых наблюдений автора.

На защиту выкосятся следующие положения:

1. Петроплотностное моделирование очага ПЯВ позволило сделать вывод о возможности использования гравиметрической съемки для картирования эпииеитральной зоны ПЯВ.

2. Наиболее информативной количественной характеристикой поля силы тяжести является вертикальный градиент силы тяжести, по величине которого можно оценить среднюю относительную плотность приповерхностного слоя горной породы.

3. При вычислении аномальных значений наблюденного поля силы тяжести и относительной плотности промежуточного слоя горной породы необходим учет аномальных вертикальных градиентов силы тяжести.

Научная новизна выполненной работы заключается в следующем:

1. Значения выделяемых аномальных полей силы тяжести и относительной плотности исследуемого горного массива по методике КГГМ, являются разностью результатов обработки наблюденного поля силы тяжести и поля силы притяжения модели, вычисляемых по одному и тому же алгоритму и с одинаковыми входными параметрами.

2. Имеется возможность, используя методику КГГМ, выявлять общие закономерности и характерные особенности распределения плотностных неоднородностей горного массива.

3. Предложены критерии выбора значений входных параметров для вычисления аномальных значений на основе анализа коэффициентов парной корреляции результатов расчетов аномальных значений и их комбинаций с исходными данными, позволяющие целенаправленно выявлять характерные особенности распределения плотностных неоднородностей горного массива.

Практическая значимость. Использование разработанных методик позволит создать действенный механизм контроля над возможными нарушениями ДВЗЯИ. Кроме того, методика КГГМ может быть использована для поиска полезных ископаемых, в инженерной геофизике - везде, где требуется детальное картирование аномалий поля сил тяжести и плотности приповерхностного слоя горного массива.

Достоверность и обоснованность. Научные положения, выводы и рекомендации, сформулированные в диссертации, подтверждены экспериментальными данными, полученными на реальных объектах.

Личный вклад автора. Основные результаты диссертационной работы получены непосредственно автором.

Апробация работы и публикации. Материалы, положенные в основу работы докладывались на международных семинарах ни. Д.Г. Успенского на 26-й н 29-н сессиях (Екатеринбург, 1999, 2002), на Третьей международной конференции «Мониторинг ядерных испытании и их последствий» (Республика Казахстан, п. Боровое, 09-13 августа 2004 года). По теме диссертационной работы опубликовано шесть печатных работ, в том числе одна статья в журнале, рекомендованном ВАК РФ.

Объем и структура работы. Диссертация состоит из введения, четырех глав, заключения и трех приложений; содержит 177 страниц текста, 207 иллюстраций, 15 таблиц, список литературы из 27 наименований.

Благодарности. Автор благодарен своему научному руководителю д.г.-м.н., проф. В.В. Филатову, старшему коллеге по разработке технологий ИНМ В.Г. Антошеву и к.т.н. начальнику отдела Ю.А. Сахарову, без творческого участия которых успешное завершение данной работы было бы невозможным. Также автор хотел бы выразить признательность физикам-теоретикам В.В. Легонькову и A.B. Дубине, принимавшим участие в экспериментальных работах н помогавшим автору в математических изысканиях. Автор благодарен H.H. Беляшовом - директору ИГИ НЯЦ PK и всем сотрудникам института, оказавшим ломошь в проведении полевых экспериментальных работ, за гостеприимство и активное, творческое участие в отработке методик ТГМ.

1 Физическая модель воздействия ПЯВ на горные породы

Характерной особенностью ПЯВ является его высокая, по сравнению с химическим взрывом, концентрация энергии и очень короткое время ее выделения - от 10 до 100 не. При передаче энергии ПЯВ горной породе выделяют две последовательные стадии развития ПЯВ - радиационно-газодинамическую и упругопластическую.

На радиациоино-газодинамической стадии в начальные моменты развития ПЯВ процесс передачи энергии от заряда внешней среде определяет в основном рентгеновское излучение, которое составляет примерно 90 % от общей энергии взрыва. Энергия излучения со временем трансформируется во внутреннюю м кинетическую энергию окружающей среды. При ПЯВ испаренная горная порода играет роль продуктов взрыва химического взрывчатого вещества. Фазовые переходы и характерная для твердой среды связь между напряженным и деформированным состояниями приводят к тому, что ударный фронт распадается, и ударная волна вырождается в волну сжатия с непрерывным распределением параметров - наступает упругопластическая стадия взрыва.

При камуфлетном взрыве разрушение породы не достигает дневной поверхности, механическое действие камуфлетного взрыва проявляется в виде образования полости взрыва. Для большинства видов горной породы (за исключением соли и глины) происходит обрушение кровли полости и заполнение ее обломками породы.

Рис. I. Схема зон разрушений после воздействия ПЯВ на горные породы

На рис. 1 показана схема зон разрушений в результате воздействия ПЯВ на горные породы. В зависимости от нагрузки горная порода подвергается различным формам разрушения. В скальной горной породе образуются зоны дробления, интенсивной трещиноватости и подновления естественных трещин, она разуплотняется. При взрыве в пластичной пористой породе выделяют зону разрушения и зону остаточных деформаций. Пластичная порода может уплотняться за счет уменьшения пористости и выдавливания поровой воды. В полускальной горной породе может наблюдаться нарушение скелета, что также может приводить к уплотнению породы.

При ПЯВ за счет отраженной волны в приповерхностной зоне горного массива возникают растягивающие напряжения, происходит множественный отрыв слоев от основного массива параллельно дневной поверхности и их движение.

Из анализа физических процессов, происходящих в горных породах при воздействии ПЯВ, можно сделать вывод, что происходит изменение всех физических свойств этих пород, которое проявляются в физических полях: магнитном, гравитационном и сейсмическом. Результаты анализа физических полей могут быть использованы для картирования эпицентральной зоны ПЯВ, в работах Каплана Ю.В. и Сагарадзе Д.А. показано, как эта задача решается при анализе сейсмического и магнитного полей.

При воздействии ГТЯВ наиболее существенно изменяется плотность среды, эти изменения являются долговременными, они устойчиво проявляются в аномалиях поля силы тяжести, что является одной из важнейших физических предпосылок для картирования и локализации эпицентральной зоны ПЯВ.

2 Петроплотностная и математическая модели зон разрушения

однородного массива

Параметры механического воздействия ПЯВ на горную породу за исключением самой ближней зоны (до 0,3 м/кт"3) слабо зависят от специфики ядерного взрыва, что позволяет широко использовать результаты исследований взрыва химического заряда. Развитие процессов при мощных взрывах происходит с соблюдением условия подобия - все пространственные (радиус полости, радиусы зон разрушения горной породы н т.п.) и временные (время образования полости и т.п.) характеристики взрыва меняются пропорционально энерговыделению О"3. Особую роль при подземном взрыве приобретает рассмотрение процесса формирования полости. Размер зон разрушения относительно радиуса полости приведен в таблице 1.

Таблица 1. Размер зон разрушения камуфлетным ядерным взрывом

Порода Зоны разрушения Радиус зоны

Скальная порода Зона дробления (1,5-2,5)/?„в

Зона интенсивной трещнноватости (3-5)Я„„

Зона подновления естественных трешин (5-7)Д„.

Мягкий грунт Зона смятия (дробление твердых зерен, потеря сцепления, трещинообразование)

Зона остаточных деформаций

Примечание. Д,„ - радиус полости взрыва.

В разработанной математической модели зоны разрушения и деформации горной породы представлены в виде концентрических сферических слоев вокруг гипоцентра ПЯВ, при этом плотности пород в пределах одной зоны изменяются линейно. Зона откола приповерхностных слоев в эпицентре ПЯВ представлена в виде линзы с плотностью, меняющейся пропорционально расчетному изменению высоты дневной поверхности.

После расчета размеров зон разрушения, количества слоев и блоков в каждом слое, масс блоков и их координат вычисляются силы притяжения на поверхности модели однородного массива, подвергшегося воздействию ПЯВ, по известным в гравиразведке формулам. Ввиду того, что расчет зон разрушения носит только иллюстративный характер и к самой методике КГГМ отношения не имеет, формулы расчета зон разрушения горного массива в автореферате не приводятся.

Из результатов решения прямой задачи для модели очага ПЯВ при широком диапазоне изменения параметров следует, что значения аномалий силы тяжести не превышают первых десятых долей мГал. Этот результат подтверждается материалами непосредственных гравиметрических измерений.

В 1999 и 2000 годах для отработки технологий ИНМ были проведены экспериментальные исследования на двух ПЯВ. Мощность обоих взрывов была равна 2,3 кт, с момента проведения обоих ПЯВ до начала исследовании прошло более двадцати лет. Для технологии ТГМ была поставлена задача ~ средствами гравиметрии подтвердить известное расположение эпицентра ПЯВ. Измерения производились гравиметром "АиК^гау" Св-ЗМ. Ввиду того, что мощность ПЯВ относительно мала, а глубины заложения зарядов велики, получение контрастных аномалий поля сил тяжести не ожидалось.

