メイシブラケ炭鉱における水理地球物理探査における TEM と HDRM の応用

Scientific Reports volume 12、記事番号: 21368 (2022) この記事を引用

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メトリクスの詳細

水災害は炭鉱の安全な生産を脅かす重大な災害の一つであり、ガス災害に次ぐ規模となっている。そして、マイスブルーク炭鉱は水災害によって深刻な影響を受けています。マイスブルーク炭鉱内の含水地域の範囲と位置を調べるため。この研究は過渡電磁法（TEM）と高密度比抵抗法（HDRM）を組み合わせた総合地球物理探査法を用いて行われています。まず、測定エリアを決定し、関連する測定点を配置し、要件に応じて 73 個の TEM 調査ラインと 10 個の HDRM 調査ラインを配置しました。次に、TEMとHDRMの原理、データ処理方法、主要なパラメータを紹介します。 TEM 検出結果は、TEM によって推定された第四紀の厚さがボーリング孔によって明らかにされた地質条件と一致しており、その厚さが約 50 ～ 80 m であることを示しています。そして、岩盤の濃縮水は明らかに第四紀の帯水層によって涵養されます。さらに、各標高における水の豊富な地域がマークされ、TEM によって反転された 3D シナリオに基づいて水の流入流出経路が推定されます。そして、2つの方法による水域の検出結果は互いによく一致しており、相互に確認および補完することができ、データの解釈は科学的かつ合理的であり、信頼性が高いです。また、HDRM の検出深度は TEM よりも深いです。

炭鉱の生産事故の観点から見ると、水災害はガス事故に次いで 2 番目に深刻な脅威です 1,2,3。水文状況と水源の正確な位置を確認することは、炭鉱における高度な水探査の基本的な作業です。従来の調査方法は、より多くのボーリング孔を配置してコアを検出する方法であった4。この方法は、炭鉱内のゴフと水を含む地域の位置と範囲を決定するために不可欠です。しかし、掘削の実施には、特に建設中の一部のプロジェクトでは、多くの時間と費用がかかることがよくあります。ボーリング孔検出法と比較して、地球物理学的方法は、その高効率と非破壊特性のため、検出に広く使用されています5,6,7。

過渡電磁法 (TEM) は、低抵抗率の物体に対する高い感度、高い横方向分解能 (深さ 400 m 以上、横方向の幅数十 m を超える導水構造を分解できます)、および高速処理によって特徴付けられます。浸水構造物の位置を迅速かつ正確に検出できます8、9、10。 Chen ら 11 は、新しい過渡電磁法構成であるショートオフセット過渡電磁法 (SOTEM) を提案しています。これにより、精度が向上するだけでなく、1000 から 1200 の範囲の炭鉱内の水分豊富な領域を検出するための探査深度が拡大されます。深さm。接地電源空中過渡電磁波 (GREATEM) システムは、かなりの探査深度、横方向分解能、および高い探知効率を提供できます。ゴーフ水での実現可能性を検証するために、清水炭鉱 (中国山西省) の現地電磁調査が Li らによって実施されました 12。調査地域の比抵抗プロファイルが明確に示されており、これは調査地域によって提供された情報と一致しています。山西石炭地質地球物理探査探査研究所、中国。この結果は、GREATEM システムの適用がヤギ水の比抵抗検出に有効な技術であることを示しています。 Chang et al.13 は、実際の石炭測定地層データに基づいて全空間地電モデルを確立し、有限差分時間領域法を使用して水を満たしたゴーフの全空間 TEM 応答をモデル化しました。結果は、比抵抗等高線の低抵抗領域が採掘ゴフの水の豊富さを正確に反映できることを示しました。地下 TEM は、鉱山環境におけるマイニングゴフの水分存在量を検出するために使用され、その検出結果は実際の結果と一致しました。 Zhou ら 14 は、低周波性能を補償するために偏波方向を調整できる過渡電磁妨害 (TED) テストシステムを開発しました。これは、将来の大規模なシステムレベルの TED テストシステムを開発する上で非常に価値があります。。 Yu ら 15 は、水で満たされた採掘エリアを検出するために大ループ過渡電磁法を使用しました。そして、GDP-32装置とANT-6磁気探査機が実際の地質探査に利用されました。このデバイスは、120 V の送信電圧と 15 A の送信電流で 16 Hz の基本周波数で動作しました。逆変換の結果は、水が豊富に採掘された領域は常に非常に低い抵抗率を示し、抵抗率の等高線は鋭い閉円を示していることを示唆しました。 Fan ら 16 は、まずマルチウィンドウ時間掃引波面逆変換技術を使用して TEM データを多重解像度擬似波に変換し、次に共同解釈法を利用して地下の配電特性、水で満たされた場所の位置を取得しました。ゾーンと地層の連続的な起伏。

