Для районов распространения многолетнемерзлых пород и
льдов характерны особые типы мерзлотно-геофизических разрезов, которые
обусловлены прежде всего физическими свойствами горных пород при
отрицательных температурах. Например, плотность горных пород с увеличением
льдистости уменьшается, так как лед имеет малую плотность (0,9-0,95
г/см3). Магнитная проницаемость и восприимчивость при
промерзании пород не изменяются. Вместе с тем магнитная восприимчивость
подземных льдов в десятки и сотни раз меньше, чем вмещающих пород.
Удельное электрическое сопротивление льдов из пресных вод очень высокое
(105 - 108 Ом*м), а льдов из минерализованных
вод ниже (102 - 104 Ом*м) и зависит от
содержания в них солей и их состава. Поэтому при промерзании горных
пород их сопротивление возрастает обычно скачком (при температурах
от -0,5 до -5 С), а иногда плавно (при температурах от -2
до -10С). В зависимости от литологии, пористости, обводненности,
особенностей термического режима, льдистости и криогенного строения
сопротивление скальных пород при замерзании увеличивается не более
чем в 10 раз, тонкодисперсных рыхлых пород (глины, суглинки) в 10-100
раз, грубодисперсных пород (пески, гравийно-галечниковые отложения)
в 100-1000 раз.
Электрохимическая активность (  )
мерзлых и талых пород может значительно различаться вследствие наличия
и движения надмерзлотных и межмерзлотных вод. Вызванная поляризация
(  ) у мерзлых пород выше, чем у талых, и достигает 2-3%
для мелкодисперсных пород, 10% - для льда и 15 % - для грубодисперсных
пород.
Так как относительная диэлектрическая проницаемость
воды  = 80, т.е. на порядок выше,
чем для большинства породообразующих минералов, а для льда  3, то при замерзании пород убывает с уменьшением содержания незамерзшей воды. Скорость
распространения упругих волн V при переходе пород в мерзлое
состояние возрастает. Для льда скорость продольных волн больше (
 3500-4000 м/с), чем для воды ( 1450 м/с). При промерзании грубодисперсных пород
значения  возрастают резко, в 3-5 раз. Увеличение
тонкодисперсных пород происходит более плавно
с общим увеличением в 1,5-3 раза. При промерзании скальных пород
значения возрастают обычно не более чем в 2
раза для трещиноватых пород, а для массивных пород скорость может
не изменяться. Аналогичные закономерности отмечаются для скорости
поперечных волн  . Характерно, что для любых
мерзлых пород отношение 
примерно постоянно и составляет 0,4-0,6.
Мерзлотно-геофизические разрезы характеризуются
следующими основными особенностями:
- непостоянством физических свойств в плане и по глубине даже для одних и тех же литологических комплексов горных пород, если в них изменяются температура, льдистость, криогенное строение;
- резким (например, для
 на несколько порядков) изменением физических свойств горных пород в слое годовых колебаний температур, мощность которого 0,3-3 м, что приводит к различиям " зимних " и " летних " свойств горных пород;
- скачкообразным, а иногда плавным (градиентным) увеличением и
 в зоне годовых теплообменов мощностью 10-30 м;
- наличием в средней части многолетнемерзлых отложений зоны (мощностью от 0,1 до 0,3 от общей мощности многолетнемерзлых пород) с высокими электрическими сопротивлениями и скоростями упругих волн;
- скачкообразным или плавным изменением физических свойств в нижней части многолетнемерзлых пород, т.е. на границе мерзлых и талых пород.
Для мерзлотного картирования и районирования, т.е. выявления контактов,
тектонических нарушений, границ распространения мерзлых пород с разными
геокриологическими особенностями, а также участков распространения
талых пород можно применять следующие геофизические методы профилирования:
- аэрогеофизические (особенно аэромагнитные) и полевые гравимагнитные съемки;
- электрические и электромагнитные профилирования следующими методами: естественного поля (ЕП), кажущихся сопротивлений (ЭП), вызванной поляризации (ВП), бесконтактного измерения электрического поля (БИЭП), дипольного электромагнитного (ДЭМП), высокочастотного непрерывного (ВЧЭП или НЭП), сверхдлинноволнового радиокомпарационного (СДВ-РК);
- инфракрасные (ИКС) и радиотепловые (РТС) съемки.
Однако основным методом остается термометрия (измерения
температуры в шпурах и скважинах).
Опорную информацию получают с помощью электромагнитных
(ВЭЗ или ЗС) и сейсмических (МПВ, реже МОВ) зондирований и геофизических
исследований сухих скважин (каротаж с промывочной жидкостью в таких
условиях не дает сведений об истинных свойствах горных пород).
Для наиболее уверенного решения задач мерзлотного
картирования используют не менее двух-трех из перечисленных выше
геофизических методов (в том числе термические съемки). Выбор методов
определяется мерзлотно-геофизическими и геоморфологическими условиями,
а также глубинностью разведки. Наименьшей глубинностью (около 10
м) и удобством при проведении работ зимой, а также в районах с неблагоприятными
поверхностными условиями (выходы скальных пород, курумы и др.) характеризуются
методы ИКС, СДВ-РК. Глубинностью, превышающей несколько десятков
метров, обладают методы ЕП, ДЭМП, БИЭП, а несколько первых сотен
метров - ЭП, ВП, а также гравимагниторазведка и зондирования.
