Использование метода подповерхностной георадиолокации для определения литологических границ во флювиальных формах рельефа

Автор: Лобанов Григорий Владимирович, Полякова Александра Васильевна, Михеев Константин Юрьевич

Журнал: Вестник Нижневартовского государственного университета @vestnik-nvsu

Рубрика: География, геология и геоэкология

Статья в выпуске: 1, 2012 года.

Бесплатный доступ

Приводятся результаты определения литологических границ во флювиальных формах рельефа методом подповерхностной георадиолокации. Обосновываются границы использования метода, перспективы его применения во флювиальной геоморфологии и геоэкологии.

Регион, электромагнитные волны, геоэкология, граница

Короткий адрес: https://sciup.org/14116687

IDR: 14116687

Текст научной статьи Использование метода подповерхностной георадиолокации для определения литологических границ во флювиальных формах рельефа

Метод георадиолокационного зондирования основан на изучении распространения электромагнитных волн в геологической среде. Суть метода заключается в излучении импульсов электромагнитных волн и регистрации сигналов, отраженных от границ раздела слоев зондируемой среды, имеющих разные электрофизические свойства (диэлектрическую проницаемость, коэффициент затухания). Границами раздела могут быть поверхности между породами, различающимися литологическим составом, физико-механическими свойствами (в том числе с разной степенью увлажнения, мерзлыми и талыми породами), между грунтами и искусственными материалами, между коренными и рыхлыми породами. В отдельных случаях границы раздела сред не совпадают с литологическими, что создает определенные трудности в интерпретации результатов измерений [2].

Перспективы использования метода во флювиальной геоморфологии и геоэкологии связаны с определением границ тел руслоформирующих грунтов, с разной степенью устойчивости к размыву. Такие сведения актуальны в прогнозировании русловых деформаций и планировании режима использования территории. Ограничивает применение георадиолокации сложный и неоднозначный характер связи параметров отраженного сигнала со свойствами грунтов. Например, исследованиями горизонтальных русловых деформаций статистически подтверждена связь скорости деформаций русла с механическим и гранулометрическим составом руслоформирующих отложений, их физико-механическими свойствами (плотностью, влажностью), прочностными характеристиками (угол внутреннего трения, сцепление). Широкую известность получили зависимости скорости овражной и плоскостной эрозии от противоэрозионных свойств почв и грунтов [1]. Перспективным в этой связи представляется поиск связей параметров отражений (максимальная амплитуда сигнала, распределение мощности сигнала по областям спектра), соответствующих грунтам с разной степенью устойчивости в конкретных условиях региона.

Опыт отечественных и зарубежных исследований в этой области показывает ограниченность метода в дифференцировании литологических тел, но принципиальную возможность определения характера нарастания поймы, дифференцирования фаций аллювия, измерения толщины льда на реках, озерах и морских акваториях [4, 5, 6, 7].

По нашему мнению, одной их основных причин ограничений является отсутствие так называемых «стандартных образцов» отражений грунтов с разными свойствами. Создание стандартного образца имеет существенное значение во всех областях применения спектральных методов как основа анализа и дифференцирования исследуемых проб. Разнообразные сочетания характеристик грунта ограничивают возможность сопоставления рада-рограмм, полученных для флювиальных форм в разных физико-географических условиях. Более обоснованными становятся исследования образцов грунта с максимальной степенью подобия.

Основной проблемой исследований является обеспечение однородности свойств модельных объектов, которое позволяет выделить влияние отдельных факторов на характер отраженного сигнала. Подтверждено влияние толщины геологического тела, гранулометрического состава, плотности, влажности, концентрации отдельных элементов на электрофизические свойства грунта. Для решения задачи ограничено использование современных отложений в естественном состоянии, физико-механические свойства которых изменяются в пространстве по разным закономерностям. Создание аналитической модели, согласовывающей влияние отдельных характеристик грунта, представляется в таких условиях отдаленной перспективой. Соответственно как модельные объекты предложено использовать сравнительно однородные в электрофизическом отношении геологические тела. Таковыми в данном исследовании предложено допустить речной лед, снег и сравнительно однородный техногенный грунт — формовочные смеси на небольших модельных участках при измерениях в течение нескольких часов одних суток. Последнее условие необходимо для сохранения величины влажности за время измерений — одного из важнейших факторов, определяющих электрофизические свойства грунта. Площади модельных участков ограничены первыми сотнями квадратных метров для сохранения близкой толщины объектов. Исследование грунтов в естественном сложении позволяет выделить влияние объектов, находящихся в зоне распространения волн.

Инструментальные исследования выполнены антенным блоком АБ-400 георадара ОКО-2. Выбор оборудования обусловлен компактной конструкцией антенны, позволяющей транспортировать её в условиях пересеченного рельефа. Антенный блок АБ-400 имеет разборную конструкцию, экранирован, центральная частота работы — 400 МГц. Глубина зондирования с заявленной разрешающей способностью (0,15 м) — 5 м, габариты блока 680×275×120 (мм), масса 4,2 кг, потребляемая мощность 6,0 Вт. Обработка сигнала в полевых условиях георадаром ОКО-2 может выполняться на ноутбуке или с помощью комплекса блоков управления и обработки (БУО). Первый вариант работы приемлем в комфортных погодных условиях, второй — в неблагоприятных. Блоки управления и обработки в приборе, которым проводились измерения, выполнены раздельно. Из-за низкой температуры воздуха во время большей части периода измерений съемка выполнялась с использованием БУО в соответствии с рекомендациями использования оборудования [3]. В период измерений (январь—март 2011 г.) среднесуточная температура составляет от –27°С до –3°С.

Методика исследований построена по следующему алгоритму. Измерения на модельных участках проведены по нерегулярной сети пикетов. Полученные радарограммы обработаны ПО Geoscan-32. Программными средствами определены максимальные амплитуды отраженных сигналов модельных объектов и амплитуды после вычитания сигнала прямого распространения, идущего от передающей к приёмной антенне. Максимальные значения использованы для возможности сопоставления результатов измерений. Наложение и рассеивание сигналов средой определяет существенную разницу амплитуд отражений в пределах одного электрофизически однородного слоя. Частично проблема решается аппаратными возможностями приборов, позволяющими разделить отражения от разных границ раздела сред, однако программные средства визуализации наглядно показывают недостаточные возможности этой функции. В свою очередь это создает проблему однозначности проведения границ раздела сред, определения толщины электрофизически однородных слоев, а следовательно, и мощности геологических тел. Вычитание сигнала прямого распространения позволяет сравнить отражения разных сред «в чистом виде». Необходимость процедуры определяется большой мощностью сигнала прямого прохождения, который сглаживает различия электрофизических характеристик грунтов.

Модельный участок 1 (МУ-1) — старичное озеро р. Десны (местное название Прорва) площадью 0,069 км2. В связи с перепланировкой территории города во 2-й половине XX в. и намывом песка для увеличения высоты поймы земснарядом озеро приобрело близкую к округлой форму и было углублено до 8—10 м. Физически измеренная толщина льда модельного объекта в период исследований (февраль—март 2011 г.) — 0,39—0,47 м, толщина покрывающего снега — 0,1—0,4 м. Для получения отраженных сигналов в «чистом виде» съемки на пикетах выполнены по снегу и на очищенных участках льда.

Модельный участок 2 (МУ-2) представляет отрезок стабильного русла р. Десна у правого берега сравнительно однородный в гидродинамическом отношении, что определяет незначительные отличия толщины льда. Глубины плавно увеличиваются к стрежневой части потока — середине реки до 4 м. Соответственно уменьшается толщина льда от 0,8— 0,9 м до 0,3—0,4 м. Мощность снежного покрова составляет 0,3—0,4 м. Измерения проведены в январе—марте 2011 г. по нерегулярной системе пикетов. Аналогично съемке на 2-м ключевом объекте измерения проводились по снегу и очищенным участкам льда.

Модельный участок 3 (МУ-3) занимает насыпь, пересекающую верховья безымянной балки, расчленяющей водораздельную поверхность Брянской возвышенности. Склоны балки в окрестностях участка пологие, относительное превышение бровки над днищем 5—6 м. Балка врезана в лессовидные желто-бурые макропористые суглинки верхнеплейстоценового возраста. Ширина на поперечнике модельного участка до 200 м. Насыпь состоит из техногенного грунта (формовочной смеси). Мощность насыпи составляет в центре балки 5—6 м, грунт сравнительно однородный, что определяется особенностями технологии приготовления формовочных смесей. Тело насыпи уплотнено бульдозерами.