На основаиин сопоставления результатов вычисления поля силы тяжести моделей очага ПЯВ и измерений следует, что разработанная нами петроплотностная модель ПЯВ отражает основные свойства реального очага ПЯВ.

3 Технология картирования гравитационного поля для обнаружения

и локализации эпицеитральной зоны подземного ядерного взрыва

Технология ТГМ, применяющаяся на завершающих этапах проведения полевых наблюдений ИНМ, оказалась недостаточно эффективной при локализации места проведения ПЯВ малой мощности с заложением заряда на большой глубине. Для целей ИНМ предложено использование автоматизированного прецизионного гравиметра "Аи^гау" Св-ЗМ, позволившее модернизировать стандартную методику и разработать новые методики гравиметрических наблюдений и обработки результатов обычных гравиметрических наблюдений, которые автор предлагает ввести в состав ТГМ.

В разделах данной работы, описывающих модернизированную н вновь разработанные методики, приведены результаты обработки гравиметрических наблюдений на участке, расположенном над подземным сооружением. Для иллюстрации возможностей методик при обнаружении аномалий, вызванных воздействием ПЯВ, приведены результаты обработки измерений силы тяжести на объекте № 2. Результаты обработки гравиметрических измерений в полном объеме на всех объектах приводятся в приложении № 3.

3.1 Методика обработки результатов гравиметрических измерений "гравиметрия"

Методика обработки результатов гравиметрических измерений "гравиметрия" (ГМ) в основном соответствует стандартной методике проведения гравиметрических наблюдений для решения геологических задач. В тексте диссертации приводятся только отличия методики ГМ от стандартной методики, обусловленные применением прецизионного гравиметра.

3.2 Методика полевых наблюдений и обработки результатов измерений "градиентная гравиметрия"

Преимущество вертикальных градиентов состоит в том, что они менее чувствительны к влияниям горизонтальной неоднородности верхнего слоя литосферы, а также к влияниям рельефа и слагающих его масс. К тому же

селективность их существенно большая, чем у горизонтальных, что особенно важно для изучения разрезов, слагаемых системами аномалиеобразушщнх тел.

В комплект принадлежностей гравиметра "ЛЩо^гау" Св-ЗМ входит подставка для установки гравиметра, далее по тексту - "штатная подставка". Для проведения градиентной гравиметрической съемки на высоте около 1,2 м используется сконструированная автором подставка, устанавливаемая на штатную подставку гравиметра, далее по тексту - "промежуточная подставка".

При проведении градиентной гравиметрической съемки гравиметр сначала устанавливается на штатную подставку и нивелируется, после чего производится серия гравиметрических измерений. Затем на штатную подставку устанавливается промежуточная подставка, которая фиксируется раздвижными опорами, и на нее устанавливается гравиметр, нивелируется при помощи нивелировочных винтов промежуточной подставки, после чего проводятся гравиметрические измерения на уровне, обеспечиваемом п р ом ежут о ч н о й п од ста в ко и.

Вертикальный градиент на гравиметрическом пункте в мГал/м

'К; ¡ = ,и - »„<„ ,.) / (¡1пм1ст / 1000), ( 1 )

где

- измеренное значение силы тяжести на поверхности земли, мГал; 8тч,- измеренное значение силы тяжести на промежуточной подставке, мГал; кмдап- высота подставки, мм.

3.3 Взаимосвязь плотности горных пород и вертикального градиента силы тяжести

По стандартной методике аномалии Буге вычисляются по формуле

4&>/ = 8, + * 'Ь ~ 2 л С * 4,,» * Л, -Го. (2)

где

- измеренное значение силы тяжести, мГал; (Р.. = 0,3086 - значение нормального вертикального градиента гравитационного поля, мГал/м; Л/ -высота точки наблюдения, отсчитываемая от некоторого условного уровня, м; 2;гС= 0,0419,- С= 6,67*10"8- гравитационная постоянная, см3/(г*с2); йс/юп - средняя плотность промежуточного слоя, г/см3;у0 - нормальное значение силы тяжести, мГал.

Значение у0 при съемке на участках малой протяженности изменяется очень мало, и поэтому его можно не учитывать. Параметр 5фш, назначается. 1Уа используется в качестве константы, хотя на самом деле эта величина переменная. Значение /К.,- зависит от плотности пород приповерхностного слоя в конкретной точке измерений, средний вертикальный градиент 1Уаср, результат усреднения всех зависит от усредненной плотности пород

данного исследуемого района, а 1Уи вообще не зависит от плотности пород конкретного района.

Значение средней плотности промежуточного слоя 5с/,„„

0,0419* А, ' (3)

Ничего не меняя в формуле (3), мы получим то значение плотности Ьсрс„„ которое назначили. Для определения отклонения значения средней плотности промежуточного слоя от заданного значения 5срст, в формуле (3) заменим }Уа на (К.„ так как он зависит от конкретной плотности пород под точкой наблюдения, а 4?я заменим на А°Бс1>1, вычисленные с использованием 1К;(.(„ потому, что она зависит от усредненной плотности пород исследуемого района. Раскроем 4?лу>;> приведем подобные члены и произведем сокращения, в результате получим

5 - 8> + * ^ ~ & " * ^ + °'0419 * ^ * Ь _ 1У::, - ¡У1:ер | 0,0419* А, 0,0419

Отклонение от средней плотности пород:

(4)

0,0419

(5)

Если произвести вычисления по этой формуле, то получим значения больше реальных. В нашем случае значения, близкие к истинным, получаются по формуле _

0,0419

(6)

Знак отклонения от средней плотности берется противоположным знаку разности вертикальных градиентов.

При известном значении \Уа1 средняя плотность промежуточного слоя для каждой точки гравиметрических измерений

(7)

0,0419 1 ' >

Зная среднюю плотность, можно вычислить

»1-, =¿4 * 0,0419 *-1. (8)

Формулы ( 7 ) и (8 ) выражают взаимозависимость вертикального градиента силы тяжести и плотности горных пород. Таким образом, по методике ГГМ вычисляются значения используемые для вычисления аномалии Буге и значений средней плотности промежуточного слоя (7) для каждого гравиметрического пункта.

3.4 Методика обработки результатов гравиметрических измерений "квазиградиентная гравиметрия"

Методика КГГМ построена на основе корреляционных зависимостей или подобия, в ней используется вычислительный аппарат математической статистики и принимается, что аномальными значениями поля силы тяжести являются отклонения от средних значений, лежащих на линии регрессии,

построенной по методу наименьших квадратов на поле значений силы тяжести и высот гравиметрических пунктов. По методике КТГМ вычисляется средний для исследуемого участка (К. г/,, который численно равен тангенсу угла наклона линии регрессии, и, кроме этого, для каждого гравиметрического пункта вычисляются Эти вычисляемые

вертикальные градиенты но смыслу отличаются от вертикального градиента поля силы тяжести, поэтому они названы квазиградиептами, а методика, их использующая - квазиградиентной гравиметрией. Значения плотности, вычисляемые по значениям квазнградиемтов, являются также трансформированными и, вследствие этого названы квазинлопшостями.

Для детального определения значений аномального поля силы тяжести, отображающего плотностные неоднородности исследуемого горного массива, аномальные значения поля силы тяжести сопоставляются с соответствующими "аномальными" значениями поля силы притяжения модели однородного массива. "Аномальными" значениями поля притяжения однородной модели горного массива, в которой по определению нет неоднородностей, будем считать отклонения значений поля силы притяжения однородной модели, имеющей рельеф, от соответствующих значений поля силы притяжения такой же по размерам и плотности однородной модели, но без рельефа. Значения поля силы притяжения модели без рельефа выступают в роли средних, по отношению к которым определяются "аномальные" значения поля силы притяжения модели с рельефом как отклонения от них. Форма поля силы притяжения модели однородного горного массива зависит от соотношения вертикального размера блоков, из которых составлено основание модели (толщина промежуточного слоя) с вертикальными размерами блоков поверхностного слоя модели (рельефом). Она может не являться одновременно ни прямым, ни обратным отображением рельефа, т.е. иметь нулевую с ним корреляцию (не быть подобной рельефу), хотя она функционально связана именно с рельефом.

Разность аномальных значений трансформированного поля силы тяжести и приведенного поля силы притяжения модели однородного горного массива - это аномалии без влияния рельефа, расположенного за пределами исследуемого участка, и регионального фона силы тяжести. При изменении размеров исследуемой площади и/или количества измерений на ней меняются значения }Уас/„ т.е. меняется положение линии регрессии на поле значений поля силы тяжести.

Исходными данными для вычислений по методике КГГМ являются результаты обычных гравиметрических наблюдений, и при этом никаких дополнительных полевых работ, приборов или приспособлений не требуется.