さらに、別の地球物理学的探査方法である高密度比抵抗法 (HDRM) も、炭鉱における高度な水の検出、ゴーフ位置の特定などに頻繁に使用されます。漂流中の露出した含水構造物を検出する際の HDRM の実現可能性を研究するために、Wenner、Dipole-Dipole、および Schlumberger を含む 3 つのデバイスが Ma ら 17 によって実装され、選択された漂流内で 635 m の測定線の下にある含水構造物を検出しました。検出結果は、現地の水文地質調査の結論とよく一致しています。複雑な地質構造と運城炭鉱の断層に沿って走行する作業切羽のクロスヘッディング走行では水の量が不明瞭であるため、Zhai ら 18 は 3 次元 DC 比抵抗技術と WGMD-4 高密度電気システムを使用して水を事前に調査しました。不等式制約に基づいた最小二乗法による逆変換、検出データを使用した数学モデルの構築、ループ反復および滑らかな濾過係数を使用して、地下水の空間位置を予測します。 Shi et al.19 は、屋根の地層は地圧の作用で破壊される可能性があるため、鉱山採掘の作業中に 3 次元 HDR 法の検出結果に従って、道路掘削によって屋根水を効果的に放出することを提案しました。屋根の帯水層間の水理関係がより良くなります。結果は、3次元HDRMが作業場採掘中の屋根水の高度な検出に信頼性があり、砂岩中の屋根水を道路掘削を通じて効果的に放出できることを示しています。 Li ら 20 は、多電極アレイを特徴とする三次元 (3D) 誘起分極法を提案し、経時反転によるリアルタイム監視とクロスホール抵抗率法を組み合わせてトンネルや鉱山に導入しました。

2017 年 3 月 26 日、メスブラク炭鉱の A7 切羽 + 1818 m の東で屋根からの浸水が発生しました。炭鉱の排水能力が不十分なため、坑底が浸水し、最大流入水量は320㎥/h、7日間続くと推定されました。水災害の科学的処理を行うために、地球物理学的手法を使用して、屋上浸水と+1818 mA7東作業面の給水路の原因を迅速かつ効果的に確認します。

白城県梅四布湖炭鉱は、図1に示すように、行政区画はアケス県白城県が管轄する梅四布湖川流域の梅四布湖村（白城県北東70km）に位置しています。採掘エリアは傾斜角61～72°の急傾斜地です。炭層の発生状況は安定しており、利用可能な炭層は薄中厚炭層 3 層と厚い炭層 3 層の計 6 層となっている（炭層の最大平均厚さは 7.6 m）。主な採掘炭層は A3、A5、A6、A7、A8、A9 です。計画生産量は 600,000 t/a です。

勉強サイト。

メイシブラケ炭鉱地帯には放棄された炭鉱が 2 つあった。 1W(A3-1)01作業切羽の1910A3-1帰還気道の運転期間中、2011年に西側廃炭鉱を通過しました。その後、接続箇所は直ちに永久密閉され、水は排出されましたすべての井戸から。 2011年2月21日までに合計258.09㎥を放流した。

地球物理探査の作業範囲は 1.17 km2 です。図2において、赤い多角形は物理探査エリアであり、黒い影のエリアは放棄された炭鉱です。浸水事故の切羽の平面図と断面図を図３に示す。

測定エリア。 (a) 測定エリアの位置 (b) 測定線と測定点の配置。

測定エリアの加工面の平面図と断面図。 (a) 測定エリアの作業面の平面図、(b) 測定エリアの作業面の断面図。

この鉱山の炭層のほとんどは、局所的な侵食基準線の下に埋まっています。掘削情報によると、屋根と床の岩盤亀裂帯水層は主に硬くて脆い中砂岩、粗い砂岩、砂利の粗い砂岩、礫岩で構成されており、特定の細孔と亀裂があります。帯水層は地表水と第四紀水蒸気によって涵養され、一定量の地下水を蓄えます。鉱山田の主な水源は次のように説明されています。

