Средние содержания элементов в основных типах горных пород, г/т

12. Геофизические исследования при гдп-200 и гмк-200

Геофизические исследования, выполняемые ТОО «Центргеолсъемка» при ГДП-200 и ГМК-200 сводятся к составлению геофизических карт, схем, разрезов, таблиц, замеру плотности и магнитной восприимчивости, интерпретации геолого-геофизических материалов.

Все площади ГДП-200, как правило, покрыты геофизическими съемками масштаба 1:50000 и крупнее. В первую очередь составляется геофизическая изученность. Все данные о работах предшественников хранятся в наших фондах ГУ МД «Центрказнедра» в виде карт, где сведены все работы, проводимые в нашем регионе. Им присвоен порядковый номер и в каталогах занесены сведения о масштабе работ и номер отчета, под которым он хранится в фондах.

Картограммы геофизической изученности составляются по геофизическим методам отдельно (аэромагнитная съемка, наземная магниторазведка, гравиразведка, литохимическая съемка, электроразведка, сейсморазведка). К ним составляется каталог. При составлении последнего важен год проведения работ, масштаб съемок, приборы, точность съемок.

При ГДП-200 из геофизических карт наиболее важными и распространенными являются карты изолиний магнитного и гравитационного полей.

Карты изолиний или изодинам магнитного поля ∆Т и ∆Z представляют собой изменение полной напряженности ∆Т или её вертикальной составляющей ∆Z по площади изучения.

Карты гравитационного поля. Само понятие гравитационное поле или поле тяготения характеризуется плотностью. Плотность пород в ТОО «Центргеолсъемка» измеряется с помощью весов.

Прежде всего, полистно составляются карты наблюденного поля силы тяжести. На них всегда указаны плотность, используемая при составлении карт и в какой редукции. Мы используем чаще всего среднюю плотность 2,67г/см³ и редукцию Буге. Эти карты показывают глубину фундамента, его рельеф и используются, кроме нас, и военными, и учеными. Они имеют гриф "секретно".

Для ГДП-200 важны локальные неоднородности вещественного состава земной коры. Поэтому с помощью математических методов осреднения из наблюденного гравитационного поля убирается региональное поле Земли и получаем различные трансформированные карты ∆g, которые являются несекретными. Чаще всего в работе используются карты локальных или остаточных аномалий ∆g различного радиуса осреднения или пересчет на высоту и вертикальной производной Vzz. Каждая из карт несет определенную информацию. Основное для всех этих карт - они показывают суммарное распределение плотности всего стратиграфического разреза. Параметр ∆g выражается в миллигаллах (мГал), Vzz – этвешах (Е). Необходимо знать, что небольшой радиус осреднения или высота пересчета и вторая производная Vzz показывает приповерхностное распределение гравитационных масс, а чем больше параметр, тем более глубинные массы участвуют в этом распределении.

Если взглянуть на магнитные и гравитационные карты, то мы видим на карте различные по напряженности и структуре области магнитного и гравитационного полей, которые обусловлены различными по составу и физическим свойствам геологическими породами.

Сравнивая эти геофизические карты с геологическими можно проследить некоторые геологические границы и на закрытых площадях.

Но для этого необходимы знания о физических свойствах пород района, в котором производится ГДП-200. Для этого ведется отбор образцов пород различных по литологии и возрасту как в геологическом, так и специализированном маршруте. И в камеральный период в лабораторных условиях измеряется плотность и магнитная восприимчивость этих образцов. Затем ведется статистическая обработка полученных данных, составляется сводная таблица физических свойств всех стратиграфических и интрузивных пород исследуемого района.

В эту таблицу входят данные полученные при ГДП-200 и данные, полученные предшественниками. При этом последние должны быть приведены к современной стратиграфической легенде. Все геологи должны уметь пользоваться таблицей. Она состоит из 16 граф. Важные для геолога графы - название породы и средние значения плотности и магнитной восприимчивости. Обращать надо внимание на представительность выборки – количество образцов. Представительной считается выборка, где их количество составляет не менее 30 штук.

Значение плотности приводится в г/см³, магнитной восприимчивости в 1· 10^-5 ед. СИ.

Нужно учитывать, что до 70-х годов значения магнитной восприимчивости приводились в системе СГС и для перевода в современную систему СИ существует переводной коэффициент -1,26.

Кроме таблицы по площади исследуемых листов составляется карта отбора образцов, где нанесены значения плотности и магнитной восприимчивости как свои, так и предшественников.

