Анализ и выделение связи аномалий Буге с высотами рельефа тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 01.04.12, кандидат физико-математических наук Орлов, Всеволод Константинович

• Орлов, Всеволод Константинович
• кандидат физико-математических наук
• 1984

Оглавление диссертации кандидат физико-математических наук Орлов, Всеволод Константинович

ВВЕДЕНИЕ.

ГЛАВА I. ИССЛЕДОВАНИЕ ВОЗМОЖНОСТЕЙ ИДЕНТИФИКАЦИИ АНОМАЛИЙ, СВЯЗАННЫХ С ВЫСОТАМИ ДНЕВНОГО РЕЛЬЕФА ГОРНОЙ ОБЛАСТИ

1.1. Проблема выделения гравитационных аномалий, связанных с высотами дневного рельефа.

1.2. Возможность спектрального представления связи аномалий Буге с дневным рельефом и выбор ее кросо-спектральных характеристик.

1.3. Выводы.

ГЛАВА 2. МЕТОДЖА, АЛГОРИТМ И ПРОГРАММА КРОСС-СПЕКТРАЛЬНОГО

ИЗУЧЕНИЯ СВЯЗИ АНОМАЛИЙ БУГЕ С ВЫСОТАМИ ГОРНЫХ РЕГИОНОВ

2.1. Особенности методики кросс-спектрального анализа аномалий Буге и высот рельефа горных областей .32.

2.2. Алгоритм и программа изучения кросо-спектральных связей аномалий Буге и высот рельефа.

2.3. Выводы.

ГЛАВА 3. КРОСС-СПЕКТРАЛЬНАЯ СТРУКТУРА СВЯЗИ АНОМАЛИЙ БУГЕ

С ВЫСОТАМИ РЕЛЬЕФА ГОРНЫХ ОБЛАСТЕЙ

3.1. Характер кросс-спектральных связей дд.Б и И

3.2. Выделение идентифицированных компонент и параметризация модели связи.

3.3. Моделирование источников аномалий силы тяжести, связанных с дневным рельефом.

3.4. Связь кросо-спектральных характеристик с параметрами изостатического и статистического редуцирования.

3.5. Выводы.

ГЛАВА 4. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ЭФФЕКТИВНОСТЬ РАЗРАБОТАННОЙ МЕтодаки

4.1. Геолого-структурный анализ и количественная интерпретация выделенных компонент аномалий Буге.

4.2. Геологические результаты районирования горной области по особенностям региональных связей аномалий Буге.\ г.

4.3. Выводы.\ъ\

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Анализ и выделение связи аномалий Буге с высотами рельефа»

Актуальность проблемы. Проблема идентификации и разделения на компоненты гравитационных полей горных районов, известная в гравиразведке под названием проблем выделения регионального фона и эффекта разновысотности, составляет одну из сложнейших задач гравиметрического исследования. Использование в горной гравиметрии методов разделения наблюденных аномалий (частотная фильтрация, выметание масс, геологические редукции и т.п.), применяемых в равнинных условиях, обычно оказывается мало эффективным из-за сложности геологического строения горно-складчатых регионов и априорной неопределенности частотного состава "сигналов" и "помех". Соответственно, особую роль приобретает возможность применения методов, использующих дополнительную информацию о свойствах разделяемых полей, в частности, характерное свойство большинства аномалий-"помех" - связь с высотами рельефа дневной поверхности горного региона. Существование данной связи послужило основой для разработки ряда статистических и изостатичео-ких редукций, однако ее широкое использование при решении задач разделения гравитационного поля горных районов резко ограничивается отсутствием четких представлений об особенностях тонкой структуры и диапазоне проявления связей, а также несовершенством используемого математического аппарата и методики исследования. Так как аномалии в редукции Буге являются наиболее распространенной формой представления результатов гравиметрических исследований горной области, то решение вопросов объективной идентификации и выделения их связей с высотами рельефа может рассматриваться как один из путей решения проблемы разделения гравитационного поля горных районов, необходимого для эффективной геологической интерпретации гравиметрических данных. Особое значение решение указанного круга вопросов приобретает в связи с намечаемым на ХП пятилетку широким осуществлением высокоточных гравиметрических исследований горных областей СССР.

Цель работы. В соответствии с изложенным, основной целью диссертационной работы является исследование тонкой структуры связи аномалий Буге с высотами поверхности дневного рельефа горных областей, определение базиса этой связи и разработка, на основе результатов исследования, методики идентификации и выделения компонент аномального гравитационного поля, связанных с высотами рельефа. Рассматриваются линейные связи, представляющие особый интерес для гравиразведки.

Основные задачи исследования состояли:

1. В выборе математического аппарата исследования, обеспечивающего в широком частотном диапазоне идентификацию и выделение линейных связей аномалий и высот рельефа дневной поверхности.

2. В разработке методики исследования реальных связей, алгоритма и программ для ЭВМ.

3. В исследовании тонкой структуры связи аномалий Буге и высот рельефа дневной поверхности некоторых горных областей и введении, на основании проведенного исследования, моделей описания и выделения связи.

4. В оценке достоверности и геологической эффективности результатов исследования.

Методы исследования. Для выполнения задач исследования диссертантом предложено использовать математический аппарат одномерного кросо-спектрального анализа связи в варианте, обеспечивающем индннтификацию линейных связей, оценку их параметров, а также исследование пространственного распределения связей по территории горной области. Для определения собственно зависимостей аномалий Буге от высоты использована модификация метода наименьших квадратов, базирующаяся на сингулярном разложении матриц, "регулирующем" точность вычислений параметров. Результаты исследования, для определения степени их обоснованности, сопоставлялись с геолого-геофизическими данными.

Научная ценность и новизна работы. Обоснована возможность применения модификаций математического аппарата кросо-спект-рального анализа наблюдений для изучения тонкой структуры связи с высотами дневного рельефа как региональных, так и локальных компонент аномалий Буге горных областей. Разработан алгоритм исследования связей аномалий Буге с высотами дневного рельефа, учитывающий как особенности структуры гравитационных полей горных областей, так и форму задания материала.

Установлен диапазон проявления линейных связей аномалий Буге с высотами рельефа некоторых горных областей и выявлена многокомпонентность связи как для региональных, так и для локальных компонент гравитационного поля.

