Інтерпретація даних гравірозвідки

Інтерпретація отриманих в результаті гравіметричних робіт даних завершує дослідження відповідної території. Розгляду підлягають карти ізоаномал і профілі значень Δg, наявні геологічні дані, матеріали вивчення густини зразків гірських порід, результати інших геофізичних досліджень.

При інтерпретації повинні бути виділені гравітаційні аномалії, виявлена форма, об’єм, глибина й елементи залягання геологічних тіл, що збурюють поле, установлені зв'язки гравітаційного поля з особливостями геологічної будови досліджуваної території.

Інтерпретація даних гравірозвідки неоднозначна. Це пояснюється двома основними особливостями гравітаційного поля. Перша полягає в тому, що вимірюване значення сили тяжіння в будь-якому пункті відбиває вплив «накладених» один на одного багатьох неоднорідностей у розподілі мас. Успішно інтерпретувати гравітаційні аномалії можна тільки після поділу впливу окремих геологічних об'єктів, що особливо важливо при пошуках локальних структур. Друга особливість складається в принциповій невизначеності рішення зворотної задачі по полю сили тяжіння (як і для будь-якого іншого потенційного поля).

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, платформені 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, зв'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 щільністю . Якщо відоме значення якій-небудь точці, де глибина залягання контактної поверхні z₂, то в будь-якій іншій точці , то глибину залягання верхньої і нижньої границь уступу і надлишкову щільність (m) можна оцінити по формулах , де - абсциси точок спостережень, у яких значення досягають 0,5 і 0,25 свого максимального значення. Сучасна кількісна інтерпретація - трудомісткий процес, як правило, вона виконується на основі використання обчислювальної техніки. Тим часом у практиці геологічних досліджень дуже часто важливо зробити орієнтовані розрахунки параметрів аномалієутворюючих тіл. З цією метою часто застосовують спрощені аналітичні вираження. До їхнього числа відноситься нерівність Сміта: , де = 0,7 для витягнутих і = 0,9 для ізометричних відповідно максимальне значення сили тяжіння максимальний горизонтальний градієнт; знімаються з інтерпретаційного графіка Δg, що проходить завжди поперек простягання інтерпретуючої аномалії через її центр.

У практиці рішення зворотної задачі крім розглянутих аналітичних способів застосовують і інші. Наприклад, використовують побудовані за формулами вирішення прямої задачі атласи теоретичних кривих. При їхній побудові по осі абсцис відкладається відношення горизонтальної координати до якого-небудь лінійного параметра по вертикалі (наприклад, до глибини залягання). Для багатьох тіл навіть правильної геометричної форми одержати аналітичне рішення прямої задачі, як уже вказувалося, важко. Однак його досить легко можна одержати з будь-якого заздалегідь заданим ступенем точності наближенням і відобразити у вигляді відповідних теоретичних кривих (палеток). Побудову палеток виконують по інтерпретаційному профілю для тіла визначеної форми, що має, однак, різні розміри, елементи залягання й інші параметри. Зіставлення експериментальної кривої з палеточними дозволяє підібрати теоретичну криву, найбільш близьку до тієї, що інтерпретується. Тим самим визначаються всі параметри аномалієутворюючого об'єкту, тобто зважується зворотна задача. Надійність її рішення легко визначити, знаючи ступінь співпадання інтерпретуючої кривої з палеточною.

Інтерпретація гравітаційних аномалій за аналітичними формулами і атласам теоретичних кривих, розрахованим для тіл правильної геометричної форми, часто дуже орієнтована. Для її уточнення широко застосовується спосіб підбору.

Спосіб підбору полягає у виборі такого тіла, форма, розміри, елементи залягання і густина якого дають розрахункову криву, що найбільше близько збігається зі спостереженою. Для цього широко використовуються ЕОМ. Крім того, для оцінки гравітаційного ефекту від тіл довільної форми використовуються спеціальні палетки.

Сутність побудови цих палеток у двовимірному варіанті зводиться до того, що вся площина нижче вихідної осі розбивається на елементарні площадки, що відзначаються рівною гравітаційною дією. За допомогою такої палетки будь-яке тіло може бути розбите на площадки, що робить на розрахункову точку однаковий гравітаційний вплив. Підрахувавши суму цих площадок і, помноживши їх на гравітаційний вплив однієї з них, одержимо гравітаційний вплив усього тіла. Очевидно, у такий спосіб можуть бути розраховані криві гравітаційних аномалій від будь-якої кількості тіл. Наведений підхід реалізується і при використанні комп’ютера для інтерпретації гравітаційного поля. При цьому робота інтерпретатора практично зводиться лише до підбору геологічного реального розташування геологічних тіл (петрогустинної моделі).