炭層水と屋根・床の岩盤亀裂水

掘削、簡易水文観測、揚水試験により、屋根と床に帯水層があることが判明しました。帯水層間の水力学的接続は、流水の影響により非常に弱いです。現在の探査状況から判断すると、この炭鉱の主な水源は炭層水と屋根・床の岩盤亀裂水である。

第四紀の急流-堆積砂利石層

厚さ 0 ～ 60 m の第四紀 (Q2gl および Q3pl) の砂と砂利の層が鉱山原の表面に不均一に分布しており、一般に西側で薄く、東側で厚くなります。採掘された鉱山は、地表水と H1 (第四紀完新世 (Q4al + PL) 沖積砂砂利帯水層) 帯水層によって涵養されます。浅い炭層を採掘する場合、第四紀の砂利石層の地下水が、その上にある地層の水が伝導する亀裂を通って炭鉱に流入します。

地表水

鉱山原内をメイシブラケ川が北から南に流れており、ここが唯一の水源となっている。上層の地層は主に弱い泥岩、炭素質泥岩、粘土質シルト岩で構成されているため、切羽が鉱山原を通過すると、地表水が洞窟帯や導水亀裂を通って炭鉱に流入します。

廃鉱山に溜まった水

廃坑にはある程度の水が溜まっているが、その水量は明らかではない。そして、廃坑周辺に切羽が進入すると、突入水事故の水源となる可能性がある。

TEM は、地表に配置された非接地ループを使用して、パルス電流でパルス磁場を地下空間に送信し、地下の導電性媒体によって誘導される二次電流を刺激し、パルス中の二次パルス磁場の応答を収集します。間隔。ループ内の安定した電流が突然遮断されると、伝送ループ内の電流が急激に変化し、その周囲の導体に渦状の交流電磁界が発生します。二次磁場は、一次磁場によって励起されたさまざまな地下の導電性媒体の渦電流によって引き起こされる不安定な磁場です。特定の地質条件下では、二次場の減衰特性を解析することにより、地下地質体の分布位置、開発規模、発生電力を推定することができます21。

TEM 装置を選択する際の基本的な概念は、収集されたデータの信号対雑音比と分解能を向上させることです。機器２２としては、カナダのフェニックス社製Ｖ８電気ワークステーションを使用する。また、主な性能パラメータを表１に示す。

TEMPRO および IX1D 過渡電磁処理ソフトウェアは、TEM によって収集されたデータの処理に使用されます。図 4 にデータ処理の主なプロセスを示します。 TEM からのデータは、データ処理後の誘導電圧マルチチャネルセクション、比抵抗準セクション、および比抵抗層スライスに基づいて解釈されます。

TEMデータ処理のフローチャート。

HDRMは、岩石と土壌の間の電気伝導率の違いに基づいて、人工的な安定した電流場の作用下で地中の伝導電流の分布を研究する電気探査手法です。 HDRMを使用したフィールド測定の場合、研究者は観察セクションの各測定点にすべての電極（数十から数百）を配置するだけで、プログラム制御の電極変換装置とマイコン工学電気測定器を使用して、高速かつ自動データ収集を実現します。。分散設計は、新世代の HDRM 探査装置でよく使用されます。分散型インテリジェント電極は、ランダムにアドレスが割り当てられた多芯ケーブル上に直列に接続されており、図5に示すように任意の位置での信号測定が可能となり、多チャンネル・長尺形状のローリング・連続測定を実現します。

HDRM測定システム構成図16．

このプロジェクトでは、吉林大学工程技術研究所が開発した「E60DN超高密度電気探査システム」を採用しており、リチウムイオン電力中継局3基、電極スイッチ15基（電極スイッチ8本/ストリング）、ステンレス電極120本を備えている。

このシステムは中国で最も先進的な測深装置であり、主な性能パラメータは次のとおりです。受信部には抵抗率と IP デュアルモード測定をサポートする 10 チャンネルがあり、A/D 変換桁は 24 ビットです。入力インピーダンスは150MΩより大きい。測定分解能は 30nV 未満です。ダイナミックレンジは120dB以上です。最大出力ピーク値は400Vpp/1App、パルスタイプは方形波です。 ulse 長さについては、1 ～ 32 秒の範囲のプログラム制御オプションが利用可能です。

HDRMデータ処理のフローチャートを図6に示します。HDRMの解釈はデータ処理と同期して実行されます。既知のセクションの地球物理学的結果の分析研究を通じて、水が豊富な地域の地球物理学的特徴が要約され、それに従って地球物理学的異常の解釈原則が決定されます。これに基づいて、他の地球物理学的プロファイルと異常領域が解釈されます。