3.4.1 Вычисление среднего вертикального квазиградиента поля силы тяжести

Примем, что значения поля силы тяжести в зависимости от высоты гравиметрического пункта Л,- вблизи дневной поверхности изменяются по линейному закону. Построим поле значении зависимости £,=ХЛ,), отложив на оси X значения высоты рельефа, и, используя метод нанменьших квадратов, построим на нем прямую линии регрессии. Она пройдет через точку, имеющую

координаты, соответствующие среднему значению сил тяжести и средней высоте. Значения лежат в окрестности этой прямой, т.е. их можно представить как отклонения от соответствующих им средних значений, лежащих на прямой регрессии. Значение тангенса угла между линией регрессии и осью X (на ней отложены высоты) является значением среднего вертикального квазиградпента поля сил тяжести для исследуемого участка. Вид функциональной зависимости £,=/(/(,) не поддается определению, это вызвано неоднородностями горных пород, слагающих верхние слои Земли случайным образом. Коэффициент парной корреляции значений поля силы тяжести с высотой гравиметрических пунктов

г = —-, (9)

где Л/ - высота точки наблюдения, отсчитываемая от некоторого условного уровня, м;

Л, - среднее арифметическое высот точек наблюдения, м;

наблюденное значение силы тяжести, мГал; Лс - среднее арифметическое сил тяжести, мГал; <г,, - среднее квадратическое высот гравиметрических пунктов, м; <т4,- среднее квадратическое сил тяжести на гравиметрических пунктах, мГал.

Параметры линейной функции регрессии: вычисленный вертикальный градиент поля силы тяжести

г с

(>°)

значения поля силы тяжести на нулевом уровне (// = 0)

8»=8с-ККо (11)

средние значения поля силы тяжести для каждого гравиметрического пункта

^■„у^+И^.Л/. (12)

лежащие на линии регрессии, проходящей через конкретного исследуемого участка. 1Уа, может значительно отличаться от В случае, когда с увеличением высоты гравиметрических пунктов значения поля силы тяжести тоже растут из-за того, что они расположены над более плотными породами, и участки, характеризуемые такого рода зависимостью, занимают большую часть исследуемой плошади, П .- „ может иметь даже положительный знак.

Значения не лежащие на линии регрессии, будем считать аномальными, а их отклонения от средних значений лежащих на линии регрессии, будем полагать обусловленными влиянием неоднородностей плотности горной породы. Закономерность распределения неоднородностей в горных породах на конкретном участке априори неизвестна, поэтому \У~„ весьма приближенно характеризует зависимость изменения значений поля силы тяжести от высоты и неоднородностей плотности, и применять его для вычисления аномальных значений поля силы тяжести было бы опрометчиво.

Для нахождения более близкого к истине IVнадо отбросить одно наиболее удаленное от средних значение как безусловно аномальное, а на поле оставшихся ° снова вычислить параметры линейной регрессии по формулам ( 9 ) - ( 12 ). Будем повторять этот процесс до тех пор, пока в результате отбраковок не останется 10 % от общего количества значений При каждой отбраковке аномального значения поля силы тяжести средние значения рельефа, силы тяжести и угол наклона линии регрессии будут меняться. Оставшиеся значения поля силы тяжести окажутся в ближайшей окрестности линии регрессии, обозначенной на рис. 2 номером 2.

Рис. 2. Положение линий регрессии в начале и в конце процесса статистического усреднения с отбраковкой на объекте Л» 2: » - значения g¡(/l¡); 1 - первая прямая регрессии. 2 - последняя прямая регрессии; д - первое среднее значение сил тяжести; Т - последнее среднее значение сил тяжести.

Тангенс угла наклона прямой 2 - УУ~ср в большей мере, чем в начале, соответствует среднему вертикальному квазиградиенту поля силы тяжести над условно однородным массивом, так как значения соответствующие более или менее плотным породам отбракованы. Назовем вышеописанный процесс статистическим усреднением с отбраковкой.

В результате статистического усреднения с отбраковкой получается средний вертикальный квазиградиент поля силы тяжести для исследуемого участка ср ( 10). Средние значения поля силы тяжести в зависимости от рельефа для исследуемого участка

8сР!=8о+1У::СР11, (13)

Среднее значение квазиплотности для исследуемого участка

Гк^т

противоположно И',,по знаку и может быть отрицательным.

По методике КГГМ можно рассчитать вертикальные квазиградиенты для каждого гравиметрического пункта

= (15)

Квазиплотность на каждом гравиметрическом пункте

¿>ь =

¡И''

0.0419

(16)

3.4.2 Определение толщины модели однородного массива

Значения поля силы тяжести - результаты измерений, они не изменяются. Вертикальные размеры блоков модели задаются, и, следовательно, вычисляемые значения поля силы притяжения могут изменяться. При построении модели горного массива можно добиться того, чтобы коэффициент парной корреляции значений поля силы притяжения с рельефом ( 9 ) имел определенное значение. Построим графики коэффициентов парной корреляции значений поля силы тяжести с рельефом, поля притяжения модели с рельефом и измеренных значений поля силы тяжести со значениями поля силы притяжения модели в зависимости от задаваемой толщины модели массива горных пород.

Рис. 3. Графики изменения значений коэффициентов корреляции в зависимости от толщины модели однородного массива: а) объект № 2, сеть № 1; б) объект № 2. сеть № 2

На объекте № 2 внутри сети № 1 была разбита сеть № 2, т.е. исходные данные, принадлежащие сети № 2, входят в состав сети № 1. На рис. 3 а представлены графики изменения значений коэффициентов корреляции наблюденного поля силы тяжести с рельефом, поля притяжения модели однородного массива с рельефом и наблюденного поля силы тяжести с полем силы притяжения модели в зависимости от толщины модели однородного массива на объекте № 2, сеть № 1. На рис. 3 б представлены графики изменения значений коэффициентов корреляции, рассчитанные для объекта № 2, сеть № 2.

Выбор толщины модели (толщины промежуточного слоя), при которой значение коэффициента парной корреляции поля силы притяжения с

рельефом равно нулю, будем считать обязательным, другие возможные варианты выбора могут быть сделаны по усмотрению исследователя для выявления каких-либо подробностей или особенностей аномального поля.

3.4.3 Приведение значений поля силы притяжения модели однородного массива

к значениям поля силы тяжести по величине

Рассчитанные значения поля силы притяжения модели однородного массива 1>А отличаются от наблюденных значений поля силы тяжести g¡J< по величине. Для того чтобы их можно было сопоставить, значения поля силы притяжения надо привести к значениям поля силы тяжести.

Отклонения от средних значений поля силы тяжести

gat=g¡-(WxíTl^¡+gч,). (17)

Коэффициент приведения значений поля силы притяжения модели к величинам измеренного поля силы тяжести

$ =(тах(ц^-тт(8^)/(т(1х(«^-тт(»И1)). ( 18 )

Значения поля силы притяжения модели, приведенные к измеренным значениям поля силы тяжести

дш,ь=8ср+8т (19)

В результате мы получим значения поля силы притяжения модели горного массива, сопоставимые по величине с наблюденными силами тяжести.

3.4.4 Трансформирование значений поля силы тяжести

}УасР для исследуемого участка (10) зависит от неизвестного заранее распределения региональных плотностных неоднородностей. Средний вертикальный квазиградиент поля силы притяжения модели однородного массива УУ!:с,,м зависит от формы исследуемого массива. Если назначить Н'.!с1, = 1У::срл„ то будут устранены влияния региональных плотностных неоднородностей и рельефа за пределами исследуемого участка. На новое положение линии регрессии перенесем аномальные значения поля силы тяжести, таким образом, локальные плотностные неоднородности исследуемого участка будут помещены в однородную среду. При вычитании значений «аномалий» однородного массива из соответствующих значений аномалий трансформированного поля силы тяжести будут выделены аномалии без влияния рельефа за пределами исследуемого участка и регионального поля силы тяжести.

3.4.5 Определение средней плотности промежуточного слоя.

Модифицированный метод Неттлетона

В методике КГГМ применяется модифицированный метод Неттлетона, по которому при вычислении значений аномалий Буге учитывается зависимость 1К.с/) от средней плотности горного массива (8).

На рис. 4 а, б и представлены графики изменения значений коэффициентов корреляции наблюденного и трансформированного полей силы тяжести в редукции Буге с рельефом в зависимости от назначаемой средней квазиплотности промежуточного слоя.

Рис. 4 .Графики изменения значений коэффициентов корреляции поля силы тяжести в редукции Буге с рельефом в зависимости от квазиплотности промежуточного слоя: а) объект № 2, сегь № 1.6) объект № 2, сеть № 2.

