Геологическая природа аномалий Буге.

Определить геологическую природу геофизической аномалии – это значит поставить ей в соответствие геологическое тело – неоднородность недр, являющееся источником этой аномалии. В случае, если аномалии обусловлены суммарным, интегральным воздействием нескольких источников, нескольких факторов разреза, необходимо, насколько это возможно, уяснить, какова доля каждого фактора в формировании этой интегральной аномалии. Применительно к гравиразведке речь будет идти о плотностных неоднородностях разреза. Напомним, как различаются плотности горных пород.

Обычно в строении разреза, во всяком случае, на платформенных территориях, участвуют осадочные породы, составляющие платформенный чехол, и кристаллические образования фундамента. Плотность кристаллических пород выше. Верхнюю часть фундамента слагают породы гранитно-метаморфического комплекса коры со средней плотностью 2,7·10³кг/м³, а под ними залегают основные породы с большим содержанием окислов железа – базальты, габбро и т.п. Их средняя плотность доходит 2,9-3,0·10³кг/м³. Осадочный чехол составляют породы терригенного комплекса – прежде всего песчанистые (σ=2,3-2,45·10³кг/м³), карбонатного комплекса – известняки и доломиты с плотностью от 2,5 до 2,7·10³кг/м³ и каменные соли, имеющие самую малую плотность - ~ 2,1-2,2·10³кг/м³. Если границы, разделяющие такие толщи залегают негоризонтально, то есть в рельефе этих поверхностей раздела имеются поднятия (выступы) и погружения (впадины) или если, скажем, интрузии базальтов в фундаменте пронизывают гранитно-метаморфический комплекс и т.п., то над такими геологическими феноменами в поле силы тяжести возникают аномалии, которые лучше всего выявляются на картах, построенных именно с введением редукции Буге. Таким образом, из всего сказанного следует важный вывод: кроме притяжения Земли и кроме центробежной силы на величину ускорения силы тяжести влияет еще один существенный фактор – плотностная неоднородность земной коры. Галилею казалось, что ускорение силы тяжести на Земле – это величина постоянная, но оказалось, что это не так. Вывод о том, что неоднородности геологического строения Земной коры могут отражаться на силе тяжести, впервые сделал Федор Петрович Литке – русский мореплаватель и географ, адмирал, исследователь Арктики еще в 19^ом веке. Над относительно плотными породами значения Δg_а^Б увеличиваются, а над относительно рыхлыми – уменьшаются и именно эти отклонения называют гравитационными аномалиями.

Итак, попытаемся выделить определенные, вполне конкретные физико-геологические факторы разреза Земной коры (ЗК), то есть элементы его строения - геологические тела, которые в силу особенностей своей геометрии, формы, местоположения и своей плотностной характеристики принимают участие в формировании суммарных аномалий Буге, в растяжении пружины прибора-гравиметра грузиком - единичной массой. И попытаемся дать сравнительную оценку гравитационным влияниям отдельных факторов разреза, то есть оценить их долевое участие в формировании аномалий Δg. Будем все это делать на примере ФГМ разреза платформенной территории. Прежде всего вспомним, что одной из определяющих особенностей разреза платформенной территории является его двухъярусное строение. Нижний ярус носит название – консолидированное основание или кристаллический фундамент (КФ). Верхний ярус – осадочный чехол. Плотность осадочных пород зависит от их состава и ряда других факторов: возраста, глубины залегания, давления, которое оказывают на них вышележащие породы (от геостатической нагрузки). В целом, если мощность осадочного чехла не превышает 4-5 км, его среднюю плотность можно принять равной 2,5·10³кг/м³, тогда как у кристаллических она не менее 2,7·10³кг/м³. В общем случае граница, разделяющая породы чехла и фундамента залегает не горизонтально (рис.8), то есть в рельефе поверхности КФ выявляются выступы и погруженные области.

 

 

 

Рис 8. К построению обобщенной плотностной ФГМ (фактор 1).

 

Итак, первый физико-геологический фактор разреза, участвующий в формировании аномалии Буге, можно обозначить как рельеф поверхности кристаллического фундамента. Наибольшая амплитуда максимумов над выступами фундамента доходит (как свидетельствуют литературные источники) до 50 мГал, а интенсивность относительных минимумов не превышает 30 мГал. Максимумы имеют бóльшую амплитудную выразительность, поскольку «механизм» гравитационного действия (исходя из законов тяготения) это m/r² и чем меньше r, тем амплитуда аномалии больше, и напротив, чем глубже неоднородность, тем слабее она выражается в аномальном поле.