Показана возможность использования для описания и выделения связанных с рельефом компонент аномалий Буге моделей типа линейной многофакторной регрессии, базисными функциями которых являются в различной степени осредненные высоты дневного рельефа региона.

Показано, что широко используемые в практике гравиметрических исследований горных регионов статистические редукции и изостатическая редукция Грааф-Хантера могут трактоваться как приближения к идентифицированным моделям многокомпонентной связи.

Практическое значение работы. Разработаны новая методика, алгоритм исследования и программы для ЭВМ, позволяющие проводить эффективную идентификацию и выделение связанных с высотами поверхности дневного рельефа компонент гравитационного поля горных областей в диапазоне, представляющем интерес для решения задач общей и разведочной геофизики.

Проведено изучение структуры связи аномалий Буге и высот рельефа ряда участков горных областей СССР (участки территории Кавказа, Рудного Алтая, Хибинского массива). На практических примерах показано, что выделяемые по разработанной методике компоненты гравитационного поля отражают реальные геологические ситуации и могут успешно использоваться при решении задач, стоящих перед гравиразведкой.

Рассмотрена возможность применения идентифицированных моделей многокомпонентных связей для определения особенностей изостатической компенсации, прогнозирования элементов глубинного строения горных регионов, а также для районирования территорий горных регионов и выявления некоторых классов объектов, слабо проявленных в наблюденном гравитационном поле ("скрытые" структуры фундамента).

Показана возможность применения разработанной методики для определения некоторых параметров статистических и изоста-тических редукций (радиусы региональности изостатической компенсации рельефа).' Установлены ограничения на применения этих редукций цри решении практических задач.

Реализация работы. Разработанная методика использовалась в тематических работах отдела гравиметрии ЖЕТа НПО "Рудгеофи-зика", а также при обработке материалов крупномасштабных гравиметрических съемок в горных районах, проводимых УГ Армянской ССР, и при обработке и интерпретации материалов крупномасштабных съемок в пределах Хибинского массива, проводимых ПГО "Севзадгеология". Внедрение элементов методики в практику работы института "Ленгжгроводхоз" позволило при интерпретации карты аномалий Буге одного из горных районов Сирийской Арабской Республики локализовать гравитационное влияние геологических структур, связанных с поисковыми объектами, и, тем самым, существенно сократить объем бурения. Подтвержденный экономический эффект от внедрения превысил 93000 руб.

Апробация работы. Содержание диссертационной работы докладывалось и обсуждалось на Ленинградском семинаре по районированию магнитных и гравитационных полей в связи с задачами глобальной, региональной и структурной геологии,- ЛГУ-1978 г.; на П и 1У Всесоюзных школах-семинарах "Теория и практика интерпретации гравитационных и магнитных аномалий", Тбилиси, 1978 г., Алма-Ата, 1984 г.; на Всесоюзной школе передового опыта "Методика проведения, обработки и интерпретации гравиметро-вых съемок в горах", Нальчик, 1979 г.; на Юбилейной конференции, посвященной 50-летию гравиметрической службы в СССР, Москва, 1982 г.

Публикаций. Основные результаты работы изложены в шести публикациях, в том числе [48, 58-60].

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, четырех глав и заключения. Содержит 111 стр. машинописного текста, 22 рисунка и список литературы из 100 наименований.

Заключение диссертации по теме «Геофизика», Орлов, Всеволод Константинович

3.5. Выводы

Результаты проведенного исследования кросс-спектральной структуры связи аномалий Буге и высот дневного рельефа реальных горных областей показывают, что:

I. Предложенный математический аппарат и методика исследования позволяют эффективно идентифицировать и выделить все имеющиеся в рассматриваемом частотном диапазоне связи аномалии Буге с формами поверхности дневного рельефа.

2. Связи аномалий Буге и высот рельефа реальных горных областей являются многокомпонентными как для региональных аномалий, так и для локальных аномалий. (В частности, для участков Кавказа фиксируются кросс-спектральные связи региональных аномалий периодов, меняющихся от первых десятков км до 230-280 км. Связи локальных аномалий, в основном, фиксируются для компонент периодов в первые км). Высокие значения нормированных коспектров на частотах экстремальной связи свидетельствуют о ее практической линейности.

3. Идентифицированные связи аппроксимируются модёлями типа многокомпонентных линейных регрессий, в качестве базисных функций которых используются е различной степени обобщенные высоты дневного рельефа. Набор радиусов осреднения определяется по приближениям к оптимальному соответствию базиса модели к идентифи-. цированным компонентам экстремальной связи. Традиционные представления рассматриваемой связи являются упрощенными и не соот-ветсвуют структуре реальных гравитационных полей горных регионов.

4. Широко используемые при истолковании данных гравиметрических исследований горных областей статистические редукции и изостатическая редукция типа Грааф-Хантера могут рассматриваться как частные компоненты идентифицированной модели. Кросс-спектральное представление связи региональных аномалий Буге и высот рель ефа позволяет обосновать выбор параметров (радиусы региональнос-ти) этих редукций и области их применения.

5. Предложенная модель связей региональных аномалий соответствует наличию нескольких глубинных границ, коррелирующихся с изменением различных компонент рельефа, и позволяет проводить раздельную интерпретацию выделенных аномалий.

ГЛАВА 4. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ЭФФЕКТИВНОСТЬ РАЗРАБОТАННОЙ

МЕТОДИКИ

4.1. Гёолого-структурный анализ и количественная интерпретация выделяемых компонент аномалий силы тяжести

Выделение из наблюденных аномалий силы тяжести компонент, отображающих различные "формы" рельефа дневной поверхности гор- ' ной области, по сути, является операцией перехода от широкой интерференционной картины аномалий Буге горной области, обусловленной факторами различной физической природы, к аномалиям, несущим информацию о сравнительно узких классах объектов, ограниченных интервалами глубин, линейными размерами, взаимосвязью с поверхностным рельефом и т.п. При этом особый интерес представляет сопоставление выделяемых по разработанной методике аномалий с геологическим материалом, позволяющее сделать выводы о правомочности использования разработанной методики в различных ситуациях.