Не всегда наблюденное поле силы тяжести может иметь нулевую корреляцию с рельефом. Трансформированное поле силы тяжести всегда имеет нулевую корреляцию аномалии Буге с рельефом при плотности однородной модели, равной 1. В случаях, когда нет нулевой корреляции Буге с рельефом, можно назначать квазиплотность однородной модели, равной I.

3.4.6 Выбор значений назначаемой квазиплотности

(У^ср, вычисленный для фрагмента сети гравиметрических пунктов, может отличаться от И7,-ф для всей сети. Соответственно, результаты вычислений аномальных значений силы тяжести и плотности для одного и того же гравиметрического пункта в этих случаях тоже будут разными. Исходя из непостоянства значения УУаср, предположим, что можно назначать угол наклона линии, по отношению к которой определяются аномальные значения поля силы, оставляя неизменным только среднее значение поля силы тяжести. Выбирая разные значения И7.. ср, можно получать разные "проекции" плотностных аномалий. Для быстрого и осмысленного выбора назначаемого (■К-ср построим графики изменения коэффициентов парной корреляции различных параметров в зависимости от

Выберем параметры для анализа. Значения квазиплотности для каждого гравиметрического пункта будем сопоставлять с наблюденными значениями поля силы тяжести и высотами гравиметрических пунктов. Дополнительно в качестве параметра для сравнения с квазиплотностями будем использовать разности значений наблюденного поля силы тяжести и аномалии Буге. При воздействии Г1ЯВ меняется не только плотность приповерхностных слоев горного массива, но и рельеф местности, поэтому анализ зависимости значений плотности от рельефа может дать ключевую информацию о воздействии на горный массив. Значения плотности горного массива, поставленные в зависимость от рельефа, получаются по формулам (9) - (12 ), в которых вместо наблюденных значений поля силы тяжести надо подставить

вычисленные для каждого гравиметрического пункта значения квазнплотности.

Вместо значения имеющего много знаков, будем назначать

связанную с ним функционально величину квазиплотности, тем самым определяя угол наклона линии регрессии. Назначаемая квазиплотность может иметь как отрицательные, так и положительные значения.

Рис. 5. Графики зависимости коэффициентов корреляции аномальных значений плотности с полем силы тяжести от назначаемой средней квазиплотности: а) объект № 2, сеть № 1, б) объект № 2, сеть № 2

На рис. § а, б изображены графики зависимости коэффициентов корреляции аномальных значений плотности с полем силы тяжести от назначаемой средней квазиплотности промежуточного слоя.

а б

Рис, 6. Графики зависимости коэффициентов корреляции аномальных значений плотности с усредненной по рельефу плотностью от назначаемой средней квазиплотности: а) объект №2, сеть № 1, б) объект № 2. сеть № 2

На рис. 6 а, б изображены графики зависимости коэффициентов корреляции аномальных значений плотности с усредненной по рельефу плотностью от назначаемой средней квазиплотности промежуточного слоя.

Основным признаком обнаружения аномального поля силы тяжести является минимальное по абсолютному значению коэффициентов парной корреляции вычисленной плотности с наблюденным полем силы тяжести, с рельефом и с усредненной по рельефу плотностью от назначаемой средней квазиплотности.

Рис. 7 Графики зависимости коэффициентов корреляции аномальных значений плотности с разностью значений поля силы и Буге от назначаемой средней квазиплотности: а) объект № 2, сеть №1,6) объект № 2, сеть № 2

На рис. 7 а,б изображены графики зависимости коэффициентов корреляции аномальных значений плотности с разностью значений поля силы и Буге от назначаемой средней квазиплотности промежуточного слоя.

Основным признаком обнаружения аномального поля силы тяжести является нулевое значение коэффициента парной корреляции вычисленной плотности с разностью значений поля силы и Буге от назначаемой средней квазиплотности.

4 Сопоставление результатов обработки гравиметрических наблюдений и полей силы притяжения моделей объекта № 2

На рис.8 изображен план изогипс рельефа дневной поверхности участка объекта № 2, сеть № 1, на котором был проведен Г1ЯВ. На рис. 9 изображен план изоаномал наблюденного поля силы тяжести на этом же объекте.

Эпицентр

Рис. 8. План изогипс рельефа дневной Рис. 9. План изоаномал наблюденного поля

поверхности участка объекта № 2, сеть № 1 силы тяжести на объекте № 2, сеть № 1

4.1 Результаты обработки по методике ГМ

При обработке данных наблюденного поля сил тяжести на объекте № 2 толщина промежуточного слоя была назначена равной 700 метрам. Метод Неттлетона не дал никаких результатов, коэффициенты корреляции аномалии

Буге с рельефом не были близкими к нулевому значению, поэтому была назначена средняя плотность промежуточного слоя, равная 2,32 г/см3.

Результаты обработки гравиметрических наблюдений по методике ГМ на объекте № 2, планы изоаномал в редукции Фая и Буге приведены на рис. 10 и П.

Эпицентр

I щШЩШ

Рис. 10. План изоаномал в редукции Фая (объект Рис. 11 План изоаномал в редукции Буге № 2. сеть № 1, толщина промежуточного слоя (объект № 2, сеть № 1, плотность 2,32 г/см") 700 м)

По результатам обработки гравиметрических наблюдений по методике ГМ на объекте № 2 определить положение эпицентра ПЯВ невозможно. 4.2 Результаты обработки по методике ГГМ

Рис. 12 План изоаномал в редукции Буге (объект №2, Рис. 13 План изоплотностей (объект № 2, сеть № 1, средняя плотность 2,66 г/см') сеть № 1)

На плане изоаномал в редукции Буге, представленном на рис. 12, в районе эпицентра Г1ЯВ есть некоторые изменения, совпадающие с эпицентром, но, не зная положения эпицентра ПЯВ, прийти к выводу, что именно здесь был произведен взрыв, весьма затруднительно.

На плане изоплотностей, представленном на рис. 13, видна зона разрушений поверхностного слоя, но обследована недостаточная для окончательных выводов площадь. Тем не менее, можно сделать вывод, что за срок более чем 20 лет в раздробленном приповерхностном слое трещины не закрылись.

Обработка данных по методике ГГМ по имеющимся данным не дает возможности однозначно указать положение эпицентра взрыва. 4.3 Результаты обработки по методике КГГМ

Результаты обработки гравиметрических наблюдений по квазиградиентной методике могут быть представлены несколькими комплектами планов аномалий поля силы тяжести и квазиплотности горного массива. Помимо основного комплекта результатов, рассчитанного с использованием вычисленного среднего вертикального квазиградиента, может быть получен ряд комплектов карт аномалий поля силы тяжести и квазиплотности, построенных по расчетам с использованием назначаемых средних квазиградиентов, являющихся результатом анализа графиков зависимости коэффициентов парной корреляции различных параметров от назначаемой средней квазиплотностн промежуточного слоя.

По графикам, представленным на рис. 3,а, толщина модели однородного массива сети № 1 определена равной 219,137 м. В результате анализа графиков, представленных на рис. 4,а, выбрано значение плотности модели однородного горного массива, равное 1,8 г/см3.

По графикам, представленным на рис. 3,6, толщина модели однородного массива сети № 2 определена равной 73,9 м. В результате анализа графиков, представленных на рис. 4,6 выбрано значение плотностн модели однородного горного массива равное 1 г/см3.

На рис. 14 а, б изображены планы изоплотностен усредненной по рельефу плотности объекта № 2 для сети № 1 (средняя квазиплотность равна 1,2 г/см , "/ггч> = _в>0618) и для сети № 2 (средняя квазиплотность равна -0,86 г/см3, }Уаср = 0,0311). На этих планах средняя относительная плотность исследуемого массива отображена в соответствии со средним положением линии регрессии, т.е. на них мы имеем наиболее общую, уравновешенную картину относительной плотностн массива, без специального выделения каких-либо подробностей.

На рис. 15 а, б изображены планы изоплотиостей усредненной по рельефу плотности объекта № 2 для сети № 1 (назначенная квазиплотность равна -1,40 г/см3, 1^^ = 0,0821) и для сети №2 (назначенная квазиплотность равна -1,25 г/см3 , 1¥аср = 0,0655). Квазиплотностн для отображения усредненной по рельефу плотностн выбраны по графикам изменения коэффициентов корреляции специально таким образом, чтобы выделить интересующие нас подробности, обусловленные наименьшим подобием поля значений относительной плотностн полю силы тяжести (сеть № 1) и полю значений усредненной по рельефу относительной плотности (сеть № 2). На этих планах при сглаженной общей картине выделяются аномалии в области эпицентра, т.е. нам удалось, руководствуясь выбранными нами критериями, выделить плотностные неоднородности горного массива, обусловленные воздействием ПЯВ.

