Тема 2.3 Інтерпретація даних гравірозвідки

Лекція 4

Інтерпретація отриманих у результаті гравіметричних робіт даних закінчує дослідження відповідної території. Інтерпретація розпочинається з аналізу: 1) карт ізоаномаль та значень профілю; 2) матеріалів вивчення густини зразків гірських порід; 3) результатів інших геофізичних та геологічних досліджень.

На етапі інтерпретації виділяються гравітаційні аномалії, встановлюється форма та об’єм, глибина та елементи залягання геологічних тіл, зв’язок гравітаційного поля з особливостями геологічної будови території, що вивчається.

Інтерпретація даних гравірозвідки не має єдиного тлумачення, що пояснюється двома основними особливостями гравітаційного поля: перша полягає у тому, що виміряне значення сили тяжіння у будь-якому пункті, відображає сумарний гравітаційний ефект від усіх мас під пунктом спостереження; друга особливість полягає в принциповій невизначеності рішення зворотньої задачі по полю сили тяжіння (як і для будь-якого іншого потенціального поля).

Геологічна інтерпретація гравірозвідувальних даних поділяється на два основних етапи: якісна інтерпретація та кількісна інтерпретація.

Якісна інтерпретація гравіметричних даних є основним етапом інтерпретації. Якісна геологічна інтерпретація встановлює: 1) вірогідні геологічні фактори, які впливають на геологічне поле; 2) місце положення геологічних структурних елементів або рудних тіл, наявність яких можна передбачити за результатами розвідки; 3) ділянки для проведення детальних робіт; 4) точки для закладання свердловини або інших гірських виробіток; 5) можливість, доцільність, умови і ступінь детальної кількісної інтерпретації. Важливим прийомом для виконання якісної інтерпретації гравірозвідувальних даних є використання методу аналогій. Цей метод широко використовується, коли інтерпретуються гравірозвідувальні матеріали на етапі рекогницирувальних зйомок районів, які ще недостатньо вивчені, та особливо при вивченні поля сили тяжіння районів, геологічна будова яких за своєю будовою подібна до тих, що вивчались раніше. До прикладу, якщо у районі досліджень є широкий вияв соляно-купольної тектоніки, коли соляні штоки виділяються мінімумами , то віднайдення нових мінімумів сили тяжіння достатньо надійно може вказувати на існування інших соляних куполів.

Якісною інтерпретацією встановлюється форма, простягання, розміри аномалій. За формою аномалії поділяють на ізометричні, витягнута та аномалії контакту, а за знаком – на додатні та від’ємні. Форма аномалій безпосередньо пов’язана з формою геологічних тіл, що викликають збурення. Зокрема, ізометричні аномалії можуть бути пов’язані з соляними куполами, кімберлітовими трубками, лінзоподібними та гніздоподібними рудними покладами, штоками, інтрузивними тілами. Витягнуті аномалії можуть бути зумовлені антиклінальними та синклінальними складками, пластоподібними тілами. Контакти порід, які розрізняються за густиною, характеризуються зонами різких градієнтів.

Гравітаційні аномалії, залежно від розмірів та інших особливостей, поділяють на регіональні, локальні, гравітаційні ступені. Походження та характер гравітаційних аномалій визначається такими факторами, як будова товщі осадових порід; рельєфу поверхні кристалічного фундаменту; глибинної будови земної кори. З цих перші три у загальному утворюють локальні аномалії сили тяжіння. Причиною регіональних аномалій є неоднорідність земної кори, які відображають особливості її глибинної будови. Найбільш яскравий прояв неоднорідності глибинної будови земної кори у тектонічно активних областях (геосинкліналі, активізовані ділянки платформ). На типових платформах цей вплив слабкіший, а на докембрійських щитах – відсутній.

У зв’язку з цим платформенні області характеризуються не достатньо диференційованими інтенсивністю у декілька десятків мГл. Контури віднайдених незначних аномалій за звичаєм нечіткі, розмиті. У той же час у геосинклінальних областях спостерігаються великі від’ємні значення поля, дуже диференційованого і лінійно витягнутого вздовж геосинклінальної зони. Міжгірські та передгірські западини, замовлені потужними товщами причиненого матеріалу, зім’ятого у складки, характеризуються регіональними мінімумами, на фоні яких виділяються ланцюжки витягнутих локальних максимумів та мінімумів. Границі між платформами та геосинклінальними зонами у гравітаційному полі відображаються у вигляді гравітаційних сходинок. Вони являють собою лінійно витягнуті вузькі зони з великими градієнтами значень . На молодих складчастих спорудах аномалії мають великі від’ємні значення (2×10^-3¸4×10^-3м/с²). На рівнинних районах аномалії змінюються від +1×10^-3 до -1×10^-3м/с². В акваторіях морів та океанів спостерігаються, головним чином, додатні аномалії, а в районах глибоководних океанічних западин вони досягають значень +4×10^-3м/с² .

Ці особливості, на перший погляд, здаються парадоксальними. Дійсно, гірські масиви складчастих областей повинні викликати додатні аномалії, а океанічні западини – від’ємні. Ця невідповідність пояснюється з позиції гіпотези ізостазії. Відповідно до неї земна кора прагне до рівноваги, яке постійно порушується різноманітними геологічними процесами (тектогенез, осадонакопичення, зледеніння і т.п.). При цьому область земної кори, у яких відбувається чергове порушення, причиняють рух, щоб відновити порушену рівновагу. Надлишок мас на поверхні, відповідно до принципу ізостазії, компенсується їхньою нестачею унизу. Визначення принципу ізостазії приведено до такого зведення сили тяжіння, у якому враховується вплив компенсуючих мас (ізостатична редукція). Обчислені з врахуванням ізостатичної редукції аномалії сили тяжіння повинні знаходитись поміж аномалій у вільному повітрі та аномаліями Буге. Якщо на території, яка вивчається існує компенсація мас, то аномалії у вільному повітрі – додатні, а Буге – від’ємні. Коли ж аномалії у вільному повітрі та Буге з одним знаком, то область набула стану ізостатичної компенсації. А отже, навіть характер гравітаційних аномалій дозволяє зробити важливі геологічні висновки.

За характером гравітаційного поля можна отримати певне уявлення (приблизне) щодо глибини залягання об’єктів, які створюють збурення, та кутів їхнього падіння. Ця оцінка грунтується на тому, що зі збільшенням глибини залягання тіла ширина аномалії збільшується, а градієнт поля зменшується. Коли наявно вертикальне падіння тіла, тоді аномалія має симетричний вигляд, коли ж нахильне – асиметричний.

Коли виконується геологічна інтерпретація гравірозвідувальних профілів, слід пам’ятати, що спостережене аномальне геологічне поле викликано багатьма причинами. Зафіксовані аномалії відображають вплив як поверхневої частини земної кори, так і більш глибоких горизонтів Землі. Знаходження та подальша оцінка аномалії від геологічного об’єкту у сумарному гравітаційному полі необхідна, що величина її перевищувала величини аномалій від інших тіл. З цією метою необхідно досягти “підсилення” аномалій, які цікавлять нас, та зменшення інших, тобто провести певне перетворення або трансформацію спостережного гравітаційного поля. Вочевидь, що ефективність подібного перетворення буде залежати від різниці властивостей тіл, які утворюють аномалії, - різниці в глибині їхнього залягання, різноманітності їхніх форм, густин і т.п.

Існує декілька способів трансформації гравітаційних полів. Найбільш розповсюдженими є три основні операції: 1) аналітичне продовження спостереженого поля аномалії сили тяжіння на інші рівні; 2) осереднення аномального поля; 3) вирахування вищих похідних потенціалу сили тяжіння.

Трансформація шляхом аналітичного продовження поля аномалій сили тяжіння на інший рівень переводиться на площину, яка розташована вище або нижче площини спостереження (аналітичного продовження або ж трансформація у верхній або нижній напівпростір). У першому випаду аномалії від дрібних та неглибоко та неглибоко розташованих мас стають неясними та згладжуються значно швидше, ніж від великих та глибоко розташованих тіл, а у другому – по ступеню наближення площини спостережень до локального об’єкту досліджень той має більш чіткий вплив у аномальному полі; у той же час тіла, що глибоко розміщені, мають чіткий прояв. Розв’язок задачі аналітичного продовження поля аномалій сили тяжіння на інші рівні грунтується на обчисленні інтегралу Пуасона та здійснюється за допомогою ЕОМ.

Сутність способу осереднень полягає у послідовному розрахунку середньоарифметичних значень у “вікні осереднень” радіуса R або ж у квадраті стороною 2а. Значеня , відзняті у вузлах квадрату або кола, відносяться до центру “вікна”. Потім зміщують “вікно” по поверхні карти, знову підраховують середнє і т.п. При цьому отримують нову карту згладжених значень , яка відображає поведінку регіонального поля. Дрібні аномалії, пов’язані з неоднорідностями густини верхньої частини розрізу, з-за такого осереднення практично зникають. Аномальні значення визначаються як різниця спостереженого значення у даній точці та середнього у цій же точці. Розміри аномалій, які отримані шляхом осереднення, залежать від величина r та а, які називаються радіусом осереднення. Найкращі результати отримують, якщо у межі площадки попаде достатня кількість аномалій, за площею в декілька разів менше площі осереднення.

Подібним до описаного є спосіб варіацій, який застосовується для виділення локальних аномалій. Локальна аномалія обчислюється за формулою: , де - значення сили тяжіння на кінцях радіусу R. За знайденими значеннями будують новий графік .

Обчислення вищих похідних потенціалу сили тяжіння дозволяє побачити локальні аномалії. Зі збільшенням відстані від мас, що викликають збурення, вищі похідні потенціалу зменшуються швидше, ніж перші похідні. Внаслідок цього підсилюється ефект від дрібних та неглибоко розташованих аномальних мас порівняно з великими та глибоко розміщеними тілами. Як підсумок виконання перетворень є будова карт трансформованих аномалій, на яких геологічні об’єкти, що становлять інтерес, видно чіткіше, ніж на початковій карті.

Кількісно інтерпретуються параметри тіл, що викликають збурення, їхні маси та густини. Результатом інтерпретації є намальовані геолого-географічні розрізи певних напрямків (інтерпретаційні профілі), структурні карти поверхонь розділу середовищ з різною густиною. Найбільшого застосування у кількісній інтерпретації знайшли аналітичний спосіб та спосіб добору.

Аналітичний спосіб інтерпретації базується на використанні формули для тіл правильної геометричної форми, якими апроксимуються регіональні геологічні тіла. При цьому проводиться оцінка параметрів поля (глибини залягання, надлишкової маси та інші).

Інтерпретація зведена до розв’язку прямої та зворотньої задач гравірозвідки. Пряма задача полягає у знаходженні елементів гравітаційного поля, якщо задано розподіл параметрів (форма, глибина залягання тіла, що викликає збурення, його густина, тощо). Вона має тільки один розв’язок. Щоб розв’язати пряму задачу у теорії гравірозвідки було розроблено спеціальний математичний апарат – інтегральні формули, у яких похідні гравітаційного потенціалу є функціями розподілу мас, які утворюють аномалії. На практиці це підстановка границі інтегрування для певного тіла. Найбільш просто вирішується при цьому двовимірна задача – коли обчислюється розподіл похідних гравітаційного потенціалу по лінії, яка перетинає проекцію джерела, яке утворює аномалію, на поверхні спостережень, та такої, що проходить через його центр та перпендикулярно простяганню тіла. Існують достатньо прості вирішення цієї задачі для цілого ряду тіл геометрично правильної форми, близьких за формою до витягнених геологічних об’єктів. Це горизонтальна матеріальна напівплощина, горизонтальний стержень, циліндр, вертикальний виступ, вертикальний пласт, пласт під нахилом, прямокутна нескінченна призма та інші. Набагато складнішим є процес розв’язку трьохвимірної задачі. Але ж для серії правильних геометричних форм (матеріальна точка, сфера, вертикальний стержень, круговий диск, вертикальний круговий циліндр, прямокутний паралелепіпед) отримані відповідні аналітичні вирази. Якщо точний аналітичний розв’язок задачі доволі складний або ж зовсім є неможливим, тоді причинну задачу розв’язують приблизно відображаючи отримані результати графічно у вигляді кривих палетки. Так, зокрема, роблять, якщо розглядається об’єкт, який створює аномалію та який не можна звести до тіла правильної геометричної форми.

Зворотня задача полягає у визначенні параметрів тіла збурення за відомими значеннями поля аномалії сили тяжіння. Вона розв’язується неоднозначно, через те що однакові аномалії сили тяжіння можуть бути пов’язані з геологічними об’єктами різної форми, розмірів, густини. Тому для підвищення вірогідності інтерпретації необхідно мати відомості про густину порід, які складають даний район, а також про ймовірну форму тіл, які досліджуються та створюють аномалії. Природно, що результати іетерпретації будуть тим вірогіднішими, чим більше обгрунтованіше буде вибрана модель досліджуваного поля. Методи розв’язку зворотньої задачі застосовують як для інтерпретації відносно простих аномалій, які можна апроксимувати тілами простої геометричної форми за допомогою аналітичних методів, зокрема, методом характерних точок, так і коли інтегруються складні аномалії за допомогою палеток, методом послідовного наближень з використанням ЕОМ.

У методі характерних точок використовуються формули розрахунку аномалій та других похідних гравітаційного потенціалу для тіл простої форми, які отримані при розв’язку прямих задач. Дослідженнями аналітичних виразів дозволяють визначити координати характерних точок відповідних похідних (звідси назва методу). Звичайно це є точки максимуму і мінімуму, напівмаксимуму, нульових значень. Знаходять також значення аномалії у точках максимуму та мінімуму. Цей аналіз дозволяє отримати систему рівнянь по кожному тілу. З неї визначають невідомі елементи залягання тіла, що створює аномалію, тобто розв’язують зворотну задачу. Так, для тіл сферичної форми значення сили тяжіння та її горизонтального градієнта на будь-якому з профілів, який проходить через епіцентр тіла визначають за формулами:

та , де

- надлишкова маса тіла; - глибина залягання центра сфери; - гравітаційна стала; ; - абсциса довільної точки на вісі (рис.3). Максимум кривої знаходиться над центром кулі (х=0) та дорівнює: . Якщо точка віддалена від максимуму на відстань , де , або .

Звідси можна знайти глибину залягання центра сфери.

Надлишкова маса буде дорівнювати: . Параметри h та М визначають на кривій , . Виходячи з того, що , то, якщо є відомою надлишкова густина сфери , можна знайти її радіус , а за надлишковою масою тіла, його надлишковій та дійсній густині можна вирахувати усю масу за формулою

,

,

звідки .

Підставивши у значення , отримуємо чисельне значення максимуму. Розглянутий приклад дуже важливий у практиці геологічної інтерпретації гравірозвідувальних даних. Геологічні тіла, які можна прирівняти до сфери, дуже різноманітні: поклади гніздоподібні та штокоподібні, карстові форми, соляні куполи.

Іншою, яка дуже часто зустрічається у природі, формою є поверхня контакту. Коли ж катується контактна поверхня, можна застосовувати спрощену формулу, яка грунтується на припущенні, що спостережене гравітаційне поле зумовлено тільки дією цієї поверхні з надлишковою густиною .

Якщо є відомим значення у будь-якій точці, де глибина залягання контактної поверхні , то у будь-якій іншій точці .

Якщо є декілька точок з відомими та , то можна оцінити . Глибину залягання верхньої та нижньої границь виступу та надлишкову густину () оцінити за формулами:

; ; ,

де та - абсциси точок спостережень, у яких значення досягають 0,5 та 0,25 свого максимального значення. Сучасна кількісна інтрпретація – трудомісткий процес, який частіше за все виконується з використанням обчислювальної техніки. Між тим, та практиці геологічних досліджень важливо виконати орієнтовні розрахунки параметрів тіл, які створюють аномалії. З цією метою нерідко застосовують спрощені аналітичні вирази. До них відноситься рівняння Сміта: ^, де для витягнутих та для ізометричних тіл, а відповідно максимальне значення сили тяжіння та максимальний горизонтальний градієнт; та відлік беруть по інтерпретаційному графіку , який проходить завжди впоперек простягання аномалії, яка інтерпретується , через її центр.

На практиці розв’язок зворотньої задачі крім розглянутих аналітичних способів застосовують й інші. Наприклад, використовують побудовані за формулами розв’язку прямої задачі атласи теоретичних кривих. Щоб їх побудувати, по вісі абсцис відкладають відношення горизонтальної координати до будь-якого лінійного параметра по вертикалі (наприклад, до глибини залягання). Для багатьох тіл навіть правильної геометричної форми аналітичний розв’язок прямої задачі, як вже зазначалось, є важкою справою. Однак, його з достатньою легкістю можна отримати з будь-яким наперед заданим ступенем точності наближення та намалювати у вигляді відповідних теоретичних кривих (палеток). Побудова палеток виконується вздовж інтерпретаційного профілю для тіла визначеної форми, яке має різні розміри, елементи залягання та інші параметри. Співставлення експериментальної кривої з палетковими дозволяє підібрати теоретичну криву, яка найбільш подібна до інтерпретованої. Тим самим визначаються усі параметри об’єкту, що створює аномалію, тобто розв’язується зворотна задача. Надійність її розв’язку легко визначити, знаючи ступінь співпадіння інтерпретованої кривої з палетковою.

Інтерпретація гравітаційних аномалій за аналітичними формулами та атласами теоретичних кривих, розрахованих для тіл правильної геометричної форми, нерідко досить орієнтовна. Для її уточнення широко застосовується метод підбору.

Спосіб підбору полягає у виборі такого тіла, форма, розміри, елементи залягання та густина якого дають розрахункову криву, яка найбільш співпадала б зі спостереженою. Для цього широко використовується ЕОМ. Крім того, щоб оцінити гравітаційний ефект від тіл довільної форми використовуються спецпалетки.

Сутність побудови цих палеток полягає в тому, що вся площина нижче початкової вісі розбивається на елементарні площадки, гравітаційний вплив яких розраховується за допомогою формул та які мають однакову гравітаційну дію.

За допомогою такої палетки будь-яке тіло може бути розбито на площадки, які здійснюють на розрахункову точку однаковий гравітаційний вплив. Підрахувавши суму цих площадок та після множення їх на гравітаційний вплив однієї з них, отримуємо гравітаційний вплив всього тіла. Вочевидь, таким чином можуть бути розраховані криві від будь-якої кількості тіл.

Гравірозвідка широко використовується, коли виконують різноманітні геологічні дослідження від регіональних робіт до розвідки корисних копалин у межах родовищ, що знаходяться в експлуатації. Для розв’язку задач глибинної геології на етапі регіональних досліджень гравіметричний метод застосовується для вивчення ізостатичного стану земної кори та процесів у літосфері, які супроводжують пресування матеріалу або зміною його густини. Використовують результати вивчення сили тяжіння та для побудови глибинних границь. При цьому користуються кореляційними залежностями між глибинами до цих границь, які визначені сейсмічними методами та інтенсивністю аномалій сили тяжіння. Такі будови дуже корисні для вивчення співвідношень та взаємодії земної кори з верхньою мантією. Застосовується в глибинній геології також розрахунок глибин за аномаліями сили тяжіння. Оцінка цього параметра виконується з статичною обробкою результатів цих розрахунків, визначають число можливих глибинних границь у досліджуваному районі. Широко застосовуються гравірозвідувальні матеріали також для розв’язку структурно-тектонічних задач та у першу чергу, для тектонічного районування території, знаходженнята простеження районів, оцінки глибини їхнього залягання.

Достатньо ефективною є гравірозвідка на цьому етапі для визначення потужності осадового чохла, виявлення та оконтурювання інтрузій, вивчення елементів пиікативої тектоніки. Розв’язок структурно-тектонічних задач виконують звичайно на базі використання карт сили тяжіння у редукції Буге масштабів 1:1000000; 1:500000; 1:200000.

Дрібно- та середньомасштабні гравіметричні карти широко використовуються і у металогенічних дослідженнях. Особливо великого значення при цьому приділяють вивченню границь тектонічних блоків. Ці границі досліджуються підвищеними аномаліями сили тяжіння або витягнутими солугами локальних аномалій . Достатньо надійно оцінюється потужність гранітного шару у дрібномасштабному районуванні. Зони збільшення потужності гранітного шару відмічені максимумами сили тяжіння.

Великого значення набуває використання гравірозвідувальних матеріалів у пошуках нафтогазоносних структур. Особливо ефективними є гравіметричні дослідження для знаходження соляно-купольних об’єктів пошуку за допомогою розвідувальної геофізики. Густина солі, як правило, менше густини оточуючих гірських порід, тому над соляними куполами часто реєструють мінімуми сили тяжіння до декількох десятків мілігал. Іноді вони ускладнюються максимумом. Це відбувається, коли соляне тіло прориває спочатку важкі шари, а потім більш легкі (порівняно з сіллю).

Якщо схили соляного купола достатньо круті, вивчення його за допомогою інших геофізичних методів (зокрема, сейсморозвідкою) практично є можливим, і тоді гравірозвідка – єдиний ефективний метод для розв’язку цієї дуже важливої задачі нафтової геології. У пошуках соляно-купольних структур застосовують гравіметричні зйомки (масштабу 1:100000 та більшого). Особливий ефект дають при цьому варіаметричні зйомки, тоді як на другі похідні гравітаційного потенціалу менше впливають глибинні неоднорідності земної кори. Подібно до соляних куполів, ефективним об’єктом пошуків методом гравірозвідки є діапірові складки. Тут токсичною речовиною є глина.

Широко застосовуються методи гравіметричної розвідки у пошуках рудних корисних копалин. Рудні ж тіла характеризуються великою надлишковою густиною порівняно з оточуючими породами, залягають на невеликій глибині, мають замкнену форму та обмежені розміри. Тому гравітаційні аномалії над рудними родовищами характеризуються великими горизонтальними градієнтами сили тяжіння, відносно невеликими амплітудами та горизонтальними розмірами.

На пошук та розвідування рудних тіл у зв’язку з цим використовують високої точності велико маштабні гравіметричні зйомки з точністю у декілька сотих мілліона. Гравірозвідка з успіхом використовується для картування залізистих кварцитів, ультрабазитів та прямих пошуках, пов’язаних з ними хромітів, виявленні колчеданових руд та інших. Гравірозвідка використовується також для картування вугленосних товщ.

ІІ МАГНІТНА РОЗВІДКА

Магнітна розвідка (магніторозвідка) базується на вивченні особливостей розподілу геомагнітного поля та вирішенні на цій основі різноманітних геологічних задач. У основу метода покладено явище магнетизму, яке є однією з фундаментальних властивостей фізичних тіл та яке має прояв від елементарних частин до фізичних тіл.