3. Якісна геологічна інтерпретація гравітаційних аномалій

Геологічна інтерпретація гравірозвідувальних даних підрозділяється на два основних підетапи: якісна інтерпретація і кількісна інтерпретація.

Якісна інтерпретація гравіметричних даних є основним етапом інтерпретації. Вона полягає у вивченні гравітаційного поля, виділенні аномалій, їхньому описі, класифікації, установленні зв’язку гравітаційного поля з геологічною будовою району. Дуже важливим прийомом при виконанні якісної інтерпретації гравірозвідувальних даних є використання методу аналогій. Цей метод широко використовується при інтерпретації матеріалів гравірозвідки на стадії рекогносцирувальних зйомок мало вивчених районів і особливо при вивченні поля сили тяжіння для районів, геологічна будова яких дуже подібно вивченим раніше. Це дозволяє за спостереженими аномаліями сили тяжіння провести паралелі між відповідними ділянками територій, що зіставляються. Наприклад, якщо в досліджуваному районі широко виявлена соляно-купольна тектоніка, і соляні штоки проявляються мінімумами Δg, то виявлення нових мінімумів сили тяжіння досить надійно може вказувати на існування інших соляних куполів. Подібна ситуація характерна, наприклад, для прикаспійських районів, де, користуючись методом аналогій, за гравірозвідувальними матеріалами був виявлений ряд соляних штоків, перспективних для пошуків нафтогазових родовищ. При цьому залучаються всі наявні в розпорядженні дослідника дані. Здійснюють аналіз поведінки гравітаційного поля, зіставлення даних вивчення цього поля з результатами інших геофізичних і геологічних досліджень, установлюють причини аномалій, положення окремих структурних елементів, намічають ділянки для постановки детальних робіт, виділяють аномалії для кількісної інтерпретації тощо.

При якісній інтерпретації установлюють форму, простягання, розміри аномалії. За формою аномалії підрозділяються на ізометричні, витягнуті й аномалії контакту, а за знаком — на позитивні і негативні. Форма аномалій безпосередньо зв'язана з формою збурюючих геологічних тіл. Так, ізометричні аномалії можуть бути пов'язані із соляними куполами, кімберлітовими трубками, лінзоподібними і гніздоподібними рудними покладами, штоками, інтрузивними тілами. Витягнуті аномалії можуть бути обумовлені антиклінальними і синклінальними складками, кулеподібними тілами. Контакти порід, що різняться за густиною, характеризуються зонами різких градієнтів поля.

Гравітаційні аномалії, в залежності від розмірів і інших особливостей, поділяють на регіональні, локальні, гравітаційні ступіні та ін. Походження і характер гравітаційних аномалій визначаються такими факторами, як будова товщі осадових порід; рельєф поверхні кристалічного фундаменту; внутрішня будова і склад кристалічного фундаменту; глибинна будова земної кори. З них перші три, в основному, утворюють локальні аномалії сили тяжіння. Причиною ж регіональних аномалій найчастіше є неоднорідності земної кори, що відбивають особливості її глибинної будови. Найбільш яскраво виявляються неоднорідності глибинної будови земної кори в тектонічно активних областях. Для типових платформ цей вплив виявлений слабкіше, а для докембрійських щитів практично відсутній.

У зв'язку з цим, платформні області відрізняються слабко диференційованим полем інтенсивністю в кілька десятків мгл. Контури слабких аномалій, що виявляються, звичайно, нечіткі, розпливчасті. У той же час у складчастих областях спостерігаються великі негативні значення поля, дуже диференційованого і лінійно витягнутого уздовж геосинклінальної зони. Міжгірні і передгірні западини, виповнені потужними товщами теригенного матеріалу, зім'ятого в складки, характеризуються регіональними мінімумами, на тлі яких відзначаються ланцюжки витягнутих локальних максимумів і мінімумів. Границі між платформами і геосинклінальними зонами виявляються в гравітаційному полі як гравітаційні східці. Вони являють собою лінійно витягнуті вузькі зони з великими градієнтами значень Δg. В молодих складчастих спорудженнях аномалії мають великі негативні значення (2·10^-3 ÷4·10^-3 м/с²). У рівнинних районах аномалії змінюються від

 + 10^-3 до -1·10^-3 м/с². На акваторіях морів і океанів спостерігаються, головним чином, позитивні аномалії, а в районах глибоководних океанічних западин вони досягають значень + 4·10^-3 м/с².

Ці особливості на перший погляд здаються парадоксальними. Дійсно, гірські масиви складчастих областей повинні викликати позитивні аномалії, а океанічні западини - негативні. Ця невідповідність знімається з позиції гіпотези ізостазії. Відповідно до неї земна кора прагне до рівноваги, що постійно порушується різними геологічними процесами (тектогенез, осадконакопичення, зледеніння тощо). При цьому області земної кори, де сталося чергове порушення, починають рухатися, щоб відновити порушену рівновагу. Надлишок мас на поверхні, відповідно до принципу ізостазії, компенсується їхнім дефіцитом знизу. Визнання принципу ізостазії призвело до такого приведення сили тяжіння, що враховує вплив компенсуючих мас (ізостатична редукція). Обчислені з урахуванням ізостатичної редукції аномалії сили тяжіння повинні лежати між аномаліями у вільному повітрі й аномаліями Буге. Якщо для досліджуваної території існує компенсація мас, то аномалії Δg у вільному повітрі позитивні, а Буге - негативні. Якщо ж аномалії у вільному повітрі і Буге одного знака, то область не прийшла в стан ізостатичної компенсації. Отже, навіть характер регіональних гравітаційних аномалій дозволяє прийти до важливих геологічних висновків.