Эпицентр

Рис. 14. План изоплотностей усредненных по рельефу по данным трансформирования поля силы тяжести: а) средняя квазиплотность 1,2 г/см"1 (объект № 2, сеть № 1), б) средняя квазиплотность -0.86 г/см3 (объект № 2, сеть № 2)

а б

Рис. 15 План изоплотностей усредненных по рельефу по данным трансформирования поля силы тяжести: а) назначенная квазиплотность -1,40 г/см-' (объект №2, сеть № 1), б) назначенная квазиплотность -1,25 г/см' (объект № 2, сеть № 2)

Из-за ограниченного объема текста автореферата здесь не приведены планы изоаномал в редукции Фая и Буге, вычисленные по наблюденному и трансформированному полям. Анализ полного комплекта планов дает возможность сделать выводы об общих закономерностях распределения неоднородностей на исследуемом участке и о различных деталях плотностного строения горного массива, которые, ориентируясь по графикам коэффициентов парной корреляции исходных данных с вычисляемой плотностью, при необходимости можно уточнять. Устойчивые, убедительные результаты обработки обычных гравиметрических наблюдений по методике

КГГМ получены на двух объектах ПЯВ, по стандартной методике обработки гравиметрических наблюдений обнаружить плотностные неоднородности в исследуемом массиве на этих объектах не удавалось.

Заключение

В результате выполненных в диссертационной работе исследований было установлено, что эпицеитральная зона подземного ядерного взрыва надежно картируется в поле силы тяжести.

Основные результаты диссертационной работы заключаются в следующем:

1. Благодаря использованию в методике ГГМ эмпирически найденной функциональной взаимосвязи вертикального градиента и плотности горных пород (7 ) и (8 ), можно вычислить средние значения тотности приповерхностных слоев горной породы для каждого гравиметрического пункта. Недостатками методики ГГМ являются сравнительно высокая трудоемкость и повышенная, по сравнению с обычной гравиметрической съемкой, погрешность измерений.

2. Способ обнаружения аномалии по методике КГГМ принципиально отличается от стандартного тем, что не просто сопоставляются между собой значения наблюденного поля силы тяжести и поля притяжения модели однородного массива, а сравниваются результаты их обработки по одному и тому же алгоритму с использованием одних и тех же исходных данных. Задание различных исходных данных дает возможность получать результаты, отображающие аномалии плотности исследуемого горного массива по отношению к модели однородного массива с таким же рельефом, как у исследуемого участка, при одинаково изменяющихся условиях. Важное преимущество методики КГГМ по сравнению с методиками ГМ и ГГМ заключается в том, что не просто обнаруживаются аномалии поля силы тяжести, а появляется возможность исследования структуры неоднородностей горного массива, при этом выявляется общая картина распределения плотностных неоднородностей и выделяются их характерные особенности.

3. Средний вертикальный квазиградиент и квазиплотность не являются характеристиками свойств горных пород, слагающих исаедуемый массив, а отображают их взаимозависимость. При зафиксированном значении плотности модели однородного массива, можно назначать вертикальный квазнградиент, используемый в расчетах аномалнй силы тяжести и плотности, что означает назначение "угла проекции" поля силы тяжести на некую "квазиповерхность". Это позволяет выявлять общую структуру неоднородностей исследуемого горного массива и ее подробности.

4. Использование модернизированного метода Неттлетона для определения толщины промежуточного слоя и задания плотности модели однородного массива таким образом, чтобы значение коэффициента парной корреляции Буге модели с рельефом имело нулевое значение, дает возможность

наиболее полно учитывать влияние рельефа местности па результаты расчетов.

5. Назначение вертикального квазнграднента и квазиплотностн основывается на анализе графиков изменения коэффициентов парной корреляции получаемых результатов и их комбинаций с исходными параметрами в зависимости от назначаемой средней квазиплотностн, или, что то же самое, вертикального квазиградиента (вид, взаимное расположение, наложения и расхождения, нулевые значения, максимумы, минимумы).

6. Наблюдаются устойчивые остаточные явления воздействия взрыва на массив горных пород даже в случае проведения ПЯВ в пластичных породах в виде откольных явлений на дневной поверхности и на резких границах изменений плотности горной породы внутри горного массива, в результате чего образуются аномалии силы тяжести характерной формы. Отсюда следует, что проведенный ПЯВ в пластичных породах может быть обнаружен, несмотря на невозможность обнаружения аномалий поля сил тяжести, обусловленных самой камуфлетной полостью.

7. Породы, разрыхленные ПЯВ, постепенно уплотняются, а образовавшиеся полости и трещины заполняются водой. Эти явления вызывают изменение вида аномалий силы тяжести и могут служить отличительным признаками вновь проведенного ПЯВ от старого. В связи с этим при исследовании горного массива, подвергшегося воздействию недавно проведенного ПЯВ, при наличии большого количества грунтовых вод может иметь смысл проведение повторных гравиметрических наблюдений через 1 - 2 месяца для сравнения вида гравитационных аномалий.

Основные положения диссертации опубликованы в следующих работах: Статья, опубликованная в ведущем рецензируемом журнале, входящем в перечень ВАК РФ

1. Гвоздарев, Ю.К. Методика обнаружения эпицентра подземного ядерного взрыва по гравиметрическим данным / Ю.К. Гвоздарев // Нзв. вузов. Горный журнал.- 2007. -,Va4. -С. 121-127.

Статьи, опубликованные в других журналах, научных сборниках и материалах конференций

2. Гвоздарев, Ю.К. Гравитационные аномалии от воздействия подземного ядерного взрыва / В.Г Антошек, Ю.К Гвоздарев, A.B. Дубина, Ю.В.Каплан, Ю.А. Сахаров // Вопросы теории и практики геологической интерпретации гравитационных, магнитных н электрических полей.Ч.1: материалы 26-й сессии Международного семинара Успенского, 25-30 января 1999 г. - Екатеринбург: УГГГА, 1999. - С119-122.

3. Гвоздарев, Ю.К. Измерение вертикального градиента гравитационного поля для обнаружения эпицентра проведенного подземного ядерного взрыва / Ю.К. Гвоздарев // Вопросы теории н практики геологической интерпретации гравитационных, магнитных и электрических полей.Ч.1: материалы 29-н сессии Международного семинара Успенского, 28 января - 2 февраля 2002 г. - Екатеринбург: УГГГА, 2002. - С 332-335.

4. Гвоздарев, Ю.К. Использование измерений вертикального градиента гравитационного поля для обнаружения эпицентралыюи зоны проведенного подземного ядерного взрыва / Ю.К. Гвоздарев//Известия Уральской государственной горно-геологической академии. Вып. 15. Серия: Геология и геофизика./ Екатеринбург.- 2002.- С.166-171.

Подписано в печать Г.Т.11.08 г. Формат 60x84 1/16 Бумага офсетная. Печать на ризографе. Печ. л. 1,0 Тираж 50. Заказ (¡38

Отпечатано с орнгинал-макста в типографии ФГУП "РФЯЦ-ВШ1ПТФ им. акад. Е.Н. Забабахина"

456770, Челябинская обл., г. Снежи иск, а/я.№245 ФГУП "РФЯЦ-ВШШТФ им. акад. Е.П. Забабахина"

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Гвоздарев, Юрий Константинович

введение.

1 физическая модель воздействия пяв на горные породы.:.

1.1 Радиационно-газодинамическая стадия взрыва.

1.2 упругопластическая стадия взрыва.

1.3 Остаточные явления камуфлетного взрыва.

2 петроплотностная и математическая модели зон разрушения однородного массива.

2.1 Экспериментальные исследования поля силы тяжести на объектах ПЯВ.

3 технология картирования гравитационного поля для обнаружения и локализации эпицентральной зоны подземного ядерного взрыва.

3.1 Проведение гравиметрических наблюдений в рамках ИНМ.

3.1.1 Требования к закреплению гравиметрических пунктов и определению превышений (нивелировки).

3.1.2 Выбор контрольного гравиметрического пункта и измерения на нем.

3.1.3 Выполнение измерений гравиметром "АиШ^ау" Св-ЗМ.

3.2 Методика обработки результатов гравиметрических измерений "гравиметрия".

3.2.1 Приведение гравиметрических измерений к высоте гравиметрического пункта.

3.2.2 Результаты обработки по методике ГМ.

3.3 Методика полевых наблюдений и обработки результатов измерений "градиентная гравиметрия".

3.3.1 Выполнение гравиметрических измерений, используемых для вычисления значений вертикальных градиентов силы тяжести.

3.3.2 Расчет аномалий поля силы тяжести и плотности пород промежуточного слоя.

3.3.3 Результаты обработки по методике ГГМ.

3.4 Методика обработки результатов гравиметрических измерений "квазиградиентная гравиметрия".

3.4.1 Вычисление среднего вертикального квазиградиента поля силы тяжести.

3.4.2 Вычисление вертикальных квазиградиентов поля силы тяжести для гравиметрических пунктов.

3.4.3 Определение толщины модели однородного массива.