Среди выбранных объектов наиболее однородные условия измерений обеспечены на первом ключевом участке. На втором ключевом участке неоднородности определены уменьшением толщины льда к стрежневой части потока, на третьем — изначально возможные неоднородности измерений связаны с влиянием включений — отходов литейного производства.

Далее рассмотрены результаты, полученные обработкой радарограмм (табл. 1—3). Во внимание приняты два параметра — максимальная амплитуда отражений в пределах модельного объекта и амплитуда отражений после вычитания сигнала прямого прохождения. Статистическая обработка включает определение стандартного отклонения и вариационного разброса через соотношение «среднее значение / стандартное отклонение».

Амплитуды отраженных сигналов в толще льда максимальные (первые десятки тысяч единиц) среди модельных объектов, что позволяет устойчиво дифференцировать их на ра-дарограммах объектов сложной структуры, например, в прибрежных зонах водоемов в зимний период. Низкая величина стандартного отклонения для МУ-1 до вычитания сигнала прямого отражения связана с очень высокими значениями амплитуды, которые не визуализируются прибором. После вычитания сигнала прямого прохождения отклонения значений от средних хорошо согласуются для всех модельных участков. Меньшая величина отклонений для модельного участка 1 объясняется нами большей выдержанностью толщины льда по простиранию.

Амплитуды отраженного сигнала в пределах слоя льда (диэлектрическая проницаемость среды s=3,3—4,0)

Модельный участок 1				Модельный участок 2
№ п/п	ε	Амплитуда до вычитания прямого сигнала	Амплитуда после вычитания прямого сигнала	№ п/п	Ε	Амплитуда до вычитания прямого сигнала	Амплитуда после вычитания прямого сигнала
1	3,3	63039	3607,2	1	4,0	65535	19251,0
2	3,3	65535	45248,0	2	4,0	63940	1135,2
3	3,3	65535	41338,0	3	4,0	53961	1412,2
4	3,5	65535	19667,1	4	4,0	65535	44143,0
5	3,5	65535	14379,4	5	3,2	65535	13949,0
6	3,5	65535	14024,0	6	3,2	65535	2248,0
7	3,5	65535	14454,0	7	2,0	65535	2362,0
8	3,5	65535	13266,0	8	4,0	26543	1524,0
9	3,5	65535	2242,2	9	4,0	65535	41053,0
10	3,5	65535	12485,0	10	4,0	65535	21070,0
11	3,5	65535	2724,1	11	3,3	65535	4308,0
12	3,5	65535	11999,0	12	3,3	65535	40868,0
13	3,5	65535	3111,7	13	3,3	65535	30472,0
14	3,5	65535	13846,6	14	3,3	65535	25698,0
15	3,5	64526	4377,8	15	3,3	65535	37468,0
16	3,5	65535	17082,0	16	3,3	65535	34892,0
17	3,5	65535	26714,4	17	4,0	49835	2272,0
Среднее значение до вычитания прямого сигнала — 65329 Стандартное отклонение до вычитания прямого сигнала — 9834,5 Процентное отношение стандартного отклонения к среднему значению — 1% Среднее значение после вычитания прямого сигнала — 15327,4 Стандартное отклонение после вычитания прямого сигнала — 12472,2 Процентное отношение стандартного отклонения к среднему значению — 81,4%				Среднее значение до вычитания прямого сигнала — 61379 Стандартное отклонение до вычитания прямого сигнала — 9834,5 Процентное отношение стандартного отклонения к среднему значению — 47% Среднее значение после вычитания прямого сигнала — 21355 Стандартное отклонение после вычитания прямого сигнала — 18765,5 Процентное отношение стандартного отклонения к среднему значению — 87,9%

Таблица 2

Амплитуды отраженного сигнала в пределах слоя снега (s=2,0—4,0)

Модельный участок 1				Модельный участок 2
№ п/п	ε	Амплитуда до вычитания прямого сигнала	Амплитуда после вычитания прямого сигнала	№ п/п	Ε	Амплитуда до вычитания прямого сигнала	Амплитуда после вычитания прямого сигнала
1	4	1066	59,2	1	4	571	323,0
2	3,3	291	144	2	4	1602	287,7
3	3,3	589	316	3	4	1594	389,0
4	3,3	491	178,75	4	3,2	575	342,9
5	3,3	354	193,7	5	2	666	176,6
6	3,3	857	250,3	6	4	743	210,8
				7	3,3	1066	375,3
				8	4	1188	527,0