Гравірозвідка широко використовується при виконанні різних геологічних досліджень - від регіональних робіт до розвідки корисних копалин у межах експлуатаційних родовищ. При вирішенні задач глибинної геології на етапі регіональних досліджень гравіметричний метод застосовується для вивчення ізостатичного стану земної кори і процесів у літосфері, що супроводжуються переміщенням матеріалу чи зміною його густини. Використовують результати вивчення сили тяжіння і для побудови глибинних границь. Звичайно, використовують кореляційні залежності між глибинами до цих границь, що визначені сейсмічними методами й інтенсивністю аномалій сили тяжіння. Такі побудови дуже корисні для вивчення співвідношення і взаємодії між земною корою і верхньою мантією. Застосовується в глибинній геології також розрахунок глибин по аномаліях сили тяжіння. Оцінки цього параметра виконують, статистично обробляючи результати цих розрахунків, і визначають число можливих глибинних границь у досліджуваному регіоні. Широко застосовуються гравірозвідувальні матеріали також при вирішенні структурно-тектонічних задач і, у першу чергу, для тектонічного районування території, виявлення і простежування регіонів, оцінки глибин їхнього залягання. Досить ефективна гравірозвідка на цьому етапі при визначенні потужності осадового чохла, виявленні й оконтурюванні інтрузій, вивчення елементів плікативної тектоніки. Рішення структурно-тектонічних задач виконують звичайно на основі використання карт сили тяжіння в редукції Буге масштабів 1:1 000 000; 1: 500 000; 1: 200 000.

Дрібно- і середньомасштабні гравіметричні карти широко використовуються і при металогенічних дослідженнях. Особливо велике значення при цьому приділяють вивченню границь тектонічних блоків. Ці границі фіксуються підвищеними аномаліями сили тяжіння, витягнутими смугами локальних аномалій Dg. Досить надійно оцінюється потужність гранітного шару при дрібномасштабному районуванні. Зони збільшень потужності гранітного шару відзначаються мінімумами сили тяжіння.

Велике значення має використання гравірозвідувальних матеріалів при пошуках нафтогазоносних структур. Особливо ефективні гравіметричні дослідження для виявлення соляно-купольних структур. Вони були одними з перших об'єктів пошуків за допомогою розвідувальної геофізики. Густина солі, як правило, менше густини вміщуючих гірських порід, тому над соляними куполами часто реєструються мінімуми сили тяжіння до декількох десятків міллігал. Іноді вони ускладнюються максимумом. Це трапляється, коли соляне тіло прориває спочатку важкі шари, а потім більш легкі (у порівнянні із сіллю).

Якщо схили соляного купола досить круті, вивчення його за допомогою інших геофізичних методів (зокрема, сейсморозвідки) виконати досить важко, і тоді гравірозвідка - дуже ефективний метод для рішення цієї важливої задачі нафтової геології. Для пошуків соляно-купольних структур застосовують більш детальні гравіметричні зйомки (масштаб 1:100 000 і крупніше). Особливо ефективні при цьому варіометричні зйомки, тому що на другі похідні гравітаційного потенціалу менше впливають глибинні неоднорідності земної кори. Подібно соляним куполам, ефективним об'єктом для пошуків методами гравірозвідки є діапірові складки. Тут пластичною речовиною служить глина.

Дуже широко використовуються методи гравіметричної розвідки для пошуків рудних корисних копалин. Рудні тіла мають велику надлишкову густину в порівнянні з вміщуючими породами, залягають на малій глибині, мають замкнуту форму й обмежені розміри. Тому гравітаційні аномалії над рудними родовищами характеризуються великими горизонтальними градієнтами сили тяжіння, відносно невеликими амплітудами і горизонтальними розмірами.

Для пошуків і розвідки рудних тіл у зв'язку з цим використовують високоточні крупномасштабні гравіметричні зйомки з точністю до сотих мілігала. Гравірозвідка успішно використовується при картуванні залізистих кварцитів, ультрабазитів і прямих пошуків пов'язаних з ними хромітів, виявленні колчеданних руд та ін.

Гравірозвідка використовується також для картування вугленосних товщ, а в особливо сприятливих випадках — для пошуків і розвідки вугільних шарів.