3.4.4 Приведение значений поля силы притяжения модели однородного массива по величине к значениям поля силы тяжести

3.4.5 Трансформирование значений поля силы тяжести.

3.4.6 Определение средней плотности промежуточного слоя. Модифицированный метод Неттлетона.

3.4.7 Расчет аномалий поля сил тяжести и плотности.

3.4.8 Выбор значений назначаемой квазиплотности.

3.4.9 Результаты обработки по методике КГГМ.

4 РЕЗУЛЬТАТЫ ГРАВИМЕТРИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ ПОЛЕЙ НАБЛЮДЕННОЙ СИЛЫ ТЯЖЕСТИ И СИЛЫ ПРИТЯЖЕНИЯ МОДЕЛЕЙ ОБЪЕКТА № 2.

4.1 Результаты обработки по методике ГМ.

4.2 Результаты обработки по методике ГГМ.

4.3 Результаты обработки по методике КГТМ.

4.3.1 Обработка наблюдений поля силы тяжести.

4.3.2 Обработка поля силы притяжения модели массива пластичной горной породы со старым ПЯВ.

4.3.3 Обработка поля силы притяжения модели массива пластичной горной породы с недавно проведенным ПЯВ.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Методика и результаты гравиметрических исследований для обнаружения эпицентральной зоны подземного ядерного взрыва"

Актуальность проблемы. В настоящее время мировым сообществом ведется работа по подготовке к вступлению в силу Договора о всеобъемлющем запрещении ядерных испытаний (ДВЗЯИ) [14]. Для того чтобы определить, действительно ли в нарушение ДВЗЯИ был произведен подземный ядерный взрыв (ПЯВ), организацией ДВЗЯИ должна проводиться международная инспекция на месте (ИНМ). В ходе ИНМ, в рамках технологий, оговоренных в Протоколе к ДВЗЯИ, могут применяться: визуальные наблюдения и многоспектральная съемка; радионуклидные методы и методы газового анализа (отбор проб, гамма-мониторинг, гамма-спектрометрия и др.); геофизические методы (активная, пассивная и резонансная сейсмометрия, магнитометрия, гравиметрия, электрометрия и грунтопроникающие радарные измерения). Ведутся научные исследования с целью совершенствования существующих технологий, защищены диссертации [17, 26].

Одной из технологий ИНМ, согласно Протоколу к ДВЗЯИ, является "Картирование гравитационного поля методом наземной гравиметрической съемки для обнаружения и локализации эпицентральной зоны подземного ядерного взрыва" (11М). Эта технология применяется на завершающих этапах проведения полевых наблюдений ИНМ, она позволяет за отведенное для наблюдений время (до двух месяцев), определить размеры и форму неоднородностей горной породы, возникших в результате воздействия скрыто проведенного ПЯВ, и координаты эпицентра ПЯВ на площади до 4 км2, оконтуренной в результате поиска и локализации, произведенными по другим технологиям ИНМ.

Отечественные исследования по разработке основ ИНМ были начаты в 1978 г. с участием ПромНИИпроекта (Минсредмаша СССР), ЦНИИГРИ и некоторых других организаций Мингео СССР. В 1988-89 гг. гравиметрические исследования были проведены на 11 участках с использованием гравиметра ГНУ-КВ в разных геологических условиях и дали положительные результаты. Благодаря исследованиям, проведенным в СССР, гравиметрия была включена в список технологий ИНМ.

ТГМ, принятая для обнаружения и локализации эпицентральной зоны ПЯВ, практически не отличается от стандартной методики гравиметрических наблюдений, используемой для решения геологических задач, но ее применение оказалось недостаточно эффективным для локализации места проведения ПЯВ при малой мощности заряда, заложенного на большой глубине. Возникла необходимость усовершенствования существующей методики и разработки новых методик проведения гравиметрических наблюдений и их обработки. Ситуация с усовершенствованием ТГМ осложнилась тем, что для проверки теоретических гипотез возникновения аномалий силы тяжести в результате воздействия ПЯВ в разных геологических средах оказалось явно недостаточно экспериментальных материалов, а с момента объявления СССР в 1990 году моратория на проведение ядерных испытаний получение результатов экспериментальных наблюдений поля силы тяжести в районах недавно проведенных ПЯВ стало невозможным.

Направление и методы исследований. Объект исследования — гаютностные неоднородности горной породы, образующиеся в результате воздействия на них ПЯВ. Предметом исследования являются методики, входящие в состав ТГМ. Цель работы — усовершенствование IIМ для обнаружения места проведения ПЯВ при заложении заряда малой мощности на большой глубине.

Для достижения поставленной цели были решены следующие задачи:

1. модернизирована стандартная методика полевых гравиметрических наблюдений и обработки полученных данных — гравиметрия (ГМ);

2. разработана методика измерения вертикального градиента силы тяжести и способ обработки результатов этих измерений — градиентная гравиметрия (ГГМ);

3. разработана методика обработки обычных гравиметрических наблюдений в которой используется вычисляемый . по результатам наблюдений аномальный вертикальный градиент силы тяжести — квазиградиентная гравиметрия (КГТМ);

4. разработано программное обеспечение, позволяющее оперативно, в полевых условиях, производить полную обработку гравиметрических наблюдений по всем методикам, входящим в состав ТГМ;

5. модернизированная и вновь разработанные методики были реализованы на четырех объектах;

6. создана петроплотностная модель очага ПЯВ на основании которой была выполнена количественная оценка аномалий силы тяжести, обусловленных воздействием ПЯВ на горные породы.

Теоретической и методологической основой работы послужили труды отечественных и зарубежных ученых в области гравиметрии, теории подземного взрыва, математической статистики и вычислительной математики. При выполнении исследований использовался комплексный подход. Исследования включали в себя:

- модернизацию существующей и разработку новых методик и алгоритмов обработки гравиметрических наблюдений с применением вычислительного аппарата математической статистики для расчета значений аномальных вертикальных квазиградиентов, относительной средней плотности промежуточного слоя и выделения аномальных полей силы тяжести исследуемого горного массива;

- разработку программного обеспечения для полной обработки результатов наблюдений в полевых условиях;

- отработку методик гравиметрических наблюдений и обработки полученных данных в полевых условиях;

- анализ результатов обработки гравиметрических наблюдений, полученных при помощи модернизированной и вновь разработанных методик;

- компьютерное моделирование.

Информационную базу для исследования составили результаты полевых наблюдений автора.

На защиту выносятся следующие положения:

1. наиболее информативной количественной характеристикой поля силы тяжести является вертикальный градиент силы тяжести, по величине которого можно оценить среднюю относительную плотность приповерхностного слоя горной породы, в частности при картировании эпицентральной зоны ПЯВ;

2. при вычислении аномальных значений поля силы тяжести и относительной плотности промежуточного слоя горной породы необходим учет аномального вертикального градиента силы тяжести;

3. петроплотностное моделирование очага ПЯВ позволило сделать вывод о возможности использования гравиметрической съемки для картирования эпицентральной зоны ПЯВ.

Научная новизна выполненной работы заключается в следующем:

1. значения выделяемых аномальных полей силы тяжести и относительной плотности исследуемого горного массива по методике КГГМ, являются разностью результатов обработки наблюденного поля силы тяжести и поля силы притяжения модели, вычисляемых по одному и тому же алгоритму и с одинаковыми входными параметрами;

2. имеется возможность, используя методику КГГМ, выявлять общие закономерности и характерные особенности распределения плотностных неоднородностей горного массива;

3. предложены критерии выбора значений входных параметров для вычисления аномальных значений, основанные на анализе коэффициентов парной корреляции результатов расчетов аномальных значений с исходными данными, позволяющие целенаправленно выявлять конкретные особенности аномального поля силы тяжести и относительной плотности исследуемого горного массива.

Практическая значимость. Использование разработанных методик позволит создать действенный механизм контроля за возможными нарушениями ДВЗЯИ, кроме того, методика КГТМ может быть использована для поиска полезных ископаемых, в инженерной геофизике, при археологических исследованиях, везде, где требуется детальное картирование аномалий поля сил тяжести и плотности приповерхностного слоя горного массива.

Достоверность и обоснованность. Научные положения, выводы и рекомендации, сформулированные в диссертации, подтверждены экспериментальными данными, полученными на реальных объектах.

Личный вклад автора. Основные результаты диссертационной работы получены непосредственно автором. С 1989 г. автор осуществляет методическое руководство научно-исследовательскими работами РФЯЦ-ВНИИТФ в области гравиметрии. Автор принимал непосредственное участие в планировании и проведении гравиметрических исследований на двух объектах мирных ПЯВ и подземного взрыва химического ВВ.

Апробация работы и публикации. Материалы, положенные в основу работы докладывались на международных семинарах им. Д.Г. Успенского на 26 и 28 сессиях (Екатеринбург, 1999, 2002), и на Третьей международной конференции «Мониторинг ядерных испытаний и их последствий», Республика Казахстан, п. Боровое, 09-13 августа 2004 года. По теме диссертационной работы опубликовано шесть печатных работ, в том числе одна статья в журнале, рекомендованном ВАК РФ.

Объем и структура работы. Диссертация состоит из введения, четырех глав, заключения и трех приложений; содержит 177 страниц текста, 206 иллюстраций, 15 таблиц и список литературы из 27 наименований.

Заключение Диссертация по теме "Геофизика, геофизические методы поисков полезных ископаемых", Гвоздарев, Юрий Константинович

Заключение

Основной результат диссертационной работы заключаются в том, что было установлено, что эпицентральная зона подземного ядерного взрыва надежно картируется в поле силы тяжести.

Возможность передачи данных из запоминающего устройства гравиметра СС-ЗМ "АиШ^ау" в компьютер позволяет оперативно обрабатывать результаты гравиметрических наблюдений. Разработанное автором программное обеспечение, которое является неотъемлемой частью технологии ТГМ, позволяет в ходе проведения гравиметрических наблюдений оценивать качество работ и производить полную обработку наблюдений силы тяжести по методикам ГМ, ГГМ и КГГМ в полевых условиях, благодаря чему могут приниматься решения о разбивке дополнительных гравиметрических пунктов для уточнения получаемых результатов в процессе проведения наблюдений поля силы тяжести.

Использование прецизионного, защищенного от помех, автоматизированного гравиметра СО-ЗМ "АиШ^ау" позволило коренным образом модернизировать ТГМ, разработать новые методики гравиметрических наблюдений и алгоритмы обработки результатов измерений.

Модернизация методики ГМ, входящей в состав ТГМ, заключалась не только тем, что были уточнены расчеты на предварительной стадии гравиметрических наблюдений, обусловленные высокой чувствительностью гравиметра, но и тем, что в самом алгоритме вычислений аномальных значений силы тяжести была предложена замена нормального вертикального градиента на средний вертикальный градиент силы тяжести, вычисленный по значению задаваемой средней плотности промежуточного слоя ( 60 ).

Благодаря использованию в методике ГТМ эмпирически найденной функциональной взаимосвязи вертикального градиента и плотности горных пород (59) и (60), можно вычислить средние значения плотности приповерхностных слоев горной породы для каждого гравиметрического пункта по значениям вертикальных градиентов, вычисленных на основе измерений сил тяжести на двух уровнях. Планы изоплотности горного массива, значения которых вычислены по измерениям силы тяжести для каждого гравиметрического пункта, отображают неоднородности приповерхностного слоя. ГТМ рекомендуется для включения в состав ТГМ для использования на детализирующем этапе гравиметрических наблюдений — локализации эпицентральной части аномалии. Недостатками методики ГГМ являются сравнительно высокая трудоемкость и повышенная, по сравнению с обычной гравиметрической съемкой, погрешность измерений.

Методика КГГМ отличается от стандартной методики прежде всего тем, что она построена на вычислительном аппарате математической статистики. Само определение аномальных значений в ней понимается как отклонения от средних значений, лежащих на линии регрессии, построенной по методу наименьших квадратов на поле значений силы тяжести и высот гравиметрических пунктов. Средний вертикальный квазиградиент силы тяжести на исследуемом участке равен тангенсу угла наклона линии регрессии, положение которой по методике КГТМ уточняется при помощи предложенного автором итерационного процесса вычислений с отбраковкой 90 % наиболее удаленных от линии регрессии значений измерений, названного статистическим усреднением с отбраковкой. Средний вертикальный квазиградиент силы тяжести характеризует зависимость измеренных сил тяжести от значений высоты гравиметрических пунктов, т.е. от соотношения реально существующих неоднородностей исследуемого горного массива и его рельефа без учета расположения неоднородностей в массиве по горизонтали. Значения среднего вертикального квазиградиента и средней квазиплотности, могут быть как отрицательными, так и положительными. Средний вертикальный квазиградиент и квазиплотность не являются характеристиками свойств горных пород, слагающих исследуемый массив, а отображают их взаимозависимость.

Изменение количества гравиметрических пунктов и/или площади исследуемого горного массива, влечет за собой изменение значения среднего вертикального квазиградиента для одного и того же гравиметрического пункта, входящего в разные наборы исходных данных. Вертикальный квазиградиент можно назначать, что означает изменение не свойств исследуемой горной породы, а "угла проекции" поля силы тяжести на некую квазиповерхность". В зависимости от значений вертикального квазиградиента меняется вид планов изоаномал и изоплотностей.

План изоаномал средних значений наблюденных сил тяжести реального массива не является плоскостью и, следовательно, сами отклонения от средних значений не отображают структуру неоднородностей массива явно. Для получения уверенно интерпретируемых планов изоаномал силы тяжести и изоплотностей горного массива необходимо исключить силы притяжения модели однородного массива, имеющей такой же рельеф, как и реальный рельеф исследуемого участока, для чего строится модель однородного по плотности массива, значения силы притяжения которой сопоставимы по величине с наблюденными значениями силы тяжести на реальном участке. Вертикальный размер — толщина промежуточного слоя и значение плотности модели однородного массива выбирается с помощью модернизированного метода Неттлетона таким образом, чтобы значение коэффициента парной корреляции Буге притяжения модели с рельефом имело нулевое значение. При подборе заданных таким образом параметров модели однородного массива наиболее полно учитывается влияние рельефа местности на результаты. Над значениями силы притяжения модели производятся все те же действия, что и над наблюденными значениями силы тяжести, а результаты вычислений «аномалий» силы притяжения модели вычитаются из значений аномалий, полученных при обработке реальных гравиметрических наблюдений. Таким образом, мы получаем планы изоаномал полей силы тяжести и изоплотностей горного массива, отображающие плотностные неоднородности с учетом рельефа исследуемого массива.

Как только что было показано, способ обнаружения аномалий по методике КГТМ принципиально отличается от стандартного еще и тем, что не просто сопоставляются между собой наблюденные значения поля силы тяжести и поля притяжения модели однородного массива, а сравниваются результаты их раздельной обработки по одному и тому же алгоритму с использованием одних и тех же исходных данных. Это дает возможность получать результаты, отображающие аномалии плотности исследуемого горного массива по отношению к модели однородного массива такой же формы, при одинаково изменяющихся условиях. Важное преимущество методики КГГМ по сравнению с методиками ГМ и ГГМ, заключается в том, что при ее использовании не просто обнаруживаются аномалии поля силы тяжести, а появляется возможность исследования структуры неоднородностей горного массива, при этом выявляется общая картина распределения плотностных неоднородностей и выделяются их характерные особенности.

Выбор значений вертикального квазиградиента или, что то же самое, назначаемой квазиплотности основывается на анализе графиков изменения коэффициентов парной корреляции получаемых результатов с исходными параметрами (вид, взаимное расположение, наложения и расхождения, нулевые значения, максимумы, минимумы), позволяющем оценить сходство или отличия наблюденного и трансформированного полей силы тяжести исследуемого горного массива и поля силы притяжения однородной модели.

Исходными данными для вычислений по методике КГГМ являются результаты обычных гравиметрических наблюдений и при этом никаких дополнительных полевых работ, приборов или приспособлений не требуется.

Из-за отсутствия учета в предлагаемой методике КГТМ горизонтальных координат масс исследуемого горного массива желательно равномерное расположение гравиметрических пунктов на исследуемом участке. Для получения окончательных результатов, наиболее полно отображающих строение исследуемого массива, желательно анализировать несколько комплектов планов, получаемых при разных значениях назначаемого вертикального квазиградиента.

Остаточные явления воздействия взрыва на массив горных пород даже в случае проведения ПЯВ в пластичных породах наблюдаются в виде откольных явлений на резких границах изменений плотности горной породы внутри горного массива и в приповерхностных слоях, в результате чего образуется аномалии силы тяжести характерной формы. Отсюда следует, что недавно проведенный ПЯВ в пластичных породах может быть обнаружен несмотря на невозможность обнаружения аномалий поля сил тяжести, обусловленных самой камуфлетной полостью.

Породы, разрыхленные ПЯВ, постепенно уплотняются, а образовавшиеся полости и трещины заполняются водой. Эти явления вызывают изменение вида аномалий силы тяжести и могут служить отличительным признаками вновь проведенного ПЯВ от старого. В связи с этим, при исследовании горного массива, подвергшегося недавно проведенному ПЯВ, при наличии большого количества грунтовых вод может иметь смысл в проведении повторных гравиметрических наблюдений через 1 — 2 месяца для сравнения вида гравитационных аномалий.

1. Peacefiil Nuclear Explosions Phenomenology and status report, 1970. - Vienna, 1970.-456 c.

2. Андреев Б. A., Клушин И. Г., Геологическое истолкование гравитационных аномалий. - Л.: "Недра", 1965. - 496 с.