Строятся геолого-геофизические колонки, где вещественный состав и возраст толщ в соотношении с мощностью сопровождаются физическими параметрами (плотностью и магнитной восприимчивостью), а также петрофизическая характеристика интрузивных пород иллюстрируется диаграммой

Плотность

Кроме среднего значения плотности пород, в таблице приведены средневзвешенные значения плотности свит, которые определялись по всем литолого-стратиграфическим подразделениям в составе свит и комплексов. Это значение зависит от состава пород в процентном содержании и мощности всей свиты.

Средневзвешенные значения плотности свит участвуют при подборе плотностных разрезов.

Плотность осадочных пород изменяется от 1,5 до 3,0 г/см³. Величина плотности зависит сильно от пористости. Самые плотные глубокозалегающие известняки до 3,0 г/см³, доломиты, содержащие тяжелые минералы (пирит, например) до 3,04 г/см³. Средняя плотность известняков - 2,4-2,7 г/см³.

Песчаники, алевролиты - до 2,65 г/см³. Самая низкая плотность у глинистых пород, мергелей нижнего карбона до 1,6-2,0 г/см³. Соль характеризуется тоже низкой плотностью 2,12-2,22 г/см³. И соляные купола ищут с помощью гравиразведки по гравитационным минимумам.

Плотность ископаемых углей тоже низкая (0,8-2,0 г/см³) и огромные скопления углей также выражаются в геофизических полях гравитационным минимумом.

Плотность магматических пород возрастает от кислых к основным разностям от 2,4 до 3,35 г/см³. Это объясняется увеличением в составе пород тяжелых железисто-магнезиальных минералов - оливина, пироксена, роговой обманки, биотита, мусковита и др, которые характеризуются высокой плотностью - (3,2-3,5 г/см³).

Так плотность гранитоидов - 2,55-2,60 г/см³

гранодиоритов- 2,64-2,65 г/см³.

диоритов - монцодиоритов - 2,72-2,73 г/см³

габбро - 2,8-2,9 г/см³

дунитов – перидотитов 3,0 г/см³ и выше.

Плотность ультраосновных пород сильно зависит от серпентинизации. При сильно развитых процессах серпентинизации плотность падает до 2,2 г/см³.

Таким образом, в гравитационном поле гранитоидные массивы оконтуриваются по обширным гравитационным минимумам, а массивы диоритов и габброидов – по гравитационным максимумам.

Плотность эффузивных пород, в целом, ниже плотности интрузивных.

Быстрое остывание лав приводит к образованию пористых структур, медленное – более плотных кристаллических пород.

Метаморфические горные породы обладают, в целом, более высокой плотностью (2,5-3,3 г/см³) . Их плотность зависит от минерального состава. Возрастает от 2,55 до 3,05 г/см³ с увеличением темноцветных минералов.

С повышением легкого кварца плотность метаморфических пород уменьшается. Плотность гнейсов, сланцев (хлоритовых, тальковых), аркозовых кварцитов составляет 2,6-2,7 г/см³.

Амфиболовые сланцы обладают более высокой плотностью около 3,0 г/см³. Особенно сильно зависит плотность железистых кварцитов от содержания Fe: возрастает от 2,7 до 4,2 г/см³ при повышении FeO от 10 до 70%.

Резкое отличие по плотности железистых кварцитов с высоким содержанием Fe от вмещающих метаморфических толщ обеспечивает успешное применение гравиразведки для поисков железистых руд.

В процессе гранитизации метаморфических пород идет замещение минералов с высокой плотностью (амфибол, гранат и биотит) минералами малой плотности – кварцем, микроклином и плотность гнейсов падает.

Магнитная восприимчивость

Для классификации пород по магнитной восприимчивости используется шкала градаций Л.Д. Берсудского (1963), по которой породы разделены по группам:

немагнитные образования – χ от 0 до 100·10^-5 ед.СИ,

слабомагнитные χ от 100 до 700·10^-5ед.СИ,

магнитные χ от 700 до3000·10^-5 ед.СИ,

сильномагнитные χ от 3000ед. и выше

Этими терминами часто пользуются при геофизической характеристике пород. В таблице часто указаны средние значения магнитной восприимчивости по этим группам.

Среди стратиграфических образований к практически немагнитным относятся почти все осадочные образования. Наименьшей магнитной восприимчивостью обладают известняки, доломитизированные известняки, доломиты.

Иногда для песчаников, алевролитов, сформировавшихся вблизи источника сноса, характерны повышенные значения магнитной восприимчивости, обусловленные повышенным содержанием зерен магнетита.

Для интрузивных образований, в основном, характерно повышение значений магнитной восприимчивости от кислых образований к основным.

Но надо отметить, что в магматических породах присутствуют ферромагнитные минералы - окислы титана и железа. Из них магнетит (Fe₃O₄) широко распространен и обладает очень высокой магнитной восприимчивостью χ =1,5-80000 10^-5 ед.СИ. В большинстве горных пород магнетит входит как акцессорный минерал и его содержание не зависит от типа пород.