За характером гравітаційного поля можна судити приблизно про глибину залягання збурюючих об'єктів і кути їхнього падіння. Ця оцінка, ґрунтується на тому, що зі збільшенням глибини залягання тіла ширина аномалії збільшується, а градієнт поля зменшується. При вертикальному падінні тіла аномалія має симетричний вигляд, при похилому  асиметричний. При виконанні геологічної інтерпретації гравірозвідувальних матеріалів варто завжди пам'ятати, що спостережене нормальне поле викликане багатьма причинами. Зафіксовані аномалії Δg відображають вплив як поверхневої частини земної кори, так і більш глибоких границь Землі. Для виявлення аномалії саме від геологічного об'єкту, що нас цікавить, в сумарному гравітаційному полі необхідно, щоб величина її переважала над величинами аномалій від інших тіл. З цією метою необхідно домогтися “підсилення” “цікавих” нас аномалій і “ослаблення” інших, тобто зробити певне перетворення чи трансформацію спостереженого гравітаційного поля. Очевидно, що ефективність подібного перетворення буде залежати від розходження властивостей аномалієутворюючих тіл  розходження їхніх глибин залягання, розходження їхніх форм, густин та ін.

Існують кілька способів трансформації гравітаційних полів. Найбільш поширені три основних операції:

1. аналітичне продовження спостереженого поля аномалій сили тяжіння на інші рівні;

2. осереднення аномального поля;

3. обчислення вищих похідних потенціалу сили тяжіння.

Трансформація шляхом аналітичного продовження поля аномалій сили тяжіння на інший рівень проводиться на площину, розташовану вище чи нижче площини спостережень (аналітичне продовження чи трансформація у верхній чи нижній півпростори). У першому випадку аномалії від дрібних і неглибоко залягаючих мас послабляються і згладжуються набагато швидше, ніж від великих і глибоко залягаючих тіл, а в другому  по мірі наближення площини спостережень до локального об'єкта досліджень останній виявляється в аномальному полі чітко; у той же час глибоко залягаючі тіла виявляються нечітко. Рішення задачі аналітичного продовження поля аномалій сили тяжіння на інші рівні ґрунтується на обчисленні інтеграла Пуассона і здійснюється за допомогою ЕОМ.

Сутність способу осереднення складається в послідовному розрахунку середньоарифметичних значень Δg у “вікні осереднення” радіуса R чи в квадраті зі стороною 2а. Значення Δg_ср, зняті в вузлах квадрата чи кола, відносять до центра “вікна”. Потім зміщують “вікно” по поверхні карти, знову підраховуючи середнє, і т.д. При цьому одержують нову карту згладжених значень Δg, що відбиває поводження регіонального поля. Дрібні аномалії, пов'язані з густинними неоднорідностями верхньої частини розрізу, при такому осереднені практично зникають. Аномальні значення Δg визначаються як різниця спостереженого значення Δg у даній точці і середнього Δg_ср у цій самій точці. Величини аномалій, одержуваних способом осереднення, залежать від величини R і a, названих радіусом осереднення. Найкращі результати виходять, коли в межі площадки попадає досить велике число аномалій, по площі в кілька разів менше площі осереднення.

Близький до описаного і спосіб варіації, що застосовується для виділення локальних аномалій. Локальна аномалія вираховується за формулою: , де Δg_с — значення сили тяжіння в точці С; Δg‑_R, Δg_+R - значення сили тяжіння на кінцях радіуса R. За знайденим значенням будують новий графік Δg_Л.

Обчислення вищих похідних потенціалу сили тяжіння дозволяє виявити локальні аномалії. Зі збільшенням відстані від мас, що збурюють поле, вищі похідні потенціалу спадають швидше, ніж перші похідні. В результаті цього підсилюється ефект від дрібних і неглибоко залягаючих аномальних мас у порівнянні з великими і глибоко залягаючими тілами. В результаті виконання перетворень будують карти трансформованих аномалій, на яких цікавлячі нас геологічні об'єкти виявляються чіткіше, ніж на вихідній карті Δg.

Кількісно інтерпретуються параметри збурюючи поле тіл, їх маси і густини. Результатом інтерпретації є геолого-геофізичні розрізи визначених напрямків (інтерпретаційні профілі), структурні карти поверхонь розділу середовищ різної густини. Найбільше застосовується при кількісній інтерпретації аналітичний спосіб і спосіб підбору.

