Грушинский Н.П. Основы гравиметрии

Подождите немного. Документ загружается.

дится только для учета влияния Луны. Кроме того, вно

сится поправка за смещение £ уровенной поверхности, по

лучившая название поправки Гонкасало. Эта поправка

учитывает изменение силы тяжести, возникающее в ре

зультате действия зональных приливных волн. Зональный

член в возмущающем потенциале Т (8.27) имеет вид

Гзон = х £ <3 sin2 Ф— !) (3 sin2 6 — 0- (8-42)

Смещение уровенной поверхности за счет этого члена

будет:

Сзо„ = ■ = I (3 sin2 Ф - 1). (8.43)

Изменение силы тяжести, вызванное смещением £ уровен-

ных поверхностей, выражается формулой

= (8.44)

Внося сюда значение £30н (8.43), получим

6gs = — ^ ( 3 s i n 26 — 1) (3 sin2 ф— 1). (8.45)

Склонение б можно выразить через наклонение i орби

ты небесного тела к экватору и долготу /:

sin б = sin i sin /. (8.46)

Поправка берется как интегральное среднее значение по

долготе £301! или, что то же самое, бg^. В этих предполо

жениях

2п

f>gt = — 27Г j jpr (3 sin2 i sin2 / — 1) (3 sin2 ф — 1) d/

или •

2Я

^7r(3sin4p— 1)-^- j (3sin2 i s in 4 — 1) dl.

Интегрируя и подставляя пределы, получим

6g£=:— ^ ( 3 s i n 2cp— 1) (y s in 2/ — l) . (8.47)

Эта поправка вычисляется и для Луны, и для Солнца, поэто

му нужно взять сумму:

Для Солнца /=23°27', для Луны i отклоняется в течение

лунного месяца от среднего значения 23°27' на +5°09'.

Ввиду малости поправки можно принять одно среднее зна

чение наклонения и для Луны и для Солнца, i=23°27',

поэтому

^ = - y ( T sin2t- 1) (T ? + ^ ) ( 3sin2(P - 1)’

или, вычисляя численные коэффициенты, имеем

-----

/ Gm*- Gmrs\

6gs = 0,381a( —

-----

^ ] (3 sin2<p — 1). (8.49)

\ r'<L rO J

Этот вывод сделан для абсолютно твердой Земли. Для

упругой Земли вводится коэффициент, равный 1,2. Поэтому

поправка принимается в виде

----

/ Grtirr Gmr., \

6ge = 0 ,4 5 7 a ( - ^ + — ^ ](3 sin2cp — 1). (8.50)

\ г( го J

Полная поправка, вводимая сейчас за приливный эф

фект, получится суммированием (8.20), (8.41) и (8.50):

Gm г а

&ёп = 1.2 — (3 cos2 Zf — 1) +

r€

IGntg-a3

-[-1,8-----f — (5 cos3 z<r — 3 cos Zf) +

r C

Gmr-. f Gm *- G m "\

-I- 1,2a— ^ (3cos2zo - l ) + 0,457a — ^ + ^ ). (8.51)

ro \ rl rO J

Но этой формуле составляются таблицы или строятся тра

фики поправок. Последний член в ней был введен Гон-

касало и носит обычно его имя.

Г Л А В A 9

МЕТОДЫ ГРАВИТАЦИОННОЙ РАЗВЕДКИ

§ 1. Общие закономерности аномального

гравитационного поля

Как мы уже знаем, глобальное гравитационное поле

Земли изменяется довольно правильно. Его напряженность

увеличивается с увеличением широты и достигает макси

мума на полюсах, оставаясь почти постоянной при движении

по параллелям. Это изменение довольно точно описывается

формулами нормальной силы тяжести. Однако, когда мы

отбросим эту закономерную часть и перейдем к полю ано

малий, которое изменяется на порядок меньше нормально

го поля силы тяжести, то увидим, что, на первый взгляд,

это изменение не подчинено никаким четким законам. Если

общий закономерный ход силы тяжести g связан с фигурой

Земли и ее вращением, то аномалии Ag обусловливаются

неоднородностью слагающих ее масс как видимых (горы,

долины, впадины и поднятия, континенты и океаны), так

и невидимых, связанных с особенностями геологического

строения (изменением толщины земной коры, различными

погребенными структурами, поднятием и опусканием кри

сталлического фундамента, изменением петрографического

состава).

Увеличение плотности пород соответствует увеличению

силы тяжести, а значит, и появлению положительных ано

малий. Наоборот, уменьшение плотности пород вызывает

уменьшение аномалий и появление их минимумов. Картина

осложняется наличием внешнего рельефа и связью его с

состоянием вещества под ним. Так, на горах, за счет

выступающих дополнительных масс (т. е. самих гор), ка

залось бы, должно наблюдаться увеличение аномалий.

Однако вследствие изостатической компенсации, к которой

стремится земная кора, выступающим избыточным массам

соответствует разрежение плотности под этими массами

(т. е. под горами), и аномалии силы тяжести могут оказать

ся не только не увеличенными, но даже уменьшенными.

Кроме того, всегда следует иметь в виду и то, как мы

определяли эти аномалии, т. е. какие редукции вводили.

Так, аномалии Буге, особенно широко применяемые в гра

витационной разведке, находят исключением влияния

выступающих за геоид форм рельефа:

А«Гв = го — То — 2nGaH. (9.1)

Напомним, что член 2nGoH учитывает притяжение высту

пающих масс. Вычитая эту поправку, мы как бы освобож

даем аномальное гравитационное поле от влияния видимых

масс. Тогда в аномалиях более четко проявится внутреннее

геологическое строение. В горах при вычитании составляю

щей, вызванной притяжением гор, аномалии уменьшаются,

а поскольку горы, как правило, компенсированы, то и ано

малии Буге там чаще всего будут отрицательными. В океане

картина аномалий Буге будет совсем иная. Там вводится

поправка, доводящая плотность воды до средней плотно

сти коры:

Л£б = £0 —

V o + 2 rtG (c rK — <ув)

P = g 0 — То + 0,0419ДстР, (9.2)

где Р — глубина океана, ак— средняя плотность земной

коры, ав — плотность морской воды.

Член 2nG(aK—а„)Р увеличивает аномалию пропорцио

нально глубине моря. Для глубины 5000 м и Аст=2,67—

— 1,03= 1,64 он составит 356 мГал. Поэтому все океаны имеют

большие положительные аномалии Буге. Здесь, по срав

нению с горами, введение поправки Буге не снимает фон,

создаваемый видимыми, а значит, известными массами,

а напротив создает искусственное поле, которое осложняет

понимание собственно гравиметрического эффекта.

Для поля аномалий Буге характерны большие, порядка

сотен миллигал, положительные значения на океанах и

большие, тоже порядка сотен миллигал, отрицательные

значения в горах. Горные прогибы, разломы, грабены ха

рактеризуются быстро изменяющимися протяженными ано

малиями. На платформах и щитах в основном наблюдается

спокойное мозаичное поле с небольшими максимумами

и минимумами в пределах нескольких десятков миллигал.

На океанических островах аномалии Буге скачком пере

ходят от больших положительных значений на море к

отрицательным или нулевым на суше. Островные дуги от

мечаются протяженными слабо положительными или ну

левыми аномалиями. В океанических впадинах заметно

резкое нарастание аномалий Буге до 300—500 мГал.

Гравитационному полю аномалий в свободном воздухе

соответствует мозаичное, плавно изменяющееся в основном

в пределах ± 5 0 мГал поле на океанах с возрастающими по

ложительными аномалиями над островами и островными

дугами и отрицательными, порядка ста миллигал над глубо

ководными впадинами. На континентах поле меняется более

резко, в основном оставаясь мозаичным, т. е. имеются облас

ти с положительными и области с отрицательными аномалия

ми. В горах появляются резко изменяющиеся в зависимости

от высоты положительные аномалии, отображающие при

сутствие избыточных масс рельефа. Однако абсолютное

значение их не очень велико: в пределах первых двух —

трех сотен миллигал. Протяженные структуры, такие как

разломы, горные прогибы, грабены сопровождаются такой

же картиной протяженных аномалий с большими горизон

тальными градиентами, как и в аномалиях Буге.

На равнинах с малым перепадом высот оба типа анома

лий ведут себя примерно одинаково и отличаются только

общим уровнем.

Аномалии силы тяжести отображают строение геологи

ческих форм и структур, как глобальных, так и небольших

местных, а также фациальные, т. е. связанные с изменением

условий осадконакоплений, изменения плотностей. Так,

поднятие кристаллического фундамента, плотность которого

превышает плотность вышележащих слоев, вызывает на

растание положительных аномалий. Наоборот, опускание

его проявляется в виде убывания аномалий. При сопостав

лении аномального гравитационного поля с геологическим

строением района удается установить довольно четкое

соответствие характерных черт поля тем или иным геоло

гическим структурам. На этом и основана гравитационная

разведка.

