Практические приложения теории гравитационного поля 

В результате полевых гравиметрических исследований получают графики и карты аномалий силы тяжести Dg_a(x);  Dg_a(x,y). Постулируется, что Dg_a = V_Z. Это дает нам основания применить изложенные выше методы решения прямых и обратных задач для количественной интерпретации наблюденных гравитационных аномалий. Цель количественной интерпретации аномалий силы тяжести – получить плотностной разрез геологической среды, на котором указываются  положения контуров возмущающих тел и рельеф геологических границ раздела  сред с разными плотностями. Процесс построения плотностных разрезов называют гравитационным моделированием.

В принципе процесс количественной интерпретации состоит в следующем. Прежде всего на карте Dg_a(x,y) по характеру поведения замкнутых изолиний локализованных аномалий намечают области распространения возмущающих тел, разделяя их на трехмерные и двухмерные. Выделяют участки на карте, где в аномальном поле силы тяжести доминирует рельеф тех или иных геологических границ. Далее каждая локализованная аномалия анализируется самостоятельно. Принимается решение: возмущающее тело будем аппроксимировать телом произвольной или правильной формы. В первом случае по геологическим данным строим первое приближение плотностного разреза и интерпретацию проводим методом подбора, т. е. выполняем гравитационное моделирование.  Во втором случае обращаемся к Атласу гравитационного поля для тел правильной формы и выбираем вид тела, создающего теоретическое поле, близкое к наблюденному интерпретируемой конкретной аномалии. Этот процесс называют аппроксимацией. Затем для данного тела правильной формы находим способ определения по теоретическому полю параметров этого тела. И эту методику применяем к наблюденному полю.

Например, рассматриваемую на карте  наблюденную аномалию  Dg_a(x,y) аппроксимируем возмущающим действием горизонтального цилиндра бесконечной протяженности. Строим график Dg_a(r)   вкрест простирания тела. На графике находим характерные точки: во-первых, точку r^max, где Dg_a(r)  принимает  максимальное (или минимальное при отрицательной плотности) значение;  в этой точке намечаем начало координат, т.е. полагаем  r = 0; во-вторых,  точку r_0.5, где Dg_a(r_0.5) . Определив r_0.5,  по формуле (5.49)  вычисляем глубину центра масс h = r_0.5 и массу сечения M; зная по лабораторным данным плотность s – находим по формуле (5.50) радиус r кругового цилиндра, соответственно его верхнюю   h_B = h – r   и  нижнюю  h_H = h + r   кромки.

Если локализованные аномалии можно аппроксимировать горизонтальным пластом небольшой мощности, то применяют метод касательных.

В случае аппроксимации наблюденного поля рельефом какой-либо геологической границы используют либо формулу (5.54) или ей подобные, либо, для приближенных расчетов, формулу (5.46), которая  при Dg_a в миллигалах и s  в г/см³ дает значения h в метрах, т. е.

h(x,y) = 23,87Dg_a(x,y)/ s                       (5.55) 

Так или иначе, применяя изложенные методы решения обратной задачи для гравитационного поля, в результате количественнной интерпретации наблюденного поля силы тяжести строят плотностные разрезы и гравитирующие структурные поверхности. Плотностные разрезы содержат контуры возмущающих тел и аномальные значения плотностей. Гравитирующие структурные поверхности – это рельеф геологических границ, разделяющих слои с разной плотностью. Плотностные разрезы строятся либо для отдельных тел, либо для осадочного чехла или отдельных его слоев, либо для кристаллического фундамента, либо для  всей земной коры.

Изложенные выше методы количественной интерпретации гравитационного поля разработаны в основном для отдельно взятых возмущающих тел и плотностных структурных (контактных) поверхностей (за исключением метода подбора). Наблюденное же аномальное поле силы тяжести отражает суммарную реальную картину плотностной неоднородности геологической среды. Поэтому для практического применения методов решения прямой и обратной задач теории гравитационного поля необходимо сначала из наблюденного поля выделить поле, обусловленное либо отдельно взятым возмущающим геологическим телом, либо какой-либо структурно-плотностной границей (например, рельефом поверхности фундамента и т. п.). В гравиразведке эта задача называется задачей разделения полей. Ее решение –величайшее искусство, требующее прекрасного знания геологии данного района и великолепного владения различного рода математическими методами извлечения из наблюденного поля нужного поля. Иначе говоря,  решение задачи разделения полей – это высокий уровень профессионализма. Поэтому здесь мы дадим только  основы решения задачи разделения полей.

В принципе любое суммарное поле можно разделить, если априори известно, что те или иные свойства разделяемых полей не перекрываются по своим характеристикам. Чем больше характеристики свойств разделяемых полей перекрываются, тем с меньшей надежностью разделяются поля. Например, пусть на некотором отрезке [–a, a] одно поле, назовем его региональным, постоянно, а другое поле, назовем его локальным, колеблется так, что в сумме его колебания равны нулю. Тогда, очевидно, что если на отрезке [–a, a] суммарное из этих полей осреднить, то среднее поле будет равно региональному. Локальное же поле получим, вычитая из суммарного поля региональное. Используем эту идею.