HDRMデータ処理のフローチャート。

まず、炭鉱の帯水層の発達位置に応じて、地球物理学的異常をプロファイルで解釈します。次に、これらの異常を水平スライスマップによって結合し、最終的に分水路と涵養水源の形状、分布範囲、空間的位置を推定することができます。

図 7 にセクション L1 の抵抗率の変化を示します。プロファイルから、第四紀の比抵抗は全体的に低く、岩盤界面が明らかであることがわかります。この探査ラインは、以前の地質探査セクションのライン 3 と一致します。また、地質探査ボーリング孔 3-1 および 3-2 の掘削柱を図 8 に示します。物理探査によって推定された第四紀の厚さは、ボーリング孔から明らかになった地質条件と一致しており、その厚さは約 50 ～ 80 m です。探査ステーションの 25 ～ 150 m の範囲では、第四紀の地層の比抵抗は 60 Ω・m より小さく、水が豊富で岩盤と結合する傾向があります。したがって、岩盤中の水分の直接的な涵養源となります。走行距離の多い方向の比抵抗は、走行距離の少ない方向の比抵抗よりも高いため、探査ラインの走行距離の少ない範囲は水が豊富であると推測できます。

L1のTEMの抵抗率プロファイル。

地質探査ボーリング孔のドリルコラム。 (a) 3-1 ボーリング孔、(b) 3-2 ボーリング孔。

図 9 と図 10 は、それぞれ L23 セクションと L13 セクションの抵抗率の変化を示しています。測点 300 ～ 450 m のマゼンタの線で囲まれた領域の岩盤の比抵抗は低く、岩盤の濃縮水が第四紀の帯水層によって明らかに涵養されていることを示しています。この地域の第四紀は、地表水、雨水、雪解け水によって直接涵養されています。 L23 と L13 の断面を比較すると、L23 の四次厚さは L13 の四次厚よりも厚いことがわかります。 L23 と L24 の標高は 1750 m であり、0 ～ 150 m の領域の低抵抗の異常深さはさらに大きくなります。

L23のTEMの比抵抗プロファイル。

L13のTEMの比抵抗プロファイル。

図 11 に L34 セクションの抵抗率の変化を示します。第四紀の比抵抗は全体的に低く、基本的には 100 Ω・m 未満、場所によっては 60 Ω・m 未満であり、第四紀の地層は水が豊富であるものの、偏在していることがわかります。炭層上の第四紀の比抵抗は他の場所よりも低く、水の濃縮が強いことを示しています。したがって、切羽がこの場所を通過すると、ゴーフは第四紀帯水層によって直接涵養され、容易に浸水事故を引き起こすことになる。ステーションの 300 ～ 500 m セクションのマゼンタ線の岩盤の比抵抗は低く、岩盤の濃縮水が第四紀の帯水層によって明らかに涵養されていることを示しています。

L34のTEMの比抵抗プロファイル。

合計 73 個の断面線が描画されます。セクション L44 を例にとると (図 12)、横軸は物理観測点番号、縦軸は標高です。探査線の方向に沿った赤い仮想線は物理探査によって推定された岩盤界面であり、その上が第四紀の地層です。黒い仮想線は、物理探査によって推定されたプロファイル上の A3、A5、A7、A8、A9 炭層の位置です。

L44のTEMの抵抗率プロファイル。

この区間全体の比抵抗は高くなりますが、観測所の 0 ～ 500 m 区間に描かれた第四紀の地層は明らかに低く、この地層が水に富んでいることを示しており、水の供給関係があると推測できます。石炭測定地層との関係。 500～750m 区間の地表と岩盤表面との間に明らかな低比抵抗領域があり、水路状を呈している。測点 750 ～ 1050 m の間の第四紀の低比抵抗異常は明らかであり、その下にある地層との水供給関係は明らかです。屋上浸水事故は、+1818 m A7 東作業切羽で発生しました。これは、縦断図上の赤い楕円線で囲まれた異常低抵抗領域と一致しており、浸水源は第四紀の帯水層であると推測されます。したがって、第四紀には明らかに水が豊富であり、地表水によって供給されています。