На рис.15 - 17 приведены графики компонент аномалии Буге, связанных с различными "уровнями" экстремальной связи, графики остаточных аномалий, а также геологические разрезы по трем профилям, расположенным в различных районах Большого Кавказа. Районы отличаются друг от друга как по своим орографическим особенностям, геологическому строению, так и по характеру гравитационного поля. Профиль I (рис.15) расположен на Северном Кавказе. Он проходит через высокогорную часть Главного Кавказского хребта близ горы Эльбрус, пересекает скалистый хребет, спускается в предгорья и выходит на равнину Кабардино-Балкарии. Абсолютные отметки высот вдоль профиля изменяются от 350 до 3700 м. Профиль П (рис.16) в своей западной части проведен по южному склону

Рис.15; Геологический разрез по Д.В.Наливкину [20] и характер выделенных .компонент региональных аномалий Буге для-профиля I - Северный Кавказ; 2,3 - выделяемые компоненты экстремальной связи; 4 - остаточные аномалии. Нулевые уровни условны. о го на ряс.I5 региональных аномалий Буге для профиля Ш - Центральная Грузия: 1,2,3 - выделенные компоненты экстремальной связи; 4 - остаточные аномалии (все нулевые уровни условны). Зачерненными треугольниками изображены особые точки источников остаточных аномалий

Большого Кавказа, где пересекает несколько горных хребтов. Его восточный конец поднимается на Главный хребет. Абсолютные отметки по этому профилю изменяются от 450 до 2500 м. Наконец, профиль Ш (рис.17) начинается на западе у края Рионской низменности, пересекает Рачинский хребет, а затем несколько сравнительно невысоких горных хребтов в Восточной Грузии. Абсолютные еысоты здесь изменяются от 200 до 3400 м.

Методика разделения гравитационного поля и результаты моделирования источников определили трактовку приведенных графиков выделенных компонент экстремальной связи аномалий Буге: первые два (на последнем профиле - три) графика для каждого профиля рассматриваются как гравитационное влияние геологических структур, залегающих на двух (или трёх) различных глубинных уровнях. Изменения плотности по латерали при этом не принимаются во внимание, и гравитационные аномалии рассматриваются как результат влияния только морфологии плотностных разделов. Геологическую сущность этих плотностных разделов можно получить лишь проведя количественную интерпретацию результатов.

Как уже показывалось* на модельных и практических примерах, кросс-спектральное представление связей и И позволяет идентифицировать в интерференционной картине аномалий Буге горной местности компоненты различного периода, имеющие общее свойство - корреляцию с обобщенными в различной степени высотами дневного рельефа. Предложенная нами модель многокомпонентной связи позволяет выделить и проинтерпретировать .любую из зафиксированных компонент. При этом, если интерпретация компонент уравнения, описывающего низкочастотные региональные связи аномалий Буге, дает, очевидно, информацию о глубинном строении региона, то отдельные компоненты базиса более "локальных" связей, как уже упоминалось, могут вызываться изменением приповерхностных геоло

V ■ 1 гических границ и, тем самым, будут представлять особый интерес при решении поисково-картировочных задач. К сожалению, мы вынуждены отметить, что необходимые для интерпретации высокоточных материалов помехоустойчивые методы решения обратных задач на сложном рельефе находятся на стадии разработки [73]. Ниже будет рассмотрен только пример количественной интерпретации компонент региональных связей на сильно сглаженном дневном рельефе. Для сужения области эквивалентных решений принята сформулированная выше гипотеза, что решение ищется в модельном классе структурных задач, т.е. возмущающими объектами для аномалий, коррелирующихся с формами регионального рельефа, являются изменения границ раздела слоистых сред - контактных поверхностей. При интерпретации компонент гравитационного поля мы будем использовать следующую схему:

На первом этапе осуществляется устойчивый подбор двумерного гравитационного поля. С этой целью каждая из выделенных компонент аппроксимируется мнимой частью производной логарифмического потенциала некоторого (минимального) числа комплексных отрезков:

ЗтЩ*) - w(x,y)saЭmi,■Aк['tл(Z-aк)-tn(г-6к)] (4.1) где Ак- линейная плотность К -го отрезка; йК)5к- координаты концов К-го отрезка;

К= I, 2. N1 .

Параметры отрезков определяются минимизацией среднего квадрата функционала невязки

Еа(Мк,аА- а^Ь^-ЕЮл^х^^^сх-,,^-. (4.2) ггип

На втором этапе полученные в результате подбора отрезки объединяются в группы, для которых определяются конфигурации семейств эквивалентных решений. С учетом выбранного класса структурных задач эта задача может быть сформулирована так: "По полученной в результате первого этапа интерпретации системе отрезков найти эквивалентные семейства границ раздела, создающих одно и то же поле".

Предложенная схема интерпретации, как и алгоритмы численных расчетов,' разработаны А.В.Цирульским [85] .

На рис.18 приведены результаты этапов интерпретации каждой из трех компонент гравитационного поля, характеризующихся экстремальной связью с обобщенными компонентами рельефа выделенных для профиля Ш в пределах Центральной Грузии (рис.17). На первом этапе интерпретации наиболее низкочастотная компонента (с точностью аппроксимации до 10%) "подбирается" полем одного отрезка. С этой же точностью следующий уровень аппроксимируется двумя смещенными отрезками, а компонента наиболее "высокого" уровня связи - четырьмя отрезками. Сложившееся в результате подбора расположение отрезков свидетельствует о правдоподобности исходной гипотезы - выборе в качестве класса моделей решения контактных поверхностей, которые, очевидно, группируются на трех уровнях: ниже 90 км, ниже 45 км и ниже 15 км. Задав соответственно асимптоты контактных поверхностей и перепады ДСГ , можно построить семейства контактных поверхностей, создающих коррелирующи еся с осрёдненным рельефом изменения гравитационного поля. При этом самая нижняя граница раздела двух сред с ДСГ , равной 0,35 г/см3, располагается на глубинах, варьирующихся от 87,7 до 90,2 км. Более высокая "возмущающая" граница, разделяющая структуры с ДО" = 0,25 г/см3, расположена на глубинах 41-46 км, и, наконец, верхняя контактная поверхность, разделяющая среды с о

Д(Г= 0,25 г/см05, расположена на глубинах от 16 до 21 км. (Конфигурации контактных поверхностей для близких значений А (Г ,

00

150 I ■ ••• -л.".'да \\\ \ч\ /УУ \\\.у/ ч-л /// ^ „„¿у ^ ^^^ ^ ^ <УЛчЧ У/ /V 1 ■ '■ ■■ ■" .МЬ М*. ни ии. ш* „•. ., ,.

Т(««)

В ЕЗ2 ЕЗ» 1^1« СШ» о оо

Ряс,18. Пример количественной интерпретации выделенных компонент аномалий

Буге. Профиль Ш - Центральная Грузия: I - стержень, аппроксимирующий наиболее низкочастотную компоненту (см. рис.17); 2,3 - то же для компонент 2 и 3; 4 - контактные поверхности эквивалентного действия;

5 - особые точки источников остаточных аномалий

- 109 о перебираемых с шагом ОД г/см , практически не меняются и в масштабе рисунка не отличаются друг от друга). Рассмотрение схем глубинного строения Кавказа [4, 21, 56] показывает, что для исследуемого участка значения глубин поверхности Мохоровичича лежат е интервале 43-47 км, глубины поверхности "базальтового" слоя изменяются в интервале 22,5 - 15 км, и, наконец, предполагаемая глубина кровли астеносферы составляет величину порядка 100 км. Так как в данном интервале глубин трудно представить осуществление каких-либо иных плотностных границ, то, с высокой степенью вероятности, можно отождествить построенные нами контактные поверхности с реально существующими границами. Таким образом, возникновение аномалий, отражающих обобщенные в различной степени дневные высоты горной области, может быть увязано с изменением реально существующих границ раздела в земной коре и в верхней мантии, носящих, скорее всего, компенсационный характер. Изо-статическая компенсация дневного рельефа происходит, таким образом (одновременно?) на всех трех уровнях, а не на специально "избранном" едином уровне, будь то астеносфера или граница И . Таким образом, интерпретация компонент экстремальных региональных сшзей может дать добавочную информацию для изостатических построений и для анализа глубинного строения горных регионов. Естественно, что в данном разделе мы лишь затронули этот сложный вопрос, требующий углубленного изучения.

По указанным выше причинам (отсутствие программы интерпретации на реальном рельефе) решение обратной задачи для остаточных аномалий, получаемых после выделения компонент, связанных с глубинными факторами, было проведено только в самом общем виде для определения глубин источников, вызывающих аномалии. Интерпретация была проведена по программе "Особые точки" Г.А.Трошкова и А.А.Грозновой [62] , рассчитанной на углы наклона поверхности наблюдения, не превышающие 10°. Полученные ларметры особых точек могут рассматриваться как приближение к истинным параметрам возмущающих объектов. Отметим, что особые точки остаточных аномалий соответствуют объектам (в основном углы излома и "фокусы" куполовидных поднятий), расположенные на глубинах 2-6 км (см. рис.18), т.е. на реальных глубинах кристаллического фундамента. Таким образом, и остаточные аномалии, полученные после выделения по разработанной методике связанных с формами дневного рельефа компонент гравитационного поля горной области, соответствуют реальной геологической ситуации в регионе.

В соответствии с результатами интерпретации, два плотност-ных раздела, обуславливающие графики 2 и 3, могут быть сопоставлены с границами Конрада и Мохоровичича, а третий, наиболее глубокий (кривая I на профиле Ш), соответствует, вероятно, кровле астеносферы. Остаточные аномалии (графики 4) заведомо могут быть разнородными по своей природе. Общей их особенностью является отсутствие связей с рельефом земной поверхности.

Наиболее глубокий уровень экстремальной сеязи, по численным расчетам соответствующий, вероятно, кровле астеносферы, зафиксирован в исследуемом частотном диапазоне лишь на одном из приведенных профилей - третьем (рис.17).

Кривая I на профиле Ш "погружается" с запада на восток очень полого, интенсивность гравитационного поля при этом изменяется незначительно. На этой невыразительной кривой все же можно выделить "аномалии" второго порядка. Незначительные амплитуды и слабо выраженные горизонтальные градиенты делают выделение этих аномалий неуверенным, однако нельзя не обратить внимание на их пространственное соответствие крупным тектоническим структурам: положительная аномалия, расположенная у западного конца профиля, совпадает с краевой частью глубокого межгорного прогиба: вторая положительная аномалия, отделенная от первой нешироким минимумом ось которого находится близ долины р.Риони), совпадает с Дзи-рульским древним массивом, т.е. с районом относительного поднятия.

Аномалии Буге, связанные, как следует из результатов интерпретации, с поверхностью Мохоровичича, установлены на всех трех профилях (кривые 2). На профилях I и П они представляют собой прекрасно выраженные крупные минимумы, отчетливо связанные с кристаллическим ядром антиклинория Главного Кавказского хребта. На профиле I наиболее глубокая часть минимума расположена в районе г.Эльбрус. Скалистому хребту в предгорной части, в которой развиты палеозойские и мезозойские толщи,отвечает зона горизонтального градиента, а Терско-Каспийскому предгорному прогибу -относительно положительная аномалия.

На профиле П осевая часть отрицательной аномалии расположена в его восточной части, в потоках р.р.Ардон и Терек, где профиль проходит в непосредственной близости от выходов пород кристаллического ядра антиклинория Главного хребта. К востоку от долины р.Терек интенсивность поля отчетливо возрастает, и зона нижнеюрских сланцев Бокового хребта, которая рассматривается как непосредственное погружение антиклинория Главного хребта, имеет иной характер поля. Еще более высокие значения поля силы тяжести наблюдаются на западном окончании профиля П, где .он приближается к границам Рионского межгорного прогиба и расположенному под прогибом поднятию глубинных границ раздела, которое уже упоминалось выше.

Кривая 2 на последнем профиле отличается от рассмотренных выше. Она плавно и гораздо более полого погружается с запада на восток, а наблюдающиеся на ней изгибы слишком ничтожны по амплитуде и неопределенны по своему положению для того, чтобы рассматриваться как действительные аномалии высших порядков. Стоит отметить, что Дзирульский древний массив, представляющий собою древний блок кристаллического фундамента, т.е. структуру, подобную кристаллическому ядру Большого Кавказа, не находит выражения на рассматриваемой кривой.