Еще один сильный гравиактивный фактор – неоднородность внутренней структуры фундамента. Эта неоднородность в рамках существующих представлений о строении фундамента иллюстрируется моделью рис.9.

 

 

 

Рис.9. К построению обобщенной плотностной ФГМ (фактор 2).

 

Здесь в схематизированном виде представлена ситуация, когда интрузии базальтов (Б) пронизывают породы гранитно-метаморфического комплекса (Г) Земной коры. Эти базальтовые или габброидные штоки могут иметь очень значительные размеры и массу, в результате чего над ними нередко регистрируются аномалии, интенсивностью более 100мгал, имеющие характерную пикообразную форму. Кристаллический фундамент в целом – самая неоднородная, гетерогенная часть разреза Земной коры и, помимо этого, самая объемная. Поэтому именно здесь в толще фундамента встречаются наиболее крупные массы – плотностные неоднородности, создающие самые интенсивные аномалии в гравитационном поле. Кроме этого, именно в фундаменте распространены неоднородности типа рудных тел, разломы и прочие элементы геологического строения вертикально-блокового характера, которые находят контрастное отображение в поле Δg. В связи с этим, можно утверждать, что вышеназванные физико-геологические факторы определяют основной рисунок аномального поля силы тяжести.

Еще один весьма активный физико-геологический фактор, дающий самый значительный вклад в суммарное поле Δg получил название глубинного фактора. Глубинный фактор определяется рельефом поверхности Мохоровичича (М), то есть подошвы Земной коры, или границы кора-мантия, и горизонтальной неоднородностью верхнемантийного вещества. Дело в том, что мантийные образования плотнее коровых на 0,3-0,4·10³кг/м³, а поверхность М под континентами погружается (местами до глубины 70 км), а под океанами воздымается до отметок 7-10 км ниже уровня моря. Таким образом, над океанами возникают максимумы Δg (+300-400 мГал), а над континентами регистрируются минимумы Δg (до -300-400мГал). Общий перепад значений поля на расстоянии от центра материка до центра океана (десятки тысяч километров) доходит до 600-800 мГал. Однако, если оценить градиент изменения Δg на километр, то он получается очень небольшим, из-за чего на результатах разведочных гравиметрических работ в пределах локальных площадей и коротких гравиметрических рейсов этот фактор практически не сказывается. Но уже при производстве съемок регионально-зонального уровня этот фактор становится очень значимым.

О горизонтальной неоднородности верхнемантийного вещества геофизики заговорили в связи с осмыслением результатов работ ГСЗ – глубинного сейсмического зондирования. Такие работы проводились с целью оценки мощности Земной коры и выяснения закономерностей ее строения. Поскольку эти задачи весьма сложные, для их решения использовалась объемная регистрация волнового поля со всеми его компонентами – продольными и поперечными, а также привлекались данные всех других геофизических исследований. По результатам решения прямой задачи гравиразведки от модели ЗК по ряду профилей ГСЗ обнаружились большие - до 100мГал – расхождения расчетной и наблюденной кривых, которые удалось объяснить только предположив наличие горизонтальных неоднородностей верхнемантийного вещества. Эти предположения неплохо увязывались с некоторыми изостатическими гипотезами, идеями «перетоков» мантийного вещества, трансгрессивно-регрессивными движениями Земной коры и т.п.

Наконец, вносит свой вклад в формирование аномального поля силы тяжести и структура осадочного чехла и даже неструктурный геологический фактор. Поскольку это факторы, непосредственно связанные с задачами поиска нефтегазовых месторождений, остановимся на них несколько подробнее.

В составе осадочного чехла древних докембрийских платформ обычно выделяют три структурно-вещественных комплекса:

нижний – преимущественно терригенный, включающий в себя породы от кембрия до верхнего отдела (верхнефранского подъяруса) девонской системы со средней плотностью 2,45-2,50·10³кг/м³,

карбонатный – от верхнего девона до верхней перми включительно со средней плотностью 2,6-2,65·10³кг/м³,

верхний терригенный – мезокайнозойский со средней плотностью 2,3-2,35·10³кг/м³.

Наконец, в разрезах экзогональных впадин древних платформ – Прикаспийской, Печорской, Северогерманской на Восточно-Европейскрй платформе, Примексиканской – на Северо-Американской платформе и т.д. отложения кунгурского века нижней перми сложены каменной солью с плотностью 2,1-2,15·10³кг/м³.