Система или сеть наблюдений зависят от масштаба,
целевой направленности работ, особенностей мерзлотно-геофизических
и геоморфологических условий. При мерзлотно-геофизических съемках
в мелком и среднем масштабах работы проводят на отдельных ключевых
участках, выявленных в ходе ландшафтно-мерзлотных съемок и дешифрирования
аэрокосмических снимков. При крупномасштабных и детальных геофизических
съемках выполняют площадные наблюдения с направлением профилей в
крест простиранию элементов рельефа и границ участков, выделенных
при ландшафтно-мерзлотных съемках. Расстояние между профилями в масштабе
получаемых карт составляет 1-2 см, а шаг наблюдений берут в несколько
раз меньше, так чтобы он составлял на местности 1-10 м.
Интерпретация материалов разных методов геофизического
профилирования качественная и сводится к выделению на графиках и
картах наблюденных параметров различных аномалий - максимумов, к
которым чаще всего приурочены мерзлые породы, минимумов, обусловленных
иногда талыми породами, участков разных уровней, степени изменчивости
параметров и т.д. При истолковании результатов необходимо опираться
на мерзлотно-геологическую информацию, устанавливая корреляционные
связи между теми или иными геофизическими и мерзлотными (льдистость,
литология и т.д.) параметрами.
Для определения глубины залегания кровли и подошвы многолетнемерзлых
пород, изучения строения надмерзлотной, мерзлотной и подмерзлотной
частей разреза, выявления грунтовых, межмерзлотных и подмерзлотных
вод, кроме термических исследований в скважинах, используют различные
виды электромагнитных зондирований: вертикальные (ВЭЗ, ВЭЗ-ВП), частотные
(ЧЗ), радиолокационные (РЛЗ). Для этих же целей применяют сейсморазведку
(МПВ, МОВ).
Выбор одного-двух из названных методов зондирования
определяется геоморфологическими и мерзлотно-геофизическими условиями,
а также задачами, стоящими перед геофизическими методами. Наибольшее
применение находят ВЭЗ, отличающиеся простотой проведения измерений
и приемов интерпретации. Их применяют летом, когда условия заземления
бывают вполне удовлетворительными. Метод ВЭЗ-ВП относится к детализационным,
его используют реже. Несмотря на методические преимущества зондирований,
выполняемых на постоянных разносах и переменных частотах (ЧЗ) или
временах становления поля (ЗС), эти методы применяются мало из-за
сложных приемов интерпретации. В зимних условиях и в случае наличия
поверхностных отложений высокого сопротивления целесообразно применять
ЧЗ, ЗС или наиболее эффективное радиолокационное зондирование (РЛЗ).
Сейсморазведку, несмотря на возможность проведения работ и летом
и зимой, при мерзлотных исследованиях применяют реже, чем электроразведку.
Это объясняется не только более сложной техникой и методикой, но
и сложными сейсмогеологическими условиями.
Система наблюдений и густота точек зависят не только
от масштаба работ (расстояния между центрами зондирований изменяются
от 1 до 5 см в масштабе получаемых разрезов), но и от данных микрорайонирования
и результатов предшествующих мерзлотно-геофизических съемок. Точки
зондирований располагают в центральных участках выделенных микрорайонов,
где искажающее влияние горизонтальных неоднородностей ожидается меньшим.
При интерпретации кривых зондирований и данных
сейсморазведки, полученных в районах многолетнемерзлых пород, большие
трудности связаны с боковыми искажениями; резким контрастом свойств
отдельных слоев (особенно электрических сопротивлений мерзлых и талых
пород); градиентным изменением свойств с глубиной в верхней и нижней
частях слоя многолетнемерзлых пород; экранирующим влиянием высокольдистых
слоев, затрудняющим изучение толщ под ними; изменчивостью летних
и зимних кривых зондирований и другими факторами. Поэтому разработанные
приемы интерпретации данных зондирований для пологослоистых (одномерных)
разрезов с отсутствием многолетнемерзлых слоев не обеспечивают достаточной
точности, а получаемые геоэлектрические и сейсмогеологические разрезы
являются часто полуколичественными. Наиболее достоверное истолкование
данных зондирований можно ожидать при комплексировании ряда геофизических
методов с привлечением всей геолого-мерзлотной информации.
Динамику мерзлотных процессов
и явлений изучают путем повторных геофизических съемок в разные времена
года, особенно в конце лета и зимы.
Для гляциологических исследований (определения мощности покровных и горных ледников, изучения
их внутреннего строения, морфологии подледных пород) применяют электрические
и электромагнитные зондирования (ВЭЗ, ЧЗ, ЗС, РЛЗ), сейсморазведку
(МОВ, МПВ), гравиразведку. Методы ВЭЗ, ЧЗ, ЗС, МПВ используют в
основном при исследовании относительно маломощных горных ледников.
Сейсморазведку МОВ используют при исследовании мощных ледниковых
покровов.
Ведущими и самыми точными
методами исследования ледников являются воздушный и полевой варианты
радиолокационного зондирования (РЛЗ). С их помощью определяют мощность
ледника, глубину залегания различных отражающих границ в нем, среднюю
температуру ледников, иногда скорость их движения, выявляют скрытые
трещины и зоны инфильтрации в них морских вод. Высокая точность определения
мощности ледников по формуле  , где  (в м/мкс) -
скорость распространения радиоволн во льду, - относительная диэлектрическая проницаемость льда, 
- время запаздывания отраженного импульса, объясняется постоянным
значением = 3,1-3,5 для льда. Метод
РЛЗ при ледовой разведке обладает очень большой глубинностью (до
4 км), что объясняется высоким удельным электрическим сопротивлением
льда и малым поглощением радиоволн в нем. Методом РЛЗ исследованы
значительные территории покровных ледников в Антарктиде, Гренландии,
ледяные купола Арктики, многие горные ледники.
Назад| Вперед
|