Гравитационные аномалии, рассматриваемые как эффект поверхности Конрада, изображаются кривыми 3. На профиле I кривая 3 почти точно совпадает по своей форме с кривой 2. Это означает, вероятно, что две глубинные поверхности раздела примерно в равной мере участвовали в формировании кристаллического ядра антиклино-рия Главного хребта.

Соответствующая кривая профиля Ш ведет себя подобным же образом - почти так же полого, как кривая 2, она погружается в восточном направлении, отличаясь от нее лишь присутствием нескольких ослажняющих аномалий. Положительная аномалия второго порядка охватывает краевую часть межгорной впадины и прилегающую к ней площадь развития меловых и Еерхнеюрских отложений.

Еще одна положительная аномалия приурочена также к наиболее поднятой части Дзирульского кристаллического массива, отрицательная аномалия соответствует наиболее близкой к линии профиля части Куринской межгорной впадины.

Совершенно по-иному выглядит кривая 3 на профиле П. Здесь антиклинорию Главного хребта соответствует не минимум, как на профиле I, а отчетливый максимум, причем максимум этот приурочен к антиклинорию лишь на отрезке между р.Терек на востоке и водоразделом Фиагдон-Ардон на западе. Уже в долине р.Ардон интенсивность гравитационного поля резко падает, несмотря на то, что именно на этом участке кристаллическое ядро Главного хребта расположено ближе Есего к профилю, а ширина его выхода на поверхность наиболее велика. Резко падает интенсивность поля и на воеточном конце профиля, где он пересекает сланцевые толщи Бокового хребта. Характер кривой на участке профиля от р.Ардон до р.Риони (гравитационная ступень) позволяет предположить, что здесь на крупную положительную аномалию наложена отрицательная аномалия, создающаяся кристаллическим ядром. В таком случае положительная аномалия I порядка не имеет отношения ни к кристаллическому ядру Большого Кавказа, ни к антиклинорию Главного хребта, а связана со структурным элементом (вероятнее всего с поднятием) поверхности Конрада, поперечным по отношению к "общекавказскому" направлению тектонических структур и не выраженному непосредственным образом на поверхности.

Аномалии западной полоеинн профиля не обнаруживают определенных связей с тектоническими структурами, картируемыми по земной поверхности. Некоторое совпадение их с второстепенными складчатыми структурами юрских толщ, вероятнее всего, является случайным - размеры и амплитуды этих структур слишком малы для того, чтобы сделать такое сопоставление убедительным. Вероятно, положительная аномалия, расположенная западнее долины р.Цхенис-цкали, также обусловлена глубинной структурой, не отражающейся е геологическом строении земной поверхности.

Связь остаточных аномалий силы тяжести (кривые 4) с тектоническими структурами, картируемыми на поверхности, наиболее отчетливо проявлена на профиле Ш. Наиболее интенсивная положительная локальная аномалия соответствует Дзирульскому кристаллическому массиву, отрицательные аномалии, расположенные по обеим ее сторонам, совпадают с отрицательными же тектоническими структурами: двум пологим меловым синклиналям - к западу от кристаллического массива и небольшому ответвлению Верхне-Куринского межгорного прогиба - к востоку от него. Еще дальше на восток широкая аномалия несколько меньшей интенсивности отмечает осевую

часть Местийско-Тианетской синклинорной зоны, сложенную породами верхнего и самых верхов нижнего мела. Дальше по профилю, с переходом к северному крылу этой зоны, в котором развиты более древние части нижнемелового разреза и верхнеюрские отложения, отрицательная аномалия сменяется положительной.

В западной части профиля также наблюдается прямое соответствие между складчатыми структурами и остаточными аномалиями. Единственное исключение - небольшой максимум на восточном берегу р.Цхенис-цкали, расположенный над пологой меловой антиклиналью. Возможным источником этой аномалии является развитая здесь толща базальтоидов верхнего мела.

На профиле П прямая зависимость между локальными аномалиями Буге и складчатыми структурами также имеет место, хотя здесь она менее отчетлива. Сланцевому антиклинарию Бокового хребта в восточной части профиля соответствует широкая положительная аномалия, над находящимися западнее меловым синклинарием (Местийс-ко-Тианетская зона) наблюдается отчетливый минимум силы тяжести, протяженная узкая антиклиналь на западном берегу р.Лечхумис-цка-ли отмечена небольшим, но острым, гребневидным максимумом. Далее к западу характер связи гравитационных аномалий и складчатых структур несколько нарушается: упомянутый гребневидный максимум р.Лечхумис-цкали заменяется небольшими минимумами, расположенными в районах, сложенных также нижней юрой (хотя и более высокими ее горизонтами). Еще дальше, в бассейне р.Цхенис-цкали, где появляются отложения средней юры, в гравитационном поле появляется положительная аномалия. Наиболее выразительный гравитационный максимум близ западного окончания профиля приурочен к породам байосского яруса средней юры, т.е. еще более высокого горизонта юрского разреза.

Таким образом, прямая связь между аномалиями и структурами в этой части профиля сменяется обратной. Это сопровождается общим повышением уровня поля в западном направлении - минимум над выполненным меловыми отложениями глубоким прогибом близ долины р.Ингури на самом конце профиля обладает более высокими значениями силы тяжести, чем положительные аномалии над юрскими толщами, развитыми немного восточнее, в бассейне р.Цхенис-цкали. Наиболее интенсивный гравитационный максимум может быть обусловлен в какой-то мере гравитационным влиянием порфиритов и туфов, слагающих байосский ярус (эти породы обладают несколько повышенной плотностью по сравнению с осадочными породами других стратиграфических подразделений нижней и средней юры). Однако, это объяснение не может быть применено к средне- и нижнеюрским толщам бассейна р.Цхенис-цкали, сложенными осадочными породами.

Общее изменение уровня аномалий, т.е. появление аномалии низкого порядка в остаточном поле говорит о том, что эта аномалия не имеет связей с рельефом. Действительно, на этом участке расположена окраина крупной положительной аномалии - одной из тех,,о которых шла речь в начале настоящего параграфа.