Таким образом, осадочная толща отличается довольно значительной плотностной дифференциацией. Если в рельефе границ раздела этих комплексов имеются крупноразмерные (более 10 км²) поднятия значительной амплитуды (более 50 м) или какие-то иные структурные осложнения, в поле Δg над ними возникают достаточно интенсивные аномалии от одного до полутора миллиГал (рис.10). Однако, при большой глубине залегания таких границ (более 1 км) интенсивность подобных аномалий редко превышает 0,5мГал. Поэтому, они могут быть полностью заэкранированы влиянием гораздо более сильных факторов, связанных со строением и неоднородностью кристаллического фундамента. В случае солянокупольных бассейнов интенсивность аномалий (минимумов Δg) на порядок больше – до 15 мГал и тогда именно они формируют основной рисунок поля. В то же время, частотная характеристика последних заметно иная – аномалии чехла существенно меньше по размерам, то есть характеризуется более высокочастотным спектром. Эти различия аномалий по частоте или по размерам послужили основанием для осуществления процедур разделения полей, которые играют большую роль в процессе геологического истолкования аномалий Δg. Остановимся на изложении смысла этих процедур несколько позже.

 

 

 

Рис.10.Обобщенная плотностная ФГМ.

 

Теперь уместно коснутся роли неструктурного геологического фактора в формировании аномалий Δg. Неструктурный фактор – это объекты седиментационной природы, латеральная изменчивость (зональность) свойств горных пород, их флюидальная характеристика и т.п.

Среди объектов седиментационной или тектоно-седиментационной природы, интересных с точки зрения поиска нефтегазовых месторождений, наиболее перспективны погребенные рифы. Обычно такие тела отмечаются в поле Δg как максимумы небольшой интенсивности (до 1 мГал), так как зарифовые толщи имеют чаще всего терригенный состав или, в солянокупольных районах, компенсируются каменной солью. В случае карбонатной компенсации надрифовые максимумы могут быть редуцированы, но нередко максимумы остаются, так как рифовые пустоты заполняются кальцитом и все рифовое тело интенсивно доломитизируется. Латеральная зональность сказывается на увеличении (вследствие повышенной геостатической нагрузки) плотности в периферичеких, пониженных гипсометрически, частях антиклинальных структур. Если дополнить эти соображения известным фактом разуплотнения в сводовых элементах структур, станет очевидным уменьшение амплитуды максимума над структурой. Если же, наконец, предположить, что в сводовой части поднятия аккумулируются углеводороды, то можно понять, что в поле силы тяжести над залежью возникают вторичные минимумы и такая сопряженная картинка – минимум, окруженный «колечком» повышенных значений Δg, является характерным признаком отображения залежи углеводородов в гравитационном поле. Обычно амплитуда таких минимумов измеряется сотыми долями миллигал, то есть нефтегазовые аномалии Δg относятся к слабым аномалиям. Существенно усилить проявления таких аномалий можно процедурами разделения полей, среди которых особенно часто используют частотные трансформации: осреднение в скользящем окне с последующим вычитанием из исходного поля Δg_а^Б, пересчет поля в верхнее полупространство, преобразование Саксова-Нигарда и другие. То есть необходимо определенным образом провести операции обработки гравиметрических данных.

Пример такой обработки будет предложен студентам в одной из лабораторных работ по курсу.

В заключение заметим, что из анализа геологической природы аномалий Δg следует перечень геологических задач, которые решаются гравиметрическим методом:

1.Выявление главных, определяющих черт строения крупных регионов, таких как приподнятые и погруженные блоки фундамента, оконтуривающие эти блоки глубинные разломы, передовые прогибы и т.д.

2.Выявление крупноразмерных структурных осложнений осадочного чехла в комплексе с сейсморазведкой.

3.Картирование соляных куполов и мульд в разрезе экзогональных впадин древних платформ.

4.Прогнозирование нефтегазовых залежей в комплексе с другими геофизическими методами.

 

 

Лекция 5. Элементы методики и интерпретации гравиметрических наблюдений

 

В настоящем учебном пособии не предполагалось помещать сведений о собственно геофизических аспектах решения геологических задач – регистрирующей аппаратуре, методике полевых наблюдений, обработке данных. Как уже говорилось, это объясняется тем, что оно адресовано студентам геологических специальностей, а геологи, как правило, определяют постановку геологических задач перед геофизической службой и более всего заняты геологической трактовкой (истолкованием) геофизических аномалий. Поэтому основное внимание в пособии сосредоточено на физико-геологических основах геофизических методов и выявлении геологической природы аномалий. Тем не менее, применительно к первому из рассматриваемых методов геофизической разведки целесообразно хотя бы кратко рассмотреть вопросы, связанные с методикой работ, включая регистрацию наблюдений и обработку данных. Это необходимо для того, чтобы студент составил примерное представление обо всех стадиях геофизического исследования и отличительных его особенностях.

 

Измерение силы тяжести

 

Вначале следует остановиться на измерении силы тяжести. Такие измерения проводились еще во времена М.В.Ломоносова, и с тех пор техника измерений претерпела очень существенные преобразования. Измерения силы тяжести принято классифицировать на абсолютные и относительные. В результате первых определяются абсолютные значения Δg, в результате вторых – превышение (со знаком + или -) относительно величин, принятых за исходные значения. Для целей разведки этих вторых вполне достаточно, так как именно такие относительные возмущения поля служат индикатором наличия в разрезе геологических тел - плотностных неоднородностей, вызывающих эти местные возмущения. При детальной площадной гравиразведке эти тела – локальные структуры тектонического или атектонического генезиса, при региональных или поисковых работах это достаточно крупные элементы геологического строения – глубинные разломы, системы поднятий, составляющие валообразные объекты; зоны регионального выклинивания, бортовые уступы крупных синеклиз или экзогональных впадин и т.д.

Абсолютные измерения в прошлом проводились с помощью маятниковых приборов (динамических гравиметров), основанных на взаимосвязи Δg с периодом качания маятника. Об этих измерениях и приборах можно прочитать во многих книгах и учебниках. Для относительных измерений используются приборы – статические гравиметры.

Классификация на динамические и статические способы измерений основывается на том, какое физическое явление, зависящее от силы тяжести, используется в приборе для производства измерений. Таких явлений можно назвать несколько: падение тел, качание маятника, колебания струны и пр. Все они сходны тем, что измерительный элемент под действием силы тяжести меняет свое положение, смещается, и потому основанные на этих явлениях приборы можно отнести к динамическим гравиметрам. Но есть и такие измерительные системы, в которых наблюдают равновесные положения – например, когда действие силы тяжести уравновешивается растяжением упругой пружины и т.п. Такие измерительные системы называются статическими гравиметрами. Первым статическим гравиметром в истории был прибор М.В.Ломоносова – газовый гравиметр. Здесь действие силы тяжести уравновешивалось упругостью газа. Вообще выбор упругого элемента гравиметра определяется соответствием его трем основным требованиям.

1. Неизменность упругих свойств во времени.

2. Независимость упругих свойств от температуры.

3. Строгое соответствие закону Гука. Согласно этому закону к упругим элементам можно отнести такие, для которых величина деформации пропорциональна величине приложенного напряжения. Прибор М.В.Ломоносова был в своем роде замечательным и это заставляет воспроизвести его схему на рис.11

 

Рис.11. Гравиметр М.В.Ломоносова.

 

Упругий элемент – газ идеален в отношении первого и третьего требований, но его температурный коэффициент не выдерживает никакой критики: повышение температуры воздуха на 1º С вызывает изменение отсчета более чем на 3000мГал. Для того, чтобы обеспечить постоянство температуры Михаил Васильевич помещал свой прибор в сосуд с тающим льдом, где держалась нулевая температура, до тех пор, пока лед не растает. Это позволяло естествоиспытателю получить достаточно точные показания. Но вполне очевидно, что для полевых наблюдений такая система не годится.

Долгие поиски привели конструкторов к выбору в качестве основы для изготовления измерительного элемента плавленного кварца, обладающего лучшим в сравнении с другими материалами температурным коэффициентом. Обычно для иллюстрации идеи гравиметрических измерений приводят простейшую конструкцию: штатив, пружина, грузик, показанную ранее на рис.2

Здесь натяжение пружины компенсирует изменение Δg. Однако, в таком приборе пружина постоянно находится под нагрузкой, а это чревато очень быстрым старением пружины, потерей ею эластичности и выходом прибора из строя. Поэтому наибольшее распространение получили приборы, где смещение грузика под действием силы тяжести не поступательное (гравиметр 1^го рода), а вращательное (гравиметр 2^го рода). В таких вращательных системах в качестве основного элемента прибора (пружинных весов) используется рамка с натянутой на нее нитью. Подобное устройство состоит в следующем (рис.12а). На монтажную рамку 1, изготовленную из плавленого кварца, натянута кварцевая же нить 2, являющаяся осью вращения, с которой соединен маятник-рычаг 3. Под действием силы тяжести g маятник-рычаг отклоняется на некоторый угол α: момент силы тяжести уравновешивается упругим моментом нити.

Рис.12.Элементы устройства гравиметра.

 

 

Работа с прибором заключается в том, что угол отклонения ликвидируется путем закручивания компенсационной пружины К с помощью микрометренного винта - то есть выведением светящегося индекса оптической системы прибора на нулевое деление шкалы (рис.12б). Момент силы тяжести М_g можно представить следующим образом: М_g = g l Cos α, где l – фиксированная длина маятника- рычага.

Упругий момент нити можно записать так: M_τ = τ α, где τ- упругая постоянная, зависящая от свойств материала, из которого изготовлена нить.

Если измерения с помощью этой системы провести в двух пунктах О₁ и О₂, то разность (относительное превышение) показаний будет определяться таким уравнением:

g₂ l Cos α₂ – g₁ l Cos α₁ = τ(α₂ – α₁).

Конструктивно система делается так, что угол наклона маятника-рычага составляет очень небольшую величину – не более одной - двух минут, то есть много менее градуса. Косинус такого угла весьма близок к единице. Это значит, что приведенное выше уравнение может быть записано так

g₂ - g₁ = к (α₂ - α₁), где к = τ/l, т.е. тоже константа для данного прибора. Отклонение рычага наблюдается через встроенную в прибор оптическую систему (микроскоп). Отсчитывается угол отклонения в виде делений шкалы микрометренного винта, установленного на крышке прибора. Значит, α можно представить в виде α = b · n, где n – число делений шкалы, а b – еще одна константа прибора – переходный коэффициент от угловой величины к линейной (делениям шкалы). Таким образом, наше уравнение может быть переписано в виде:

g₂ - g₁ = с (n₂ - n₁), где с – цена деления шкалы, а n₂ и n₁ – отсчеты прибора.

Для определения цены деления осуществляется эталонирование. Оно состоит в том, что измерение проводится в двух (или более пунктах), где уже известны значения g. Тогда цена деления определяется как частное от деления разности этих значений на разность показаний прибора.

Однако такой прибор будет слишком грубым, малочувствительным, поскольку небольшим изменениям силы тяжести будут отвечать очень слабые, практически незаметные глазу смещения маятника-рычага. Поэтому в гравиметрах создаются специальные устройства, повышающие чувствительность измерительной системы – астазирующие устройства. Астазирование увеличивает угол отклонения маятника-рычага и тем самым повышает точность определения g. В итоге конструкцию современных пружинных весов можно представить следующим образом (рис. 12б).

В прибор введены еще две пружины – главная (астазирующая) А и диапазонная Д. Последняя необходима для расширения диапазона действия гравиметра. Дело в том, что при действующих ограничениях угловых отклонений маятника рычага рабочий диапазон прибора при неизменном натяжении кварцевой нити очень невелик – менее 20 мГал. Однако, периодически меняя натяжение нити с помощью пружины Д, можно его, в конечном счете, расширить до 500 мГал.

Главная пружина, соединенная с маятником через специальный отросток О позволяет осуществить идею астазирования (рис.12в). Проиллюстрировать ее действие можно на следующем примере. При изменении силы тяжести маятник отклоняется от положения равновесия, растягивая пружину А и закручивая нить подвеса до тех пор, пока момент g не будет уравновешен моментом этой пружины и закручиванием нити подвеса. При отклонении маятника от нулевого положения уменьшается плечо ОК (ОК´<ОК), то есть уменьшается момент пружины А, удерживающей маятник. В результате маятник отклоняется на больший угол – такой, когда отклонение становится заметным наблюдателю и этот наблюдатель точнее устанавливает прибор на 0 шкалы.

Для того, чтобы минимизировать зависимость показаний прибора от температуры, пружинные весы помещают в сосуд Дюара, используют мощную систему температурной компенсации и т.п. Но, несмотря на термостатирование и изоляцию прибора от внешней среды влияние внешних факторов, а главное, внутренние процессы в упругих элементах системы (старение материала этого элемента – потерю эластичности) все гравиметры характеризуются дрейфом, или сползанием нуль-пункта прибора. Поэтому обязательным требованием при работе с гравиметром является либо принадлежность начального и заключительного наблюдений к одной точке, либо к точкам с известными значениями g. Выявленные при этом изменения отсчетов относят за счет сползания 0-пункта, а установленную разницу разбрасывают пропорционально времени наблюдений по всем пунктам пройденного маршрута