§ 2. Основные задачи, решаемые с помощью

гравитационной разведки

Аномалии силы тяжести являются результатом сум

марного влияния различных масс, находящихся на разных

глубинах. Поэтому при значительных градиентах плот

ностей пород с помощью гравитационной разведки можно

успешно решать широкий круг задач. Основными из них

являются:

1) тектоническое районирование, т. е. выделение обла

стей с различным геологическим строением, а также вы

явление особенностей этого строения;

2) поиск структур, к которым могут быть приурочены

залежи тех или иных полезных ископаемых, главным обра

зом, нефти и газа;

3) изучение глубинного строения рудных районов, вы

деление основных рудоконтролирующих структур, прямой

поиск и оконтуривание отдельных рудных тел;

4) прямые поиски залежей нефти и газа.

Последние две задачи решаются с помощью высокоточ

ной гравитационной разведки.

Для удобства интерпретации аномальное гравитацион

ное поле представляется в виде гравиметрических карт,

на которые нанесены значения аномалий. Места с оди

наковыми значениями аномалий соединяются непрерыв

ными линиями, называемыми изоаномалами.

Наиболее эффективно гравитационная разведка приме

няется при поисках и разведке нефтяных и газовых место

рождений, так как ее основной формой является структур

ная разведка, т. е. изучение геологических структур, ко

торые могут содержать залежи нефти и газа. Здесь прихо

дится иметь дело с достаточно большими аномалиями: от

нескольких единиц до нескольких десятков миллигал. При

мером такой структурной разведки могут служить поиски

нефти и газа в районах соляных куполов. Форма соляных

куполов разнообразна — это интрузии каменной соли,

прорвавшей слои вышележащих пород и частично припод

нявшей их. На крыльях соляных куполов часто имеются

коллекторы нефти и газа. Такой шток соли, залегающей

порой на небольших глубинах, имеет значительную про

тяженность: от сотен метров до десятков километров. Плот

ность каменной соли (2,0 г/см3) обычно меньше плотности

вмещающих пород (2,2—2,4 г/см3). Поэтому над соляным

куполом имеет место гравитационный минимум от несколь

ких миллигал до нескольких десятков миллигал. Подоб

ные гравитационные минимумы встречаются, например, в

Прикаспийской низменности, в Западной Германии, в Ру

мынии. Иногда штоки каменной соли бывают покрыты гип-

со-ангидритовой шапкой. Тогда общий минимум аномалий

силы тяжести сопровождается осложняющим его централь

ным максимумом. Такие структуры известны на северо-

востоке СССР в Нордвик-Хатангском районе, на Украине,

а также на побережье и шельфе Мексиканского залива и в

других местах.

Порой соляной купол покрыт плотными брекчиевид

ными (крупнообломочными) горными породами, вынесен

ными из глубинных слоев земной коры в период подъема

каменной соли. Брекчия как бы обволакивает весь купол

и создает на фоне общего минимума локальный кольцевой

максимум. Соляные штоки встречаются в Днепровско-

Донецкой впадине. Обнаружение соляных куполов возмож

но с помощью региональной гравиметрической карты.

Рис. 56. Аномалии Буге в районе соляных куполов, сечение 4 мГал,

и на платформе, сечение 2 мГал.

На рис. 56, а приведена гравиметрическая карта, харак

терная для района солянокупольной тектоники, а на

рис. 56, б — карта одного из районов платформенной

области.

Последующая детализация, т. е. выполнение съемки с

расстоянием между пунктами, равным 100—500 м, позво

ляет более точно оконтурить соляной купол и произвести

расчет глубины его залегания и общей массы.

Другим типом структур, часто сопровождающихся неф

тегазоносными залежами и сравнительно легко обнаружи

ваемых гравиметрической разведкой, являются антикли

нальные складки. Эти структуры представляют собой сво

довые поднятия пластов (рис. 57), порой с довольно кру

тым, а часто с очень пологим падением крыльев. Внутрен

ние слои такой складки сложены более древними породами,

а внешние — более молодыми.

К сводовой части такой структуры, если она не разбита

сбросами*), флексурами**) или другими осложнениями,

*) Сбросом называется разрыв, вызванный опусканием одного

участка земной коры относительно другого.

**) Флексура — сброс без разрыва сплошности слоев, иначе —

коленчатый изгиб моноклинально залегающих слоев.

часто бывают приурочены залежи нефти и газа. В ослож

ненных антиклинальных складках эти залежи могут ока

заться и на ее крыльях. Типичным для антиклинальных

[Щ

fggge [Щ 9 . @ 1 0 [ 3 1 1

—

12.

Рис. 57. Аномалия силы тяжести над антиклинальной складкой в одном

из районов Средней Азии (по Ю. Н. Годину, Н. П. Туаеву). Олигоцен:

1 — песчанистая толща, 2 — глинистая толща; эоцен: 3 — зеленые

глины ферганского яруса, 4 — горизонт, 5 — зеленые глины сузакского

горизонта; палеоцен: 6 — известняки; сенон: 7 — песчаники, 8 — глины,

9 — песчано-глинистая толща, 10 — продуктивный горизонт, 11 —

аномалия Ag, 12 •— градиент силы тяжести.

складок является наличие максимумов аномалий силы тя

жести. Это и понятно, ибо такая структура представляет

собой поднятие, а значит, как правило, приближение более

плотных пород к поверхности.

Значительная часть нефтяных и газовых месторождений

обнаруживается в платформенных областях и приурочива

ется именно к пологим поднятиям. Такие поднятия имеют

малую амплитуду (около десятков метров) и малые углы

наклона крыльев (несколько градусов). Поэтому над та

ким поднятием в классическом случае должен существовать

очень слабый максимум силы тяжести, обычно 0,1— 1,0мГал.

При разведке рудных месторождений в отличие от неф

тяной структурной разведки, когда выявляется геологиче

ская структура, к которой приурочены залежи, часто про

изводят поиск и разведку непосредственно самого рудного

тела. В этом случае гравиметрическая разведка является

прямым поисковым методом. При разведке рудных место

рождений и рудных тел имеют место следующие отличи

тельные особенности: мелкое залегание искомого объекта,

большая избыточная плотность, значительно превосходя

щая плотность вмещающих пород, малая протяженность

залежи, часто близкая к правильной форме залежи. Все

это определяет методику гравиметрической разведки таких

объектов. Рудные тела и залежи вызывают, как правило,

сравнительно небольшие, порядка нескольких миллигал,

локальные аномалии с большими градиентами, имеющие

максимумы над самим объектом. Поэтому при поисках,

а в последующем и при изучении обнаруженных объектов

применяются крупномасштабные детальные гравиметриче

ские съемки с высокой точностью измерений.

§ 3. Локальные и региональные составляющие

аномального гравитационного поля

Поскольку аномальное гравитационное поле отображает

все неоднородности плотностей и является следствием сум

марного влияния всех структур, имеет смысл как-то выде

лить из него составляющие, обусловленные отдельными ано

мальными массами. Чем детальнее гравиметрическая кар

та, тем более полную информацию мы можем получить с нее.

В тоже время мелкие детали могут затушевываться крупны

ми. Если рассматривать влияние каждой структуры отдель

но, то мы получим различные аномальные поля, каждое

из которых будет соответствовать своей конкретной струк

туре. Выделение гравитационных эффектов отдельных струк

тур осуществляют с помощью гармонического анализа.

Эти эффекты можно представить в виде волн различной

амплитуды и длины, выделить волны, характерные для

данной структуры, и тем самым обнаружить соответствую

щую структуру. Очевидно, что протяженные, удаленные

структуры вызовут волны большой длины и, как правило,

малой амплитуды. Близкие малые структуры, наоборот,

возбудят короткие волны большой амплитуды и с большими

градиентами аномалий. Чем выше гармоники, тем более

локальным нарушениям плотности они соответствуют.

Практически выполнить гармонический анализ и вы

делить большое количество волн не всегда удается, а часто

и не имеет смысла. Обычно гравитационное аномальное

поле разделяют на две составляющие, вызванные близкими

локальными структурами и далекими протяженными. Все

методы разделения полей основаны или на прямом осред

нении или на переходе к более высоким производным по

тенциала, зависящим от более высоких степеней расстоя

ния.

При осреднении аномалий исчезают детали и выступают

явственно крупные черты строения гравитационного поля, а

соответственно и плотностные неоднородности. Для иллю

страции на рис. 58 приведены две карты аномалий силы тя

жести полуострова Мичиган различной детальности. На

86° 85° 84° 83°

Долгота

Рис. 58 а. Карта аномалий полуострова Мичиган (США) — сечение 10

мГал.

рис. 58а дано подробное аномальное поле с сечением изо-

апомал через 10 мГал. На рис. 586 приведено то же поле,

по с изолиниями, проведенными через 1 мГал. Очевидно,

что если из аномалии силы тяжести в каждой конкретной

точке детальной карты вычесть аномалию, осредненную по