図 13 にセクション L66 の抵抗率の変化を示します。プロファイルから、探査ステーションの 0 ～ 280 m の範囲では、第四紀層の比抵抗は 60 Ω・m 未満であり、水が豊富であることがわかります。探査線の第四紀の厚さは、走行距離が大きいところから走行距離が低いところにかけて徐々に厚くなり、岩盤界面の標高は小さくなり、第四紀に局所的に強い帯水層が形成される条件が形成されます。強力な帯水層の形成は、安全な採掘に脅威をもたらします。帯水層は L63 ～ L73 セクションにも表示されており、広い影響範囲を持っています。

L66 の TEM の比抵抗プロファイル。

モニタリングデータに基づいて 12 個の断面が描画されます。 140 m の走行距離の断面を例にとると (図 14)、横軸は物理観測点番号、縦軸は標高です。水平探査線の方向に沿った赤い仮想線は物理探査によって推定された岩盤界面であり、その上が第四紀の地層です。黒い仮想線は、物理探査によって推定された断面上の A9、A8、A7 炭層の位置です。 3-3、4-3、5-2 は図上の地質探査孔の位置です。

走行距離 140 m の TEM の抵抗率プロファイル。

探査地域の第四紀の厚さは、以前のボーリング孔データと基本的に一致していることがわかります。標高 700 ～ 1000 m の地点に明らかな低比抵抗異常領域があり、その上部は第四紀とつながっており、走行距離 1150 m まで広がっています。第四紀の測点 1200 ～ 1440 m には明らかな含水異常があり、炭層に近く、含水クルードがなく、将来的に鉱山の安全に重大な潜在的危険をもたらす可能性があります。当該区間の異常低比抵抗域の深さは1750m、走行距離は0～550mである。

図 15 は走行距離 220 m 断面の比抵抗変化を示しており、III-1、4-5、5-1 は地質調査ボーリング孔の位置である。走行距離 220 m の断面は、走行距離 140 m の断面の 80 m 北に位置します。比抵抗マップから、第四紀の特性は安定しており、2 つの断面で囲まれた異常位置も一致していることがわかります。

走行距離 220 m の TEM 断面の抵抗率プロファイル。

図 16 と 17 は、それぞれ走行距離 300 マイルと 420 マイルの断面の抵抗率の変化を示しています。図 16 から、700 ～ 1100 m ステーションの周囲に明らかな低比抵抗領域があり、これは石炭系列の地層と密接に関係しています。図 17 から、この領域の全体的な比抵抗は低く、第四紀には水が豊富に含まれています。

走行距離 300 m の TEM 断面の抵抗率プロファイル。

走行距離 420 m の TEM 断面の抵抗率プロファイル。

水の豊富な地域の位置を簡単に理解し、潜在的な水伝導経路を特定するために、+ 1960 m、+ 1940 m、+ 1890 m、+ 1840 m、+ 1790 m の水平スライスの検出結果を含む 3D シナリオを使用します。 TEM による 1745 m および +1745 m の様子を図 18 に示します。赤で囲んだ領域は、地球物理学的探査によれば、水が豊富であると推測されます。

水平スライスの TEM の比抵抗プロファイル (a) + 1960 m、(b) + 1940 m、(c) + 1890 m、(d) + 1840 m、(e) + 1790 m、(f) + 1745 m 。

水分富化領域は比抵抗値に応じて水分富化の強い領域と水分の弱い領域に分けられます。水分の多い領域の比抵抗値は 100 未満ですが、水分の多い領域の比抵抗値は 100 から 180 の間です。図中の接頭辞「S-」は「水分の多い領域」を表し、接頭辞「S-」は「水分の多い領域」を表します。「W-」は「水の豊富な弱い地域」を表します。

10 の異常領域が + 1960 m レベルで解釈されます。これらはすべて第四紀の水が豊富な地域であり、6 つの強い水が豊富な地域と 4 つの弱い水が豊富な地域が含まれます。地表に近い地層であるため、地表水の影響を大きく受け、水の濃縮度は非常に不安定です。

地下水位は + 1944.62 m で、水が貧弱な帯水層に属します。そしてそれは上記の地質学的データとよく一致しています。 + 1940 m レベルでは、標高付近の全域でさまざまな程度の富水地域があり、広範囲に 2 つの強い富水地域と 1 つの弱い富水地域が解釈されます。

+ 1890 m レベルには、水が豊富なエリアが 3 つと、水が豊富なエリアが 2 つあります。 S1 と W4 は炭層に近いため、真剣に考慮する必要があります。 S2 および S3 は以前にも採掘活動が行われていたことから、採掘された水が大量に蓄積した浸水地帯であると推測される。また、この領域の第四紀層は非常に厚く、マゼンタの影の部分では北から南に向かって第四紀層の厚さが徐々に厚くなっています。第四紀の帯水層はジュラ紀の石炭層を直接覆っており、岩盤界面も北が高く南が低い。これにより、南への地下水の流れのための地質学的条件が生み出されます。この位置には安定した排水路が存在しており、その底部境界は岩盤界面に近づいていると推定される。上記の地層の異常な発達と水が豊富な変化から、水路内の水は第四紀の帯水層の水によって涵養され、第四紀の帯水層は地表水、川の水、雪解け水によって直接涵養されます。これは、流出路内の水量の長期安定にもつながります。

+ 1840 m、+ 1790 m、+ 1745 m の標高は、岩盤の水が豊富な特性の変化を反映しており、いくつかの異常の位置と発達は非常に似ています。標高が下がるにつれて、異常表示の抵抗率は徐々に小さくなります。濃縮度が不均一に分布しているため、濃縮度が下に行くほど濃縮度が強くなり、含水範囲が集中していると推測されます。図中の比抵抗値は、地層の含水率を判断するためのパラメータにすぎず、比抵抗値が小さいほど含水量が多い、つまり水の変化を反映しているだけであることを意味するものではありません。ある程度の充実。丸で囲んだ異常領域全体を考慮する必要があります。全体的な分析によると、この地域の第四紀表土層は非常に厚く、地表水の影響を大きく受け、強い富水性と導水性を持っています。

計10本の探査ラインを高密度に配置し、TEMに基づいて浅層の含水量をさらに検証・供給します。帯水層の発達位置は地質データに基づいて決定され、地球物理学的異常はプロファイルで解釈できます。最後に、分水路と涵養水源の形状、分布範囲、空間的位置を推定することができます。

図 19 は、道路に沿った G1、G2、および G3 の HDRM 探査線の比較を示しています。 G1 探査線の輪郭の赤紫色の長方形の領域は鉱山水の湧出部分であり、今回の探査焦点でもあります。この領域では、G3 には明らかな異常はなく、G2 ラインの異常が現れ始め、G1 ラインの異常が明らかであり、左右につながる傾向にあることがわかります。観測点 1250 ～ 1550 m の湧水部右側に明らかな低抵抗異常が見られ、観測点 800 ～ 900 m の噴出部左側にも明らかな低抵抗異常が見られます。どちらもすべて水によって豊かにされています。 2 つの異常は 3 つのライン上で明らかな応答を示し、丸で囲んだ異常位置は一致しています。つまり、測定結果は一貫していて信頼性があります。

(a) G1、(b) G2、(c) G3 の HDRM の抵抗率プロファイル。

図 20 は、垂直道路に配置された 4 つの HDRM 探査ラインを示しており、それぞれ G4、G5、G6、および G7 という番号が付けられています。 G4 プロファイルからわかるように、G4 探査線の第四紀は比較的水が豊富で、第四紀は岩盤とつながっており、5 つの異常領域が丸で囲まれています。 G5 探査線上では広範囲の異常領域が丸で囲まれており、他の位置の異常は明らかではありません。 G6 および G7 探査ラインでは明らかな異常領域は見つかりません。

(a) G4、(b) G5、(c) G6、(d) G7 の HDRM の抵抗率プロファイル。

図 21 は、探査地域の北にある G8、G9、および G10 探査線の比抵抗等値線の比較を示しています。 G10 は最北の探査線であり、G9 は G10 の南に位置し、垂直距離は 154 m です。 G8 は G9 の南にあり、垂直距離は 155 m です。 G9 と G10 はメイシブラケ川を渡り、G8 はメイシブラケ川の西側に位置します。

(a) G8、(b) G9、(c) G10 の HDRM の抵抗率プロファイル。

比抵抗等値線のプロファイル上で、G8 探査線は 3 つの異常領域の輪郭を描き、それらはすべて互いに近接しており、相互に影響を与えています。

G9 上で 1 つの異常領域が丸で囲まれています。 G10 上で 4 つの異常領域が丸で囲まれています。異常領域は散在的に分布しており、比抵抗は中程度から低いため、水の含有量が低いことを示しています。