Согласно теории гравитационного поля материальная точка или шар создают поле, интенсивность которого обратно пропорциональна квадрату расстояния до центра масс. Следовательно, такие тела, будучи близко расположенными к  поверхности наблюдения, станут создавать резко выраженное поле. Наоборот, если их поместить  на значительные  глубины, то кривая поля будет существенно пологой (при прочих равных условиях). Имея в виду это свойство, гравитационным полям, обусловленным близко расположенными к поверхности наблюдения телами, придадим смысл локального поля, а полям, создаваемым глубинными телами, – регионального поля. Тогда для разделения наблюденного гравитационного поля на региональную и  локальную составляющую можно применять следующий простой метод, называемый методом осреднения.

На основе знаний геологии на исследуемой поисково-разведочной области выберем радиус площадки осреднения таковым, чтобы в пределах площадки региональное поле можно было принять постоянным, а локальное поле – колеблющимся относительно постоянного значения. Такую площадку  изобразим, скажем, на кальке и назовем ее палеткой осреднения. Затем палетка осреднения своим центром последовательно устанавливается в каждой точке наблюдения.. И каждый раз на нее выносятся наблюденные значения гравитационного поля. Осредняя в пределах палетки вынесенные на нее значения поля,  получим значение регионального поля, отнесенное к точке наблюдения. По этим значениям строится карта (или график) регионального поля в изолиниях. Разность наблюденного и регионального полей даст локальное поле.

В теории и практике гравиразведки имеется много способов выделения из наблюденного поля искомого гравитационного поля, основанных на самых разнообразных свойствах полей. В частности, широко используется следующее свойство: вторые (и более высокие) производные гравитационного потенциала (напримерV_ZX или V_ZZ, см. рис.5.1–5.5) ярче отражают поля близко расположенных к поверхности наблюдения тел, чем первые производные, к каковым относится поле  Dg_a.

Геологическая интерпретация гравитационных аномалий

В результате полевых гравиметрических работ и количественной интерпретации на поисково-разведочной площади получают карты аномалий силы тяжести (или графики при профильных наблюдениях), плотностные разрезы и карты глубин структурно-плотностных границ. Для понимания геологической значимости этих данных они анализируются совместно с геологическими материалами: геологическими и структурными картами, геологическими разрезами, построенными по данным бурения, с данными лабораторного определения плотности для различных горных пород. Процесс такого сопоставительного анализа называют геологической интерпретацией данных гравиразведки.

Для плотностных разрезов геологическая интерпретация состоит в определении абсолютных значений плотностей для выделенных на разрезе тел и  оценке их возможного вещественного (литологического) состава, для структурно-плотностных границ – в стратиграфической привязке построенных плотностных границ.

Геологической (качественной) интерпретации подвергаются и непосредственно карты наблюденных аномалий силы тяжести. Для этого они сопоставляются с различного рода геологическими картами (тектоническими, структурными, литолого-фациальными и др.) и выявляются закономерные связи гравитационного поля с теми или иными геологическими объектами. Впервые такое сопоставление было проведено крупнейшим геологом А. Д, Архангельским и выдающимся геофизиком В. В. Федынским по Восточно-Европейской платформе. Выявленные ими закономерности до сих пор являются основополагающими критериями при геологической интерпретации карт гравитационных аномалий. Они следующие:

- геологические структуры четко выражены в изолиниях гравитационного поля, которые фиксируют простирание и контуры структур; нередко крупным структурам соответствуют сложно построенные поля – зоны однородности полей;

- впадины и поднятия в рельефе кристаллического фундамента ярко отражаются в поле силы тяжести соответственно отрицательными и положительными соизмеримыми по площади аномалиями;

- интрузии кислого и основного состава характеризуются соответственно отрицательными и положительными локализованными аномалиями;

- глубинные разломы и зоны разломов в гравитационном поле выделяются цепочками локальных аномалий, высокими горизонтальными градиентами поля (сгущением изоаномал), сменой направлений простираний аномалий.

Такой подход применяется на всякой поисково-разведочной площади, при этом подобные закономерности уточняются, детализируются, выявляются новые, присущие только данной территории. Используя выявленные на основе сопоставительного анализа закономерности, по гравитационному полю удается прогнозировать местоположение и свойства геологических объектов,  вплоть до прогноза месторождений тех или иных видов полезных ископаемых. Поэтому гравитационный метод применяется для решения широкого круга геологических задач: при тектоническом районировании, геологическом картировании, изучении глубинного строения земной коры, решении таких структурных задач, как изучение соляных куполов, антиклинальных структур, для выявления неструктурных ловушек, при прямых поисках месторождений нефти и газа, поисках и разведке угольных месторождений, а также при поисках и разведке месторождений железных руд, хрома, меди, свинца, олова, алмазов, барита, калийных солей и  пр.