Аналітичний спосіб інтерпретації заснований на використанні формул для тіл правильної геометричної форми, якими апроксимуються реальні геологічні тіла. При цьому виконується оцінка параметрів тіл (глибини залягання, надлишкової маси й ін.) за характерними точками аномалій (максимуми, мінімуми, їхньої частки й ін.).

Інтерпретація зводиться до вирішення прямої і зворотної задач гравірозвідки. Пряма задача полягає в знаходженні елементів гравітаційного поля за заданим розподілом параметрів (формі, глибині залягання збурюючого тіла, його густині тощо). Вона має єдиний розв’язок. Для вирішення прямої задачі в теорії гравірозвідки розроблений спеціальний математичний апарат  інтегральні формули, що виражають похідні гравітаційного потенціалу як функції розподілу аномалієутворюючих мас. Практично це зводиться до підстановки меж інтегрування для заданого тіла. Найбільш проста для рішення при цьому двовимірна задача. В цьому випадку обчислюється розподіл похідних гравітаційного потенціалу по лінії, що перетинає проекцію аномалієутворюючого джерела на поверхню спостереження, що проходить через його центр і перпендикулярна простяганню тіла, об'єктам. Це горизонтальна матеріальна напівплощина, горизонтальний стрижень, циліндр, вертикальний уступ, похилий уступ, вертикальний пласт, похилий пласт, прямокутна нескінчена призма тощо. Набагато складніший процес рішення тривимірної задачі. Але для ряду правильних геометричних форм (матеріальна точка, сфера, вертикальний стрижень, круговий диск, вертикальний круговий циліндр, прямокутний паралелепіпед) відповідні аналітичні вирази отримані. Якщо суворе аналітичне вирішення задачі визначити дуже складно чи зовсім неможливо, пряму задачу вирішують приблизно, зображуючи отримані результати графічно у вигляді палеточних кривих. Так, зокрема, роблять, коли розглянутий аномалієутворюючий об'єкт не можна уподібнити тілу правильної геометричної форми.

Зворотна задача полягає у визначенні параметрів збурюючого тіла за відомим значенням поля аномалій сили тяжіння. Вона вирішується неоднозначно, тому що однакові аномалії сили тяжіння можуть бути зв'язані з геологічними об'єктами різної форми, розмірів, густини. Тому для підвищення вірогідності інтерпретації необхідні дані про густину порід, що складають даний район, а також ймовірній формі тіл, які досліджуються. Природно, що результати інтерпретації будуть тим достовірнішими, чим більш обґрунтовано вибрана модель досліджуваного поля. Методи вирішення зворотної задачі застосовують як для інтерпретації щодо простих аномалій, які можна апроксимувати тілами простої геометричної форми за допомогою аналітичних методів, зокрема методом характерних точок, так і при інтерпретації складних аномалій за допомогою палеток, методом послідовних наближень з використанням ЕОМ.

У методі характерних точок використовуються формули розрахунку аномалій Δg і других похідних гравітаційного потенціалу для тіл простої форми, отримані при рішенні прямих задач. Досліджуючи ці аналітичні вирази, визначають координати характерних точок відповідних похідних (звідси назва методу). Звичайно це точки максимуму і мінімуму, напівмаксимуму, нульових значень. Знаходять також значення аномалії в точках максимуму і мінімуму. Цей аналіз дозволяє для кожного тіла одержати систему рівнянь. З неї і визначають невідомі елементи залягання аномалієутворюючого тіла, тобто вирішують зворотну задачу. Так, для тіл сферичної форми значення сили тяжіння і її горизонтального градієнта по будь-якому профілю, що проходить через епіцентр тіла, визначають по формулах: , де М — надлишкова маса тіла; h - глибина залягання центра сфери; f — гравітаційна постійна; ; х — абсциса довільної точки на осі х (рис. 1.3).

а б

Рисунок 1.3 Криві g і W над сферою (а) та вертикальним уступом (б)

Максимум кривої Δg знаходиться над центром кулі (х = 0) і дорівнює: Для точки відстороненої від максимуму на відстань х_0,5, де чи . Звідси можна знайти глибину залягання центра сфери. Надлишкова маса буде дорівнювати: . Параметри h і М визначають по кривій, . Наведений приклад є дуже важливим в практиці геологічної інтерпретації гравірозвідувальних даних. Геологічні тіла, які можуть бути уподібнені сфері, дуже різноманітні: поклади гніздоподібної і штокоподібної форми, карстові форми, соляні купола і таке ін.

Друга, що дуже часто зустрічається в природі, форма – поверхня контакту. При картуванні контактної поверхні можна застосовувати спрощену формулу, засновану на припущенні, що спостережене гравітаційне поле обумовлене тільки дією цієї поверхні з надлишковою густиною . Якщо відоме значення якій-небудь точці, де глибина залягання контактної поверхні z₂, то в будь-якій іншій точці , відтак глибину залягання верхньої і нижньої границь уступу і надлишкову масу (m) можна оцінити за формулами , де - абсциси точок спостережень, у яких значення досягають 0,5 і 0,25 свого максимального значення.

Білет № 14