книги из ГПНТБ / Богданов, В. И. Вычисление гравитационных аномалий от трехмерных тел (графические способы)

Особый интерес представляет сравнение данных гравиметрии

исейсмических исследований о вертикальной мощности зоны. По сейсмическим данным она составляет 10—12 км. Самая боль­ шая эффективная мощность эффузивных толщ по гравиметриче­ ским данным не превышает 6 км. В этой связи следует отметить, что все расчеты, основанные на использовании постоянного зна­ чения избыточной плотности с глубиной, дают на Кольском полу­ острове величины эффективной мощности массивов порядка 4— 7 км [109—111 и др.1. Это обстоятельство является прямым след­ ствием выбора модели изменения избыточной плотности с глубиной,

инедоучет его может привести к неправильным физическим и гео­ логическим выводам. Прежде всего это относится к представле­ ниям о неоднородности «гранитного» и однородности «базальтового» слоев земной коры [89, 104, 112].

Действительно, большая часть аномального гравитационного поля обусловлена действием геологических объектов, расположен­ ных вблизи дневной поверхности. Однако если принять двухслой­ ную модель со скачком плотности на границе «гранитного» и «ба­

зальтового» слоев коры и подсчитать гравитационные эффекты от тел, расположенных ниже этой границы, то обнаружится, что гравитационные аномалии будут очень плавными, а их амплитуда соизмерима с региональным фоном. Отсюда не следует вывод об однородности «базальтового слоя» [99]. С другой стороны, эти же представления могут приводить к неправильным геологическим выводам. Так, например, при исследованиях в Мончегорском опор­ ном районе на основании интерпретации расчетных гравиметровых профилей было высказано два предположения о глубинной морфо­ логии, главной габбровой интрузии. Согласно одному из них [109] интрузия является телом сложной формы, с переменной мощностью и крутыми контактами, что, исходя из представлений о морфоло­ гии массива и тектонической истории района, свидетельствует в пользу трещинного типа интрузии. Подтверждают этот вывод и специфичность пород, развитых в районе (глубины зарождения базитов и гипербазитов, по 10. М. Шейнманну [113], располага­ ются в верхней мантии), а также, возможно, аномально древний абсолютный возраст некоторых пород Мончетундр [114]. Согласно другой точке зрения, основанной на тех же самых результатах интерпретации гравитационного поля [111], интрузия габброидов является пластовым телом. Принятие двухслойной модели коры приводит к необходимости резкого увеличения (опять-таки эффективной) мощности интрузии, при этом ни о каком пластовом типе ее говорить не приходится. Подобные недооценки возможно­ стей гравитационного метода далеко не единичны и часто влекут за собой сомнительные геологические выводы. Разберем еще один пример.

Н. А. Беляевский и А. А. Борисов [115], исследуя возможную роль основных интрузий в магматической активизации платформ,

80

в качестве одного из наиболее характерных примеров рассматри­ вают гравитационную аномалию над грабеном Осло. «Грабену Осло соответствует значительная положительная гравитационная аномалия (более плюс 50 мгл), осевая зона которой примерно сов­ падает с полосой выхода пермских гранитоидов. . . На бортах грабена, где распространены архейские образования, и за его пре­ делами. . . гравитационное поле характеризуется резко выражен­ ными отрицательными значениями аномалий (до минус 80—90 мгл). Таким образом, перепад значения гравитационного поля на рас­ стоянии всего лишь 40—50 км здесь достигает огромной величины, превышающей 140 мгл» [115 с. 11]. Породы, слагающие грабен, и породы, подстилающие его, не могут вызвать аномалию такой интенсивности, поэтому «. . . приходится допустить, что на глу­ бине, скорее всего в нижней части архейского цоколя, заключены возмущающие массы пород большой плотности, по-видимому, высокой основности — предположительно базиты или гипербазиты».