Среднее значение до вычитания прямого сигнала — 600,3

Стандартное отклонение до вычитания прямого сигнала — 300,8

Процентное отношение стандартного отклонения к среднему значению — 49,4% Среднее значение после вычитания прямого сигнала — 190,3

Стандартное отклонение после вычитания прямого сигнала — 88,2

Процентное отношение стандартного отклонения к среднему значению — 46,3%

Среднее значение до вычитания прямого сигнала — 1000,6

Стандартное отклонение до вычитания прямого сигнала — 430,5

Процентное отношение стандартного отклонения к среднему значению — 43,2% Среднее значение после вычитания прямого сигнала — 329,6

Стандартное отклонение после вычитания прямого сигнала — 109,2

Процентное отношение стандартного отклонения к среднему значению — 33,3%

Таблица 3.

Амплитуды отраженного сигнала в пределах слоя формовочной смеси (Модельный участок 3, s=7)

№ п/п	Амплитуда до вычитания прямого сигнала	Амплитуда после вычитания прямого сигнала	№ п/п	Амплитуда до вычитания прямого сигнала	Амплитуда после вычитания прямого сигнала
1	19957	523,1	14	9157	316,7
2	13857	183,4	15	5368	1208,0
3	9400	92,0	16	19085	419,6
4	22187	323,0	17	4874	77,4
5	16971	352,0	18	15305	234,3
6	22873	600,0	19	7647	178,9
7	13449	471,0	20	10137	163,5
8	10156	681,0	21	19093	826,8
9	11949	89,0	22	24046	241,7
10	14283	178,9	23	32687	256,2
11	10657	271,2	24	9473	66,6
12	12284	183,7	25	12318	454,6
13	5620	104,4	26	18594	482,7
Среднее значение до вычитания прямого сигнала — 14002 Стандартное отклонение до вычитания прямого сигнала — 6625 Процентное отношение стандартного отклонения к среднему значению — 47%			Среднее значение после вычитания прямого сигнала — 342,3 Стандартное отклонение после вычитания прямого сигнала — 264,8 Процентное отношение стандартного отклонения к среднему значению — 77%

Корреляционной связи установленной диэлектрической проницаемости и амплитуды не обнаружено.

Порядок амплитуды величины отраженного сигнала — несколько сотен единиц с одной стороны указывает на возможность четкой дифференцировки по радарограммам слоев снега и льда. Разброс значений в сравнении с результатами, полученными для формовочных песков (Модельный участок 3), существенно меньше. Вероятно, это объясняется различием мощности слоев более чем на порядок (лед 0,1—0,4 м, песок 5—6 м).

Значительные величины стандартного отклонения объясняются вещественными неоднородностями слоя (включением отходов литейного производства, разной степенью уплотнения) и его разной мощностью, определяющей степень ослабления отраженной волны. Результаты указывают на существенное влияние отмеченных особенностей на однородность результатов.

Таким образом, дифференцировать среды с разными электрофизическими свойствами по амплитуде отраженного сигнала представляется возможным при наличии информации о геологическом строении из иных источников.

Список литературы Использование метода подповерхностной георадиолокации для определения литологических границ во флювиальных формах рельефа

Бастраков Г.В. Эрозионная устойчивость рельефа и противоэрозионная защита земель. Брянск, 1994.
Вопросы подповерхностной радиолокации / Под ред. А.Ю.Гринёва. М., 2005.
Методические рекомендации по обследованию водоемов и болот с использованием георадара «ОКО-2», ООО «Логические системы». М., 2007.
Galley R.J., Trachtenberg M. et al. Observations of geophysical and dielectric properties and ground penetrating radar signatures for discrimination of snow, sea ice and freshwater ice thickness // Cold Regions Science and Technology. 2009. Vol. 57(1). P. 29-38.
Leclerc R.F. and Hickin E.J. (1997) The internal structure of scrolled floodplain deposits based on ground-penetrating radar, North Thompson River, British Columbia // Geomorphology. 1997. Vol. 21(1). P. 17-25, 29-38.
Slowik M. Changes of river bed pattern and traces of anthropogenic intervention: The example of using GPR method (the Obra River, western Poland) // Applied Geography. 2011. Vol. 31(2). P. 784-799.
Vandenberghe J. van Overmeeren R.A. Ground penetrating radar images of selected fluvial deposits in the Netherlands // Sedimentary Geology. 1999. Vol. 128(3-4). P. 245-270.

Еще

Статья научная