比較からわかるように、第四紀は北に向かってますます薄くなり、その水の豊富さはますます弱くなっています。

TEM の 140 m の断面は、HDRM の G1 探査ラインと一致します。特殊な動作モードにより、HDRM は TEM よりも長い探査ラインの範囲を持ちます。設計および実際の使用条件によれば、図 22 に示すように、過渡電磁マイレージ 140 m 断面のマイレージ 0 位置は、HDRM G1 線路区間の 250 m 位置に対応します。図は推定された第四紀下部境界線、長い黒い破線は推定された石炭床線、赤い垂直二重破線は以前の探査掘削位置です。

走行距離 140 m の断面 TEM と G1 の HDRM の抵抗率プロファイルの比較。

G1 ラインでは、3 つの異常領域が HDRM によって解釈され、4 つの異常領域が TEM によって解釈されます。対応関係は以下の通りであり、HDRM で判読した異常領域 1、2 と TEM で判読した異常領域 1、2 はそれぞれ対応しており、位置および開発規模は同一である。 HDRM によって解釈された異常領域 3 および 4 は、TEM の異常領域 3 および 4 の位置に対応し、異常の規模が大きく、水の濃縮が強いです。 HDRM の検出深度には限界があるため、一時的異常領域 4 の全体像を検出することはできません。そして、2つの方法による水域の検出結果は互いによく一致しており、相互に確認および補完することができ、データの解釈は科学的かつ合理的であり、信頼性が高いです。また、HDRM の検出深度は TEM よりも深いです。

メスブレク炭鉱における水災害の科学的処理を行うために、TEM や HDR などの地球物理学的手法を使用して、屋根からの浸水と給水路の原因を迅速かつ効果的に特定します。 TEMおよびHDR法の原理、データ処理方法、主なパラメータを紹介します。今回の地質探査では、TEM 測量線 73 本、HDR 測量線 10 本を配置し、探査面積は 1.17 km2 であった。探査結果から、水域の比抵抗は明らかに低く、一般に 60 Ω・m 以下です。 2 つの方法による水域の検出結果は、地域および位置の点でよく一致しています。また、HDRM の検出深度は TEM よりも深いです。標高+1960mの地層では、水が豊富な地域が6ヶ所、弱い地域が3ヶ所ある。標高 1940 m 以上の地層に、水が豊富な 2 つの地域と、水が少ない 1 つの地域。標高 + 1890 m の地層には、水が豊富な 3 つの地域と水が弱い 2 つの地域があります。標高 + 1840 m の地層には、水が豊富な 2 つの地域、水が弱い地域 4 つ、および水が蓄積した 2 つの地域が含まれます。標高 + 1790 m の地層に水が豊富なエリアが 3 か所、標高 + 1745 m の地層に水が豊富なエリアが 3 か所あります。さらに、地球物理学的な解釈結果と地質データに基づいて、炭鉱水流入流出路の影響範囲を推定および解釈し、その位置を事前に推定します。

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この研究は、中国の国家重点研究開発プログラム「石炭採掘切羽の電波透視オンライン動的検出技術および装置」（補助金番号 2018YFC0807805）によって財政的に支援されています。著者らはまた、貴重なアドバイスをくださった編集者および匿名の査読者に深く感謝いたします。

重慶大学資源安全工学部、重慶、400044、中国

Yanlong Zhang、Yanqing Wu、Yangcheng Xu

重慶建設エンジニアリング品質監督および試験センター、重慶、401147、中国

ヤンロン・チャン & ヘイゼ・ジェン

CCTEG重慶研究所、重慶、400037、中国

チェン・シャオヤン

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YZ と YW がこの論文を考案し、執筆しました。 HZ はアイデアを提供し、フィールドテストを設計しました。 YX と XC はフィールドテストを実行し、データを収集しました。

Yanlong Zhang または Yanqing Wu への対応。

著者らは競合する利害関係を宣言していません。

シュプリンガーネイチャーは、発行された地図および所属機関における管轄権の主張に関して中立を保ちます。

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転載と許可

Zhang, Y.、Wu, Y.、Zheng, H. 他メイシブラケ炭鉱における水理地球物理探査における TEM と HDRM の応用。 Sci Rep 12、21368 (2022)。 https://doi.org/10.1038/s41598-022-25526-2

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受信日: 2021 年 12 月 5 日

受理日: 2022 年 11 月 30 日

公開日: 2022 年 12 月 9 日

DOI: https://doi.org/10.1038/s41598-022-25526-2

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