Приводимая схема, объясняющая такую возможность, напро­ тив, противоречит ей. Схема воспроизводится нами на рис. 36. Прежде всего отметим, что перепад значений силы тяжести в 140 мгл наблюдается на расстоянии в два раза большем, чем ука­ зано авторами (это хорошо видно на рис. 3 рассматриваемой ра­ боты). Далее, в этом районе проходит граница между Скандинав­ ской отрицательной и, к западу от нее, положительной региональ­ ными аномалиями, отождествленными в работах [104, 107] с глы­ бовыми структурами Фенноскандии. Поэтому необходимо рас­ сматривать не суммарное поле, а локальную аномалию над гра­ беном. Такая аномалия была выделена и приводится на рисунке. Как видно, интенсивность локальной аномалии составляет при­ близительно 20 мгл, и нет надобности помещать в нижней части архейского фундамента плотные интрузивные породы. Кроме того, поперечные размеры локальной аномалии не дают никакого повода помещать (даже на схеме) крупное тело основных пород на глубине. Эффект от такого тела, расположенного в нижней части архейского фундамента, т. е., по-видимому, в нижней части «гра­ нитного» слоя земной коры, будет значительно более «размытым» и не создаст локальную аномалию, выявленную на поверхности. Таким образом, гравитационное поле района грабена Осло пол­ ностью может быть объяснено его геологическим строением.

Несколько подробнее остановимся на методике подбора плот­ ностных разрезов в Ковдорском опорном районе. Ковдорский массив расположен на западе Кольского полуострова, в бассейне р. Ковдоры. По геологическим представлениям Ковдорский мас­ сив ультраосновных, щелочных пород и карбонатитов является интрузией центрального типа палеозойского возраста, имеет

вплане неполное кольцевое строение с крутым падением пород

кего центру и вертикальной мощностью порядка нескольких ки­

лометров [116, 117] (рис. 37). Площадь массива около 40 км2, форма близка к изометричной. Вмещающие породы представлены сильно дислоцированными и мигматизированными гнейсами бело­ морской серии архея, строение которых изучено недостаточно. Установлена неоднородность гнейсов

EZk HZH7 ЕЗг Ш з аШю

\l H ii Е53/2

Рпс. 37. Схематическая геологическая карта Ковдорского массива, по О. М. Рнм- ской-Корсаковой [116].

Г — карбонатпты; 2 — магнетнтовые руды; з — апатнт-форстеритовые породы; 4 — породы флогопитового комплекса; 5 — пироксенпзировапные олшзиниты; в — турьяиты; 7 — гранатовые скарны и моитпчеллитовые породы; 8 — щелоч­ ные пнроксениты; о — дайки полевошпатовых пйолптов; ю — пйолпт-уртнты, крупнозернистые (а) и мелкозернистые (б); 1 1 — олшипшты; 12 —

гнейсы, гпейсо-гранпты и феннты.

по составу: среди преимущественно биотитовых гнейсов и гнейсо-гра- нитов развиты участки амфиболовых

гнейсов, амфиболитов и гиперглиноземистых гнейсов.

Массив приурочен к ядру небольшой антиклинальной складки. Установлены следы дислокаций, предшествовавших внедрению интрузии, и ореол фенитизации вмещающих пород. Ядро массива сложено оливинитами I фазы интрузивного цикла; перифериче­ ская зона образована щелочными породами серии уртит-мельтей-

82

гитов II интрузивной фазы. В зоне контакта этих комплексов раз­ виты мстасоматические образования магматической стадии: ще­ лочные пироксениты, турьяиты, слюдяно-пироксен-оливиновые,. монтичеллитовые и другие породы, а также послемагматическоп стадии: гранатовые скарны, породы флогопитового комплекса. Все породы секутся многочисленными дайками полевошпатовых ийолитов и нефелиновых сиенитов, относимых к III интрузивной фазе, а также жилами карбонатитов. С породами массива связаны рудопроявлеиия железа и слюды.

На массиве развита кора выветривания мощностью от первых метров над щелочными породами до 30—100^.м над! ультраосиовнъши. Мощность четвертичных отложений, развитых повсеместно, колеблется от 0.2 до 30—40 м. Исходными предпосылками для задания гипотетической формы массива являются геологические представления о его конусообразной форме [117] и результаты аэромагнитной съемки, согласно которым массив в первом прибли­ жении имеет форму вертикального цилиндра большого распростра­ нения на глубину.

Для оценки вероятных глубин нижних кромок массивов ультра- основных-щелочных пород необходимо учитывать существующие представления о глубинах магмообразования. И геофизики, и петрологии на основании экспериментальных данных и теорети­ ческих предпосылок считают вероятной глубину магмаобразования 50—70 км [ИЗ, 118] или 100—200 км [93], верхний предел — 400—700 !ш, определяемый по глубине глубокофокусных земле­ трясений [119]. Таким образом, возникновение ультраосновныхщелочных магм, по общему мнению, происходит в мантии"Земли. При изучении процессов внедрения и становлеиия^этих интрузий ряд исследователей допускает наличие промежуточного очага для объяснения многофазности интрузий [120 ]или что движение магмы

вверхние горизонты коры носит пульсирующий характер [121].