Магматические породы кислого состава (граниты, гранит-порфиры, аляскитовые и лейкократовые граниты, некоторые разности гранодиоритов), обладают магнитной восприимчивостью от 0 до 6000·10^-5 ед.СИ, но среди гранитоидов преобладают слабомагнитные или даже практически немагнитные разности со средней магнитной восприимчивостью на уровне 50-70·10^-5 ед.СИ. При этом самая низкая магнитная восприимчивость у лейкократовых гранитов и аляскитов.

Содержание ферромагнитных минералов в кислых породах колеблется от тысячных и сотых долей процента до 2-35%.

Основные породообразующие минералы (кварц, ортоклаз, плагиоклазы) диамагнитны. Биотит, мусковит, роговые обманки – это парамагнитные минералы. Содержание их в кислых породах составляет 12%, а в породах переходного типа - 25%. Среди гранитов встречаются разности, в которых присутствует крупнозернистый магнетит. Магнитная восприимчивость ферромагнитных минералов понижается с уменьшением размеров зерен, поэтому при содержании крупных зерен магнетита χ гранитоидов может достигать значительных величин.

Магматические породы среднего состава – диориты, монцониты характеризуются широким диапазоном изменения χ-от 0 до 23000·10^-5 ед.СИ; наиболее вероятные значения χ для сиенитов лежат в пределах 0-2000·10^-5 ед.СИ. В кварцевых диоритах содержится 0,2-2,1% ферромагнетиков, в дацитах 0,2-3,5% , в андезитах 1,3-6,61% (Нагата,1956г).

В диоритах содержание слабомагнитных минералов (авгита, биотита, гиперстена, мусковита, роговой обманки) достигает 35-45%, что определяет слабую магнитную восприимчивость этих пород. Находящийся в магматических породах среднего состава магнетит более мелкозернист, чем в кислых породах.

Магматические породы основного состава (габбро, базальты) характеризуются большими значениями χ (500-10000)·10^-5 ед.СИ. Слабоизмененные основные породы обладают наиболее высокими значениями χ.

Процессы амфиболизации уменьшают содержание магнетита и титаномагнетита, что приводит к уменьшению χ.

Процессы серпентинизации сопровождаются увеличением χ.

Магнитная восприимчивость ультраосновных пород изменяется от 0 до 25000·10^-5 ед.СИ. Такой широкий диапазон изменения χ объясняется характером или степенью вторичных изменений ультраосновных пород. Породообразующие (оливин и пироксен) акцессорные минералы гипербазитов немагнитны, поэтому неизмененные гипербазиты многих массивов практически немагнитны (χ =0-10·10^-5 ед.СИ).

В процессе метаморфических изменений (серпентинизации и габброизации) ультраосновных оливинсодержащих пород кристаллизуется магнетит. Усиление этих процессов приводит к повышению магнитной восприимчивости ультраосновных пород и соответствует значительному увеличению χ.

Исходный состав ультраосновных пород при их серпентинизации также влияет на величину χ. Например, при серпентинизации дунитов выделяется мало магнетита и χ их практически не повышается. В связи с этим над аподунитовыми серпентинитами в отличие от обогащенных магнетитом апоперидотитовых пород наблюдаются либо слабоположительные, либо отрицательные поля ∆Т.

Эффузивные породы отличаются еще более пестрой картиной распределения значений магнитной восприимчивости, чем интрузивные, хотя средняя магнитная восприимчивость различных групп эффузивных пород ниже чем их интрузивных аналогов. При быстром остывании эффузивов происходит кристаллизация магнетита и титаномагнетита с образованием мелких зерен, что уменьшает χ.

Наблюдается зависимость магнитной восприимчивости от условий кристаллизации пород различных фаций: покровной, пирокластической и эффузивной. Более стабильна χ у пород покровной фации. Породы пирокристаллической фации характеризуются исключительно большим разбросом значений χ, так как представлены вулканическими конгломератами, брекчиями, агломератами, туфами и пеплами.

Вулканогенные породы, слагающие Девонский вулканический пояс имеют большую дисперсию магнитных свойств. Но, в целом, кислые вулканиты чаще немагнитны, вулканиты среднего-основного состава имеют большую χ. Но характер графиков ∆Т над выходами вулканитов весьма изрезан и на картах изодинам ∆Т создают они магнитные поля мозаичного характера.

Совместный анализ геолого-геофизических материалов и данных физических свойств горных пород показывает, что геологическим образованиям в разной степени отвечают наблюдаемые геофизические поля.