Как можно видеть на профиле I (рис.15) , над кристаллическим ядром антиклинория Главного хребта остаточное гравитационное поле имеет относительно высокие значения и отчетливо понижается к району г.Эльбрус (ей соответствует отчетливый локальный минимум в наблюденном гравитационном поле) и Пшекиш-Тырныаузской шовной зоне. Расположенный здесь минимум высокого порядка отчасти обусловлен, вероятно, влиянием развитых здесь молодых (миоценовых) гранитов и кислых вулканитов. Далее к востоку, между долинами рр.Баксан и Черек располагается сравнительно крупный интенсивный максимум, который не имеет общих черт с наблюдаемой на поверхности широкой пологой моноклиналью, сложенной осадочными толщами юрского, мелового и палеогенового возрастов. Эта аномамалия, несомненно, обусловлена глубоколежащим геологическим телом - поднятием глубинной поверхности (или поверхностей) под Терско-Каспийским предгорным прогибом и представляет собой краевую часть гораздо более обширной положительной аномалии.

Отсутствие связей с рельефом - предгорья Кавказского хребта, понижаясь к северо-востоку, переходят в равнину - служит причиной того, что эта аномалия, как другие, ей подобные, попадает в остаточное гравитационное поле.

Из всего изложенного могут быть сделаны следующие выводы:

1. Прямое соответствие, наблюдаемое в большинстве случаев между остаточными аномалиями и складчатыми структурами, подтверждает объективность предлагаемого метода разделения гравитационного поля. Случаи отсутствия (или изменения) указанного соответствия могут нести и несут не известную ранее информацию о структурах и заслуживают более глубокого изучения.

2. Вхождение в состав остаточного поля аномалий низких порядков в тех случаях, когда они не имеют связи с рельефом, вполне естественно и неизбежно. Такого рода аномалии обусловлены глубинными структурами, несогласными по отношению к общей структуре региона и не отражающимися е тектоническом строении поверхности ("скрытые" структуры). Имеющиеся признаки связи с этими структурами процессов магматизма [55] , протекающих на различных стадиях развития региона, делают их весьгла интересными объектами изучения, в частности, при помощи предлагаемой методики.

Рассмотрим теперь геологическую обусловленность остаточных аномалий, полученных в результате выделения связей аномалий Буге и высот рельефа на высокочастотном "локальном" уровне. При этом следует особо подчеркнуть, что выделение аномалий, обусловленных геологическими границами, отображающими сглаженный рельеф дневной поверхности как для высокочастотных (локальных), так и для региональных полей, не обязательно будет полным выделением регионального фона, включающего и компоненты, связанные с низкочастотными составляющими и с рельефом произвольными соотношениями. Некоторые из них, неизменные в пределах исследуемой области, будут включены в компоненту " б0 " регрессионной модели. Другие, связанные с рельефом большей степени обобщения, частично исключаются при регрессионном выделении фиксируемых связей. Наконец, закономерные изменения уровня " не связанные с дневными высотами, могут быть исключены соответственно "настроенными" фильтрами скользящего среднего или аппроксимационными зависимостями. Используя уравнения связи (трансформационные многочлены) с базисом, основывающимся на в различной степени осредненных высотах, мы исключаем, пожалуй, самую сложную, изменчивую компоненту регионального фона, выделение которой методами адаптивной фильтрации было бы сопряжено с существенными трудностями. В целом схема локализации аномалий Буге горной области имеет вид где остаточные (локальные) аномалии;

- компонента обобщенного регионального фона, соответствующая изменениям уровня поля, не связанным в исследуемом частотном диапазоне с высотами рельефа дневной поверхности.

В регрессионную модель связи включаются, в зависимом! от задач исследования,как региональные, так и локальные компоненты, связанные с рельефом различной степени обобщения. Схема локализации аномалий использовалась при выделении региональных эффектов и эффектов разновысотности.

Для профиля, расположенного в пределах высокогорной части центральной Армении и рассмотренного нами в 2.3, обобщенная компонента регионального фона аппроксимировалась выражением я -144.13 +2.03Х + 0.04 X* (4.4)

Локальные аномалии, полученные после выделения фоновой компоненты и высокочастотных составляющих периодов 2,5 км и I км для левой части и периодов 7 км, 1,3 км и 0,8 км для правой части, приведены на рис.19. На этом рисунке изображены также график аномалии Буге (уровень условный) и плотностной разрез (по материалам И.И.Акрамовского). Хорошо видно, что выделенные локальные аномалии, "очищенные" от регионального фона и эффектов разно-высотности, в большей степени соответствуют плотностному разрезу, чем исходное поле, и влияние основных структур метаморфического докембрийско-нижнепалеозойского фундамента четко в них фиксируется.

Отметим также, что в соответствии с результатами кросс-спектральной идентификации для левой и правой частей этого профиля использовались различные базисы аппроксимирующего связь уравнения регрессии (см.3.1). Использование единого базиса, полученного без учета различия характера связи,может привести к существенным искажениям остаточных аномалий. В частности, представляет интерес результаты обработки по разработанной методике данных гравиметрических съемок по профилю, пересекающему Хибинский массив (рис.20). Кросс-спектральная идентификаций связанных с дневными высотами компонент гравитационного поля, выявила для профиля в целом связи с дневным рельефом компонент аномалий периодов в среднем близких к 1,2 км и 2 км. Однако, как уже упоминалось в 3.1, компоненты периода 2 км для левой части профиля зеркально отражают соответствующую компоненту рельефа (знак нормированного коспектра отрицателен), а для правой части -повторяют эту компоненту рельефа (нормированный коспектр положи

Рис.19. Шютностной разрез, аномалии Буге и локальные аномалии по профилю высокоточной гравиметрической съемки (центральная Армения): I - аномалии Буге; 2 - локальные аномалии, полученные после выделения регионального фона и эффектов разновысотности (разрыв графика определяется использованием для профиля двух моделей связи); 3 - избыточные плотности объектов верхних горизонтов земной коры (по данным И.И.Акрашвского) вой) и гравитационные аномалии по профилю высокоточной гравиметрической съемки (Кольский п-ов): 1,2 - разломы по геологическим и геофизическим данным; 3 - предпола-емые Т.В.Валовой границы геологических тел; 4 - анома-Буге; 5 - то же после выделения эффекта разновысотнос-ти (разрыв графика остаточных аномалий вызван использованием при выделении связанных с дневным рельефом компонент аномалий различных моделей описания связи, идентифицированных по результатам КСА); 6 - локальные аномалии (после выделения региональной компоненты) телен). Соответственно, если реальнее связи описываются уравнения® вида а 9^-0.8 кп)+го.71^-ол км) (4<5) и