10.М. Шейнманн [122] отмечает малую вероятность существова­ ния промежуточных очагов на путях продвижения магмы и до­

пускает одноактность ее внедрения. Таким образом, глубин­ ная морфология массивов тесно связана с их генезисом.

В результате многолетних геолого-геофизических работ на Ковдорском массиве был установлен его контур, выделены раз­ личные петрографические комплексы пород и определены их фи­ зические свойства [123, 124 и др. ]. Изучение плотности 3500 об­ разцов горных пород, отобранных из обнажений или керна сква­ жин, показало, что средняя плотность вмещающих гнейсов со­ ставляет 2.65 г/см3, с тенденцией к увеличению этого значения до 2.70 г/см3 при учете веса плотных разностей, развитых вокруг массива в радиусе 50 км. Средневзвешенная плотность пород мас­ сива 3.07 г/см3, при изменении ее от 3.20 г/см3 для ультраосновных пород, занимающих 60°/о всей площади, до 2.95 г/см3 для ще­ лочных пород. Пористость образцов гнейсов колеблется от долей

единицы и нескольких единиц до 10% и, по немногочисленным наблюдениям, превышает пористость пород массива.

Задача изучения глубинного строения массива решалась ме­ тодом подбора формы и глубины залегания его нижней кромки, наилучпшм способом согласующихся с наблюденными значениями силы тяжести для известных однослойной и двухслойной моделей земной коры [125 и др.], а также для градиентной среды, суще­ ствование которой можно предполагать по результатам ранее проведенных исследований [126, 127]. Ввиду неустойчивости ре-

Рпс. 38. Теоретические кривые силы тяжести от вертикального кругового цилиндра для двухслойной модели распределения плотности вещества земпой коры.

н 1000 км.

шения задачи об определении глубины залегания нижних кромок для повышения надежности выводов проводился тщательный учет эффектов, искажающих аномалию силы тяжести: региональ­ ного фона, аномального вертикального градиента, искажений, связанных с влиянием неоднородности плотности вмещающих пород и рыхлых образований. Кроме того, аномалию от слоя мас­ сива мощностью 1 км с реальным распределением плотности приводили к аномалии от вертикального кругового цилиндра той же мощности, но со средневзвешенной плотностью. В резуль­ тате этих операций по 4 ветвям кривых вдоль радиальных деталь­ ных профилей длиной по 10—16 км каждый был оценен доверитель­ ный интервал, учитывающий в какой-то степени дисперсию погреш­ ностей выделения локальной аномалии. Расчеты теоретических значений аномалий силы тяжести от различных моделей массива выполнены универсальной палеткой.

На рис. 38 приводятся теоретические кривые силы тяжести от вертикальных цилиндров для двухслойной модели распределе­

84

ния плотности с глубиной. Из рисунка следует, что влияние ниж­ них кромок цилиндров больше всего сказывается на аномалиях в эпицентре и на расстояниях 1.5—3.0 радиуса цилиндра. Поэтому теоретические кривые от массива сопоставлялись с доверительным интервалом по всей длине профилей и учитывалось не только их совпадение, но и подобие конфигурации расчетных кривых и ин­ тервала. Рассмотрим результаты расчетов в зависимости от при­ нятой модели земной коры [128, 129].

1.Однослойная однородная модель земной коры: избыточная плотность массива постоянная (рис. 39, а). Из рисунка видно, что хорошего совпадения теоретических кривых для вертикальных круговых цилиндров с доверительным интервалом наблюденных значений силы тяжести можно достичь, полагая Да=0.46 г/см3т но и в этом случае не будет получено подобие. Это свидетельствует

онеобходимости изменения либо формы массива, либо модели зем­ ной коры. При До=0.54 г/см3 для формы массива в виде усечен­ ного конического тела отмечается полное совпадение теоретиче­ ских и наблюденных значений силы тяжести. Однако большая постоянная величина избыточной плотности, превышающая уста­ новленную — 0.42 г/см3, указывает на необходимость изменения модели земной коры.