3. Антонов Ю. В., Слюсарев С. В., Чирков В. Н. Неприливные вариации вертикального градиента силы тяжести//Геофизика. 1997. № 1. С. 41—45.

4. Балабушевич И.А., Высшие производные потенциала силы тяжести и возможности их использования в геологической гравиметрии. - Киев: Издательство Академии наук Украинской ССР, 1963. — 267 с.

5. Гвоздарев Ю.К. Измерение вертикального градиента гравитационного поля для обнаружения эпицентра проведенного подземного ядерного взрыва: Тезисы доклада на международный семинар «Вопросы теории и практики геологической интерпретации гравитационных, магнитных и электрических полей» им. Д.Г. Успенского, 28-я сессия, Екатеринбург, январь 2002/ РФЯЦ-ВНИИТФ - Снежинск, 2002. - 7 с.

6. Гвоздарев Ю.К. Использование измерений вертикального градиента гравитационного поля для обнаружения эпицентральной зоны проведенного подземного ядерного взрыва: Статья, журнал «Известия УГТТА»/ РФЯЦ-ВНИИТФ - Снежинск, 2002. - 7 с.

7. Гвоздарев Ю.К. Исследование геофизических и геохимических методов при проведении полевого эксперимента 2002 года в рамках инспекции на месте: Доклад на Третьей международной конференции «Мониторинг ядерных испытаний и их последствий», Республика Казахстан, п. Боровое, 09-13 августа 2004 года/ ФГУП РФЯЦ-ВНИИТФ - Снежинск, 2004. - с.

8. Гвоздарев Ю.К. Методика обнаружения эпицентра подземного ядерного взрыва по гравиметрическим данным. «Известия высших учебных заведений. Горный журнал», №4, 2007. — с. 121-127.

9. Гвоздарев Ю.К., Антошев В.Г., Дубина А.В., Каштан Ю.В., Сахаров Ю.А. Гравитационные аномалии от воздействия подземного ядерного взрыва: Доклад на международном семинаре им. Д.Г. Успенского (26 сессия) «Вопросы теории и практики геологической интерпретации гравитационных, магнитных и электрических полей» Екатеринбург, 25-30 января 1999/ РФЯЦ-ВНИИТФ - Снежинск, 1999. - 7 с.

Ю.Гмурман В.Е. Теория вероятностей и математическая статистика: Учеб. пособие для вузов 9-е изд., стер. - М.: Высш. шк., 2003. - 479 с.

П.Гольцман Ф.М. Статистические модели интерпретации. — М.: "Наука", 1971.-328 с.

12. Гордин В.М. Способы учета влияния рельефа местности при высокоточных гравиметрических измерениях. Обзор. Сер. IX "Per., разв. и промысл, геофизика". -М: ВИЭМС, 1974. - 90 с.

13.Гравиразведка: Справочник геофизика / под редакцией Е.А. Мудрёцовой, К.Е Веселова. — 2-е изд., перераб. и доп. — М.: Недра, 1990. — 607 с

14. Договор о всеобъемлющем запрещении ядерных испытаний (ДВЗЯИ). Подготовительная комиссия Организации Договора о всеобъемлющем запрещении ядерных испытаний, 1996 г.

15. Жданов М.С., Шрайбман В.Н. Корреляционных метод разделения геофизических аномалий. — М.: "Недра", 1973. — 128 с.

16. Калинина В.Н., Панкин В.Ф. Математическая статистика: учеб. для техникумов. — 2-е изд., стер. — М: Высш. шк., 1998. — 336 с.

17.Каплан Ю. В., Разработка технологии пассивного сейсмологического мониторинга афтершоков при проведении инспекции на месте в рамках контроля соблюдения Договора о всеобъемлющем запрещении ядерных испытаний: диссертация на соискание ученой степени кандидата технических наук. Снежинск: РФЯЦ-ВНИИТФ, 2003. - 103 с.

18.Киреев В.В., Ершов Н.Е., Протопопов Д.Д. Промышленные ядерные взрывы (зарубежные исследования). — М.: Атомиздат, 1971. — 175 с.

19. Львовский E.H. Статистические методы построения эмпирических формул: Учеб. пособие для втузов. - 2-е изд., перераб. и доп. — М: Высш. шк., 1988. -239 с.

20. Механическое действие ядерного взрыва. — М.: ФИЗМАТЛИТ, 2002. — 384 с.

21. Немцов Л.Д. Высокоточная гравиразведка. — М.: "Недра", 1967. — 240 с.

22. Никитин A.A. Статистические методы выделения геофизических аномалий. - М.: "Недра", 1979. - 280 с.

23.Нифонтов Б.И., Протопопов Д.Д., Ситников И.Е., Куликов A.B. Подземные ядерные взрывы. Проблемы промышленных ядерных взрывов. — М: "Атомиздат", 1965.-160 с.

24. Пащенков В.З. Математические основы разведки недр: Учеб. пособие для вузов. - М: Высш. шк., 1995. - 111 с.

25. Родионов В.Н., Сизов И.А., Цветков В.М. Основы геомеханики. — М: Недра, 1986. - 301 с.

26.Сагарадзе Д.А. Разработка технологии пешеходной магнитометрии для целей инспекции на месте в рамках Договора о всеобъемлющем запрещении ядерных испытаний: диссертация на соискание ученой степени кандидата технических наук. Снежинск: РФЯЦ-ВНИИТФ, 2005. - 100 с.

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Гвоздарев, Юрий Константинович, Екатеринбург

1. Peaceful Nuclear Explosions Phenomenology and status report, 1970. - Vienna, 1970.-456 с

2. Андреев Б. А., Клушин И. Г., Геологическое истолкование гравитационных аномалий. - Л.: "Недра", 1965. - 496 с.

3. Антонов Ю. В., Слюсарев В., Чирков В. Н. Неприливные вариации вертикального градиента силы тяжестиУ/Геофизика. 1997. № 1. 41—45.

4. Балабушевич И.А., Высшие производные потенциала силы тяжести и возможности их использования в геологической гравиметрии. - Киев: Издательство Академии наук Украинской ССР, 1963. — 267 с.

5. Гвоздарев Ю.К. Использование измерений вертикального градиента гравитационного поля для обнаружения эпицентральной зоны проведенного подземного ядерного взрыва: Статья, журнал «Известия УПТА»/ РФЯЦ-ВНИИТФ - Снежинск, 2002. - 7 с.

6. Гвоздарев Ю.К. Методика обнаружения эпицентра подземного ядерного взрыва по гравиметрическим данным. «Известия высших учебных заведений. Горный журнал», №4, 2007. — с.121-127.

7. Гордин В.М. Способы учета влияния рельефа местности при высокоточных гравиметрических измерениях. Обзор. Сер. DC "Per., разв. и промысл. геофизика". - М : ВИЭМС, 1974. - 90 с.

8. Гравиразведка: Справочник геофизика / под редакцией Е.А. Мудрецовой, К.Е Веселова. — 2-е изд., перераб. и доп. — М.: Недра, 1990. — 607 с

9. Договор о всеобъемлющем запрещении ядерных испытаний (ДВЗЯИ). Подготовительная комиссия Организации Договора о всеобъемлющем запрещении ядерных испытаний, 1996 г.

10. Жданов М.С., Шрайбман В.Н. Корреляционных метод разделения геофизических аномалий. - М . : "Недра", 1973. — 128 с.

11. Калинина В.Н., Панкин В.Ф. Математическая статистика: учеб. для техникумов. — 2-е изд., стер. — М: Высш. шк., 1998. — 336 с.

12. Киреев В.В., Ершов Н.Е., Протопопов Д.Д. Промышленные ядерные взрывы (зарубежные исследования). — М.: Атомиздат, 1971. — 175 с.

13. Львовский Е.Н. Статистические методы построения эмпирических формул: Учеб. пособие для втузов. - 2-е изд., перераб. и доп. - М: Высш. шк., 1988. -239 с.

14. Механическое действие ядерного взрыва. - М.: ФИЗМАТЛИТ, 2002. - 384 с.

15. Немцов Л.Д. Высокоточная гравиразведка. — М.: "Недра", 1967. — 240 с.

16. Никитин А.А. Статистические методы выделения геофизических аномалий. - М.: "Недра", 1979. - 280 с.

17. Нифонтов Б.И., Протопопов Д.Д., Ситников И.Е., Куликов А.В. Подземные ядерные взрывы. Проблемы промышленных ядерных взрывов. — М: "Атомиздат", 1965. - 160 с.

18. Пащенков В.З. Математические основы разведки недр: Учеб. пособие для вузов. - М: Высш. шк., 1995. - 111 с.

19. Родионов В.Н., Сизов И.А., Цветков В.М. Основы геомеханики. — М: Недра, 1986.-301 с.