Цхс Ш ^12'4Ч«0Лкм)'г9.3Ь(к-0./|Ки) (4.6) то использование для определения коэффициентов высотных зависимостей данных по всему профилю дает уравнение связанной с дневными высотами ковдпоненты гравитационного поля: л9* =6.74- ^^(а = о.8кМ) + ^9Ь(я=0^км) (4.7)

Соответственно, резко отличаются и остаточные аномалий. Если аномалии, полученные при использовании единого базиса регрессионного уравнения (4.7),очень мало отличаются от исходного поля и несут столь же "закрытую" информацию о геологических объектах, то остаточные аномалии, полученные с использованием идентифицированных базисов (4.5) и (4.6), более "контрастны" и, как видно из рис.20, подтверждаются плотностным разрезом Хибинского массива, составленным Т.В.Валовой (ЦКГЭ, СЗГУ). Особенно следует подчеркнуть, что после выделения эффектов, связанных' с неудачным выбором при редуцировании плотности промежуточного слоя, в остаточном поле сохраняются эффекты апатитоносной толщи ийолит-уртитов. Таким образом, использование разработанной методики кросс-спектральной идентификации и выделения компонент гравитационного поля, связанных с высотами рельефа дневной поверхности, позволяет повысить геологическую информативность крупномасштабной гравиразведки.

4.2. Геологические результаты районирования горной области по особенностям структуры базиса региональных связей аномалий Буге

При рассмотрении структуры региональных связей аномалий Буге и обобщенных высот дневного рельефа нами была предпринята попытка районирования территории Грузинской ССР по изменению структуры связи А^б и ^ • Было зафиксировано наличие обширных зон сохранения компонент базиса связи и составлена схема их территориального размещения, которая сопоставлялась со схемами геологического строения и тектоники региона [18, 20]. С этими материалами сопоставлялась и схема районирования территории по изменению наиболее низкочастотной из фиксируемых в исследуемом диапазоне компонент экстремальной связи аномалий Буге и высот поверхности дневного рельефа. Некоторые результаты сопоставления рассматриваются в этом параграфе.

Сопоставление схемы изменения низкочастотной компоненты экстремальной связи со схемой тектонического строения исследуемой территории показывает, что границы зон резкого изменения структуры связи, фиксируемые по сгущению изолиний, за редким исключением близки к границам основных структурно-тектонических элементов рагиона (рис,.21). Причем, если для Главного Кавказского хребта, Южного склона, Аджаро-Триалетской складчатой системы характерны значения наиболее низкочастотных периодов компонент экстремальной связи 12(3-160 км, то в пределах Грузинской глыбы корреляция компонент аномалий Буге и высот рельефа данных периодов отсутствует. Б то же время на отдельных участках здесь фиксируется экстремум связи с дневным рельефом более высокочастотных компонент гравитационного поля с периодами 15-50 км. В целом же результат районирования, вероятно, можно трактовать как подтверж

- \гч

15 О

-t

15 i—

50 45 KM

1< Ш

Ряс.21.

Ряс.21. Сопоставление схемы изменения низкочастотной компоненты экстремальной связи (диапазон 10-200 км) со структурно-тектонической схемой региона (П.Д.Гамкрелидзе! [18] ): I - граница Грузинской ССР; 2 - границы основных структурно-тектонических элементов региона: I - антиклинорий Главного Кавказского хребта, П - складчатая система Южного склона (П1 - Шовско-Пасанаурская подзона, П2 -Северная подзона порфиритовой юры, П3 - подзона Рачинско-Лечхумской синклинали, П4 - Южная подзона порфиритовой юры); Ш - Грузинская глыба (Ш1 - Кутаисская подзона, Ш2 - Дзирульская зона, Ш3 - Мухрано-Тирифонская подзона); 17 - Аджаро-Триалетская складчатая система -Чаквинско-Саирская подзона, 172 - Абастуманско-Бощуро

О А кая подзона, 1У° - Ахалцихская подзона, 17 - Юяная зона); 3 - границы изменения компонент экстремальной связи

- \гь дение блокового осуществления изостатического равновесия основными структурами исследуемой горной области.

В то же время участки с устойчивыми компонентами базиса экстремальной связи составляют приблизительно половину исследованной территории (рис.22). Одни из них явно связаны с определенными типами тектонических структур, другие, наоборот, не находят в них объяснения, третьи также не соответствуют каким-либо наблюденным тектоническим структурам, но могут быть интерпретированы как признаки структур, расположенных ниже дневной поверхности. Именно эти участки представляют для нас наибольший интерес. Сопоставление результатов районирования со структурно-тектоничео-кой схемой Грузинской ССР и геологическим материалом показывает, что положительные структуры, к которым приурочены поднятия кристаллического основания - антиклиноряй Главного хребта, Дзи-рульский массив и еще одно небольшое поднятие древнего основания - Храмский массив, расположенный в юго-восточнш углу исследованного района - почти точно совпадает с участками устойчивых компонент зеркальной связи на "высоких" уровнях (от 30-35 до 50 км). Кроме перечисленных положительных структур этим качеством обладает еще несколько участков. Четыре из них находятся в южной части исследованной территорий, образуя цепочку, которая соединяет Дзирульский и Храмский массивы, пересекая в диагональном направлении Аджаро-Триалетскую тектоническую зону (для Аджаро-Три-алетской зоны характерны линейные складчатые структуры, сложенные верхне-меловыми и палеогеновыми толщами ' простирающимися в широтном направлении). Указанные участки сохранения компоненты базиса в отдельности, как и вся образуемая им полоса, не находит соответствия в структурах Аджаро-Тряалетской зоны, но совпадают в плане с расположенными на глубине поперечным поднятием крис

15 О 15 50 45 км i-1-1-1-1

4ЕЕЗ 5|

Рис,22.