2.Двухслойная модель земной коры: избыточная плотность массива постоянная в пределах отдельных «слоев», а на границе их меняется скачком (рис. 39, б). Случай отсутствия скачка ана­ логичен вышерассмотренной однослойной модели земной коры. Расчеты, проведенные для вертикальных круговых цилиндров,

показывают, что наилучшего совпадения теоретических кривых с доверительным интервалом можно достичь при Да1=0.48 г/см3 и Да2=0.26 г/см3, при мощности верхнего «слоя» 8—15 км. Но и в этом случае наблюдается некоторое несоответствие кон­ фигурации кривых, которое обусловлено иной формой массива или иной моделью земной коры. Расчеты, выполненные в пред­ положении незначительного уменьшения ноперечных размеров массива с глубиной, позволили добиться хорошего согласия тео­ ретических и исходных кривых. Тем не менее и эта модель земной коры не вполне соответствует истинной, поскольку для верхнего «слоя» характерно несколько завышенное значение избыточной плотности массива по сравнению с установленной.

3. Градиентная модель земной коры: плотность пород, посте­ пенно увеличиваясь с глубиной, стремится к постоянному значе­ нию; избыточная плотность массива может оставаться постоянной, увеличиваться с глубиной или уменьшаться. Постоянство из­ быточной плотности означает одинаковый закон изменения плот­ ности массива и вмещающих пород. Этот случай аналогичен ко­ нической модели массива в однородной коре и рассмотрен выше. Увеличение избыточной плотности с глубиной предполагает су­ ществование большего вертикального градиента плотности пород

85

массива или уменьшение плотности вмещающих пород, что мало­ вероятно и не подтверждается проведенными расчетами. Умень­ шение избыточной плотности с глубиной означает постоянство плот­ ности массива или меньший ее градиент в массиве по сравнению с вмещающими породами. Этот вариант представлен на рис. 39, в. Теоретические кривые, соответствующие вертикальным цилинд­ рам, хорошо совпали с доверительным интервалом для данного закона изменения избыточной плотности. Градиентная модель из­ менения плотности массива аппроксимировалась при расчетах универсальной палеткой прерывистой моделью, в которой на каждом интервале значение плотности постоянно, а на границе их изменяется скачком.

Результаты расчетов показывают, что во всех случаях выбран­ ная избыточная плотность пород массива вблизи дневной поверх­ ности для градиентной среды превышает величину, установленную эмпирически. Этот факт можно объяснить непредставительностыо результатов изучения физических свойств на образцах [123, 124]: возможно, из-за неучета влияния макропористости сильно трещи­ новатых архейских гранито-гнейсов их плотность завышена в боль­ шей степени, чем плотность пород палеозойской интрузии. По­ этому следует считать вероятным уменьшение избыточной плот­ ности массива с глубиной при большем градиенте плотности гней­ сов. Расчеты, выполненные для модели массива в виде конического тела, показали, что удовлетворительного согласия с доверитель­ ным интервалом наблюденных значений силы тяжести можно до­ стичь во многих случаях, варьируя плотностью массива и вме­ щающих пород, а также глубинами залегания нижних кромок, но подтверждения модели, составленной по геологическим данным, не было получено. По-видимому, если массив и имеет коническую форму, то она мало отличается от вертикального цилиндра. Глу­ бина залегания нижней кромки массива при градиентной модели изменения плотности в земной коре оценивается в среднем в 50 км при колебавши ее от 20 до 200 км.

Результаты расчетов ие противоречат и предположению о су­ ществовании градиентно-прерывистой модели распределения плот­ ности со скачками на отдельных интервалах глубин, но подтвер­ дить такую модель экспериментально затруднительно. Значитель­ ный градиент плотности пород в верхних частях земной коры можно считать установленным. Он подтверждается как проведен­ ными расчетами, так и результатами изучения трещиноватости кристаллических пород.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Сложность морфологии и распределения плотности в природ­ ных геологических объектах позволяют считать, что графические способы в методе подбора будут полезными еще длительное время.

87

претация и методика геофизических исследований. Киев, «Наукова думка», 1964.

11.А. Я. Я р о ш, А. Б. П о л я к о в . Поиски и разведка медно-колче­ данных месторождений на Урале гравитационным методом. М., Госгеолтехпздат, 1963.

12.В. И. С т а р а с т е н к о. Палетки для вычисления потенциала притя­

жения от трехмерных тел произвольного поперечного сечения. — Геофизический сборник, № 2, Киев, «Наукова думка», 1965.

13.А. К. М а л о в и ч к о. Основной курс гравиразведки. Изд-во Перм­ ского гос. ун-та, ч. 1, 1966, ч. 2, 1968.

14.Н. П. Г р у нг и н с к н й. Введение в гравиметрию и гравиметрическуюразведку. М., Изд-во Моековск. гос. ун-та, 1961.

15.П. И. Л у к а в ч е н к о. Таблицы и номограммы для вычисления

Гостоптехиздат, 1953.

89