Осадочные отложения карбона, девона, силура и ордовика – песчаники, конгломераты, известняки, зеленокаменные измененные породы, являются практически немагнитными (χ=0-50·10^-5 ед.СИ) и относительно малоплотными породами (σ=2,60-2,70 г/см³) и картируются зонами и областями спокойного магнитного поля отрицательного знака интенсивностью 100-400нТл, пониженным уровнем гравитационного поля.

Разновозрастные эффузивные образования характеризуются сложной дифференциацией физических свойств и часто отображаются контрастными геофизическими аномалиями. Для интерпретации очень сложных магнитных полей над эффузивными толщами требуются конкретные данные о величине χ

Дробное расчленение эффузивов затруднено широким развитием зеленокаменных изменений и слабой дифференциацией вулканитов среднего-основного состава.

Интрузии умеренно-кислого, кислого и щелочного состава – граниты, сиениты, гранит-порфиры, аляскитовые и лейкократовые граниты, некоторые разности гранодиоритов, имеющие значения магнитной восприимчивости от 0 до 50 и плотности 2,54-2,63 г/см³, отмечаются низкими гравимагнитными полями. Однако им в большинстве случаев по данным АГС съемки соответствуют аномальные значения гамма-поля в 3-5 мкр./час, урана -2-5· 10^-4 %, тория более 6-10· 10^-4%, калия -1.5-3%.

Интрузивные образования среднего, основного и ультраосновного состава довольно уверенно картируются по магнитному полю аномалиями различной интенсивности, тяготеющими к осям гравитационных максимумов.

У крупных интрузивных массивов многофазного состава лишь отдельные области, сложенные габбро, габбродиоритами и диоритами, отображаются положительным высоким магнитным полем интенсивностью до 700 нТл. В радиогеохимических полях они характеризуются, в основном, фоновыми значениями гамма-активности в 2,5 мкр/час, урана -2-3· 10^-4 %, тория -4-6 ·10 ^-4 %, калия -1,5-2%.

Крупные разрывные нарушения фиксируются резкой сменой интенсивности магнитного и гравитационного полей, зонами высоких градиентов силы тяжести, реже, характерным искажением хода изоаномал.

Разломы надвигового характера устанавливались по смещению зоны максимального градиента силы тяжести от геологически установленного нарушения.

В магнитном поле критериями выявления разрывных нарушений являются следующие характерные особенности магнитного поля:

А. Наличие линейных или высоких значений горизонтального градиента магнитного поля.

Б. Наличие близкой к прямолинейной границы между областями с различным характером магнитного поля.

В. Нарушение корреляции осей аномалий.

Г. Наличие «цепочек» узких линейных аномалий.

Д. Смещение в плане осей магнитных аномалий.

Е. Наличие линейных зон пониженного магнитного поля.

Зоны тектонических покровов по геофизическим материалам характеризуются закономерным сочетанием гравиметрических и магнитных аномалий. Наиболее четко картируются в геофизических полях зоны тектонических покровов с офиолитовым меланжем, которые отмечаются небольшим повышением поля силы тяжести в градиентной части или, даже, минимумом гравитационного поля и высокоинтенсивными локальными аномалиями магнитного поля часто линейной формы (Шайтантасский покров).

При ГДП-200 на основе схемы элементов геофизических полей, геологических карт и данных физических свойств горных пород составляется схема геологической интерпретации геофизических полей (со снятым покровом кайнозойских отложений).

При её составлении используются имеющиеся геологические карты масштаба 1:50000 и результаты интерпретации предыдущих исследований по съёмкам масштаба 1:50000, обобщений геофизических материалов масштаба 1:200000.

На схемах геологической интерпретации показаны обобщённые литолого-стратиграфические подразделения, где свиты не могут быть разделены по физическим свойствам и самостоятельно в гравитационном и магнитном полях не фиксируются.

Представленные схемы геологической интерпретации масштаба 1:200000 в определённой степени отражают глубинное геологическое строение (тектонику, интрузивный магматизм, распространение эффузивно-осадочных толщ). На них вынесены предполагаемые контуры интрузивов на глубине и их корневые части.

Завершается процесс картирования составлением геолого-геофизических разрезов по профилям, пересекающим всю площадь доизучения масштаба 1:200000 полистно.

Геологический разрез сопровождается графиками магнитного и гравитационного полей (∆Т или ∆Z, ∆g), а также физическими свойствами (плотность и магнитная восприимчивость) пород, отобранных по поверхности. Каждый геологический объект разреза имеет определенную плотность и составляется предварительная плотностная модель геологического разреза в целом.

Затем моделированием на ЭВМ по программе С.В. Долгова «Решение обратной геофизической задачи для потенциальных полей (гравитационное и магнитное) методом подбора по данным гравиразведки и магниторазведки» (GRMG) получается плотностная модель, которая берется в основу геологических построений.