Рис.22. Сопоставление выделенных по результатам КСА зон сохранения высокочастотных компонент связи региональных аномалий Буге и высот поверхности дневного рельефа со структурно-тектонической схемой исследуемой территории (П.Д.Гамкрелидзе [18]): I - граница Грузинской ССР;

2 - границы осноеных структурно-тектонических зон;

3 - зоны сохранения компоненты экстремальной связи 30-40 км; 4 - зоны сохранения компоненты 50-60 км; 5 - зоны сохранения компонент свыше 80 км таллического фундамента. Это поднятие, получившее название Ард-жеЕано-Хевдуретского, было установлено грузинскими геологами Ш.К.Китовани и Д.Ю.Папавы 1443 по косвенным геологическим данным (распределение фаций и мощностей палеогена). Поперечное поднятие является, по их мнению, продолжением одной из простирующихся в северо-западном направлении тектонических зон Малого Кавказа (Сомхето-Карабахской антиклинорной зоны), на которую была наложена более молодая Аджаро-Триалетская зона.

Кроме только что рассмотренных, участки устойчивой экстремальной связи на "высоких" уровнях установлены еще в двух местах, лежащих севернее Дзирульского массива. Один из этих участков, приуроченный к пологому южному крылу Рачинско-Лечхумской синклинали, также можно объяснить сравнительно неглубоким залеганием поверхности кристаллического фундамента. Полученные нами результаты позволяют предположить, что это поднятие, влияющее на распределение фаций и мощностей палеогеновых геологических образований, не заканчивается в пределах Дзирульского массива и продолжается и далее к северо-западу. Появление особых уровней экстремальной связи, соответствующих этой скрытой структуре фундамента, определяется, вероятно, "коррективами", которые она вносит в общий характер связи аномалий Буге и дневных высот региона.

Устойчивые экстремальные связи, проявленные на "глубоких" низкочастотных уровнях, характерны для тектонических структур противоположного типа - для прогибов и отдельных их частей. Такого рода связи установлены для расположенного к северу от ан-тиклинория Главного хребта Терско-Каспийского предгорного прогиба. Таким участки выделены в Адааро-Триалетской зоне, где они располагаются по обе стороны от Арджевано-Хевдуретского поднятия, еще более подчеркивая его, и в Местийско-Тианетской глеловой зоне, имеющей синклинорную структуру.

Подводя итоги, можно сказать, что особенности зональной структуры связи гравитационного поля и рельефа местности в исследуемом частотном диапазоне отчетливо определяют поднятия кристаллического фундамента, как выходящие на поверхность, так и залегающие на глубине, скрытые. Последнее особенно интересно и важно.

Для отрицательных структур эти особенности устанавливаются далеко не всегда и с гораздо меньшей точностью. Наконец, для существенной части территории связи между гравитационным полем и рельефом не устанавливаются Еовсе.

Как уже упоминалось, это в первую очередь может связываться с наличием на Кавказе зон нарушения изостатического равновесия. Возможной причиной отсутствия фиксируемых связей может быть и случайное расположение исследуемых профилей по отношению к простиранию основных структур региона. (Принятое расположение определялось только удобством снятия данных - узлах километровой сетки). В связи с этим полученные значения параметров связей могут рассматриваться как приближение к истинным значениям, получение которых должно быть обеспечено двумерным кросс-спектральным анализом и решением систем уравнений по различным образом ориентированным переменным Еыборкам значений. По рассмотренным в 2.2 причинам в настоящее время это вряд ли достижимо. В целом же изменчивая "многоярусная" структура связи аномалий Буге и обобщенного рельефа исследуемой горной территории подтверждает правомочность гипотезы о сложной структуре изостатической компенсации горной области, включающей как элементы региональной компенсации рельефа в целом, так и элементы блокоеой (локальной) компенсации более "мелких" структур.

- 131 -4.3. Выводы

Результаты проведенного геолога-структурного анализа выделенных по предлагаемой методике компонент аномалий Буге горных областей показали, что как при региональных, так и при крупномасштабных исследованиях отмечается высокая степень соответствия остаточных аномалий геологическому строению региона. На практическом материале показано, что "освобожденные" от помех, связанных в той или иной форме с дневными высотами региона, эти аномалии несут более открытую информацию о плотностных неоднородностях верхних "этажей" земной коры, являющихся традиционными объектами гра-виразведки, и могут успешно использоваться при решении картиро-вочных и поисковых задач. Особый интерес представ,ляет истолкование составляющих базиса региональных связей, характеризующего форму изостатической компенсации горной области. Проведенная количественная интерпретация исключаемых компонент региональных связей подтверждает предположение об обусловленности аномалий Буге, связанных с осредненными в различной степени высотами дневного рельефа, изменениями (вероятно, компенсационными) глубинных границ раздела, отображающих обобщенные формы топографии, в частности, таких как границы раздела Мохоровичича и Конрада, т.е. наличие нескольких разноглубинных "уровней" компенсации дневного рельефа. Следует отметить, что продемонстрированное на примерах выделение эффектов подобных границ из суммарного поля и их последующая количественная интерпретация могут быть эффективным средством построения моделей глубинного строения земной коры в районах отсутствия материалов ГСЗ, т.е. в большинстве горных районов.

Сопоставление схем районирования горной области территории Грузинской ССР по особенностям структуры сеязи исследуемых региональных гравитационных аномалий и высот дневного рельефа со структурно-тектоническими схемами региона показало, в основном, совпадение зон изменения структуры связи с границами крупных структурно-тектонических элементов исследуемой территории и, как следствие, возможности применения разработанной методики при решении соответствующих задач. В то же время районирование горной области по особенностям структуры кросс-спектральной связи гравитационных аномалий позволяет идентифицировать и некоторые глубинные объекты, слабо проявленные в наблюденном поле. К таким объектам, в частности, относятся поперечные поднятия фундамента, вносящие определенные коррективы в связи, характерные для исследуемого региона, но практически не проявляющиеся в наблюденных аномалиях силы тяжести.

Таким образом, проведенное сопоставление с геологическими данными выделяемых по разработанной методике аномалий свидетельствует, что методика кросс-спектральной идентификации и выделения аномалий Буге, коррелирующихся с высотами дневного рельефа, объективна и может успешно использоваться для понимания структуры аномалий Буге и решения комплекса геологических задач в горной области