Применение гравиметрии в геологии. Гравиметрия при решении задач изучения строения земной коры

 

 

В других случаях, указанных  выше, столь простое и наглядное  соотношение гравитационных аномалий с рельефом фундамента не наблюдается из-за сильного влияния внутренней структуры фундамента. Однако и в подобных случаях по гравитационным аномалиям можно судить о вероятной глубине и рельефе поверхности фундамента. Качественная оценка возможна по характеру локальных гравитационных аномалий, отражающих структурные элементы внутри фундамента (эти аномалии в большинстве случаев проявляются и в магнитном поле): на поднятиях фундамента аномальное гравитационное поле более пестрое, с большим количеством мозаичных аномалий; над впадинами аномальное поле спокойное, плавно меняющееся, с небольшим числом локальных аномалий, которые можно связывать со строением фундамента.

Возможна, однако, и количественная оценка глубины залегания фундамента. Для этой цели используются результаты количественной интерпретации тех аномалий, которые можно уверенно связывать с внутренним строением фундамента. Это, прежде всего, интенсивные (до 10 мгл и более) аномалии типа «гравитационной ступени». Последние связаны с крутопадающими контактами пород различной плотности внутри фундамента, идеализированным представлением которых в теории интерпретации является форма вертикального уступа. При справедливости подобного допущения глубина верхней угловой точки уступа может быть условно отождествлена с глубиной до поверхности фундамента. Эта идея была с положительным результатом проверена И. Г. Клушиным на аномалиях типа «гравитационной ступени» юго-восточной части Русской платформы (рисунок 1.5). Впоследствии было выяснено, что для подобных вычислений может быть с успехом применен другой, более простой способ с использованием трансформации аномалий ∆g в аномалию ∂∆g .

Региональные структуры  в толще осадочных пород во многих случаях могут быть выделены и исследованы по соответствующим этим структурам гравитационным аномалиям. Физико-геологическая природа этих сопутствующих аномалий в разных условиях может быть различной.

Валы и антиклинали  большой амплитуды, сложенные осадочными породами, дифференцированными по плотности, могут непосредственно обусловливать появление сопутствующих им гравитационных аномалий. В этом случае гравитационный эффект создается влиянием границ раздела в осадочных породах и частично рельефом поверхности фундамента, причем гравитационная аномалия, как правило, не отражается в магнитном поле (поскольку осадочные породы обычно практически не магнитны).

Пример такой аномалии над асимметричной валообразной платформенной структурой второго порядка амплитудой в несколько сот метров, ядро которой сложено плотными карбонатными породами палеозоя, приведен на рисунке 1.6. Вдоль крутого северного крыла структуры, нарушенного сбросом, карбонатные породы соприкасаются по тектоническому контакту с терригенной толщей мезо-кайнозоя. Северное крыло структуры непосредственно проявляется в гравитационном поле аномалией типа «гравитационной ступени». Аналогичным примером прямого гравитационного действия структуры осадочной толщи могут служить четкие полосовые минимумы силы тяжести над соляными антиклиналями Актюбинского Приуралья и других районов.

В ряде случаев крупным  платформенным структурам также  сопутствуют довольно четкие и интенсивные гравитационные аномалии положительного или отрицательного знака, однако структуры эти очень пологие, не включают резких плотностных границ и, повидимому, не могут служить непосредственной причиной наблюдаемых гравитационных аномалий. К тому же эти аномалии обычно сопровождаются аномалиями магнитными, что наводит на мысль о возможной связи гравитационных и магнитных аномалий с внутренним строением фундамента. Недостаток пластичности в породах быстро приводит к образованию в этих складках расколов, сдвигов и особенно надвигов.

1 — изоаномалы; 2 — положение крутого крыла структуры по геологическим данным; 3 — западное продолжение структуры по данным гравиразведки.

1 — разломы фундамента; 2 — флексурообразная структура в осадочном покрове; 3,4 — разновидности кристаллических сланцев.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Архангельского о связи  внутренней структуры фундамента с режимом колебательных движений, образовавших платформенные структуры, впоследствии подтвердилась многочисленными фактическими данными, и в настоящее время может считаться уже не гипотезой, а хорошо обоснованной теорией происхождения платформенных структур, во многих случаях, возникающих в связи с подвижками по разломам фундамента и согласующихся по-своему местоположению и простиранию с элементами внутренней структуры фундамента. Один из примеров связи внутренней структуры фундамента со строением толщи осадочных пород, надежно установленной бурением, и сейсморазведкой, приведен, на рисунке 1.7.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

2. Изучение глубинного строения Земли  с помощью гравиметрии

Изучение глубинного строения Земли имеет не только большое  теоретическое, но и огромное практическое значение: в настоящее время все  более отчетливо вырисовываются связи между строением глубинных зон Земли и распределением месторождений полезных ископаемых.

Ведущую роль в изучении внутреннего строения планеты играют методы сейсмологии. По их данным в  первом приближении Землю разделяют  на три основные геосферы, различающиеся  по своим физическим свойствам: земную кору, оболочку (мантию) и ядро. Земная кора, самая верхняя из геосфер, отделяется от мантии границей Мохоровичича (поверхность М), на которой наблюдается резкий скачок скорости распространения продольных и поперечных волн. Эта граница, возможно, связана с изменением либо химического, либо агрегатного состояния вещества.

По сейсмологическим данным земная кора также имеет слоистое строение: в ней выделяются три слоя, которые характеризуются увеличивающимися с глубиной скоростью распространения упругих волн и плотностью: слой осадочных пород и два слоя кристаллических пород, условно называемые гранитным и базальтовым. Сейсмологическими исследованиями установлено, что мощность земной коры изменяется от 4—8 км на океанах до 30 — 80 км на материках, при этом на океанах, как показывают сейсмические данные, отсутствует гранитный слой. В соответствии с таким строением земную кору обычно разделяют на три типа: континентальный, океанический и переходный.

Распределение силы тяжести  на земной поверхности непосредственно обусловлено строением Земли, особенно ее верхних частей: земной коры и слагающих кору структур. Использование гравиметрических данных для изучения земной коры тесно связано с так называемой теорией изостазии.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

2.1 Теория изостазии

Теория изостазии, предполагающая равновесное в гидростатическом смысле состояние земной коры относительно подстилающего ее субстрата, который рассматривается как жидкость. Хотя субстрат и не является жидкостью, по реакции на длительно действующие силы его можно считать жидкостью и оперировать понятиями гидростатики.

Возникновение теории изостазии  связано с попыткой Ф. Пратта и  Г. Эри объяснить расхождения  между наблюденными и вычисленными значениями отклонения отвеса, обнаруженные во время триангуляции в Индии в 1855 г. Наблюденные отклонения были значительно меньше вычисленных с учетом массы Гималаев. Поэтому Ф. Пратт полагал, что земная кора под Гималаями должна иметь меньшую плотность, чем в низменных районах Ганга. Г. Эри предложил иную гипотезу. Он считал, что земная кора имеет постоянную плотность, но разную мощность, и ее блоки плавают в субстрате, подобно льду в воде (рисунок 2.2).

Согласно гипотезе Пратта земная кора простирается до некоторой глубины Т (считая от уровня моря), на которой находится поверхность равного давления, называемая поверхностью компенсации или изостатической поверхностью. На этой границе наблюдается одинаковое давление вышележащих слоев. Для выполнения этого условия необходимо, чтобы плотность отдельных блоков земной коры, расположенных выше поверхности изостатической компенсации, была разной и удовлетворяла равенству:

где Н_к — высота континента над уровнем моря;  H_м — глубина моря; δ₀ — плотность земной коры на уровне моря;  δ_к и δ_м -плотность континентальной и морской коры.

Из этого равенства  следует, что δ_к < δ₀ < δ_м, т. е. чем выше расположена дневная поверхность относительно уровня моря, тем меньше плотность земной коры.

В гипотезе Эри земная кора имеет постоянную плотность δ₀ и плавает на более тяжелом субстрате с плотностью δ. По закону Архимеда имеем:

для моря

где h — мощность земной коры; h₀ — мощность земной коры на уровне моря; Н — превышение точки над уровнем моря (положительное на суше, отрицательное на море).

Таким образом, нижняя граница  земной коры является как бы зеркальным отображением рельефа физической поверхности  Земли: чем больше высота дневной  поверхности, тем на большей глубине  находится подошва коры, и наоборот; при этом превышения рельефа подошвы коры больше превышений рельефа дневной поверхности. Положив δ₀ = 2,7 и δ = 3,2 г/см³, получим, что отношение этих перепадов составляет для суши около 5,4, для моря 3,4.

Гипотеза Эри также  предполагает наличие поверхности  компенсации, за нее можно принять границу, проходящую через наиболее глубоко погруженные корни гор.

Ф. Венингом Мейнесом была предложена схема региональной изостатической компенсации, принимающая во внимание механические свойства земной коры, например ее прочность, препятствующую прогибу при небольших нагрузках. По этой гипотезе земная кора рассматривается как упругая плоская пластина, прогибающаяся под действием топографических масс, возвышающихся над уровнем моря. По своему физическому смыслу гипотеза Венинга Мейнеса аналогична гипотезе Эри: земная кора постоянной плотности и переменной мощности находится в состоянии гидростатического равновесия по отношению к субстрату.

 

 

 

 

 

2.2 Изостатической компенсация

Каждая из названных изостатических гипотез выводит закон распределения  масс в земной коре в зависимости  от рельефа дневной поверхности. Поэтому, приняв одну из этих гипотез, можно вычислить действие масс, компенсирующих действие рельефа дневной поверхности, — изостатическую поправку δg_i. Эту поправку обычно вводят в наблюденное значение силы тяжести совместно с топографической поправкой δg_t, удаляющей влияние внешних масс. Аномалии силы тяжести, учитывающие эти поправки, называются изостатическими:

где δg_h — поправка за высоту.

Изостатическне редукции вычисляют с помощью специальных  палеток и таблиц. Существует много  способов определения этих поправок, даже для каждой из гипотез в зависимости  от принятых исходных данных (глубина  компенсации, плотность коры и подстилающего субстрата) имеется несколько вариантов. При помощи поправочных коэффициентов можно перейти не только от одного варианта к другому в пределах одной гипотезы, но и от одной гипотезы к другой.

В случае идеальной изостатической компенсации изостатические аномалии должны быть равны нулю. Наличие аномалий означает, что изостатического равновесия в виде принятой схемы в данной области не существует.

По своему физическому смыслу изостатические аномалии относятся к категории геологических редукций: на основе определенных гипотез вносится поправка за геологическое строение района. Изостатические редукции базируются на весьма общих предположениях о строении земной коры в целом, и в этом их существенный недостаток по сравнению с редукциями, которые не зависят от гипотез о геологическом строении исследуемой территории (в свободном воздухе, Буге, топографическая).

Эти замечания не означают, что принцип изостазии вообще ставится под сомнение. Вычисление изостатических аномалий, а также  их сравнение с аномалиями Буге и  в свободном воздухе показывает, что земная кора в целом находится  в состоянии гидростатического равновесия, но это равновесие соблюдается только для весьма обширных территорий крупных структур планетарного масштаба. Но во многих районах земного шара изостатического равновесия не наблюдается. Сопоставление аномалий силы тяжести с высотой точек наблюдения позволяет сделать некоторые заключения о строении земной коры. Для небольших территорий наблюдается зависимость аномалий в свободном воздухе от высоты: аномалии повторяют дневной рельеф с тем или иным коэффициентом корреляции. Для аномалии Буге при соответствующем выборе плотности аналогичной зависимости не наблюдается.

где h — мощность коры, км; — аномалия силы тяжести в редукции Буге, 10 ⁵ м/с²; H — высота над уровнем моря, км.

Эти зависимости позволяют  определить наиболее вероятное значение мощности земном коры в любом пункте земного шара.

Сопоставление аномалий Буге с высотой выявляет их линейную корреляцию. Подобное поведение аномалий подтверждает принцип изостатической компенсации, так как избытки масс, выступающие над уровнем моря, компенсируются недостатком масс на глубине. Подобное поведение аномалий подтверждает принцип изостатической компенсации, так как избытки масс, выступающие над уровнем моря, компенсируются недостатком масс на глубине. Корреляция аномалий Буге с высотой позволяет искать эмпирические зависимости между тремя величинами: глубиной границы Мохоровичича, аномалией силы тяжести и высотой. Естественно, при этом используют осредненные значения аномалий и рельефа. Эти статистические связи определялись многими авторами на основе сопоставления мощности коры по сейсмическим данным с аномалиями силы тяжести и рельефом. Результаты, полученные Р. М. Деменицкой (рисунок 2.3,2.4), выражаются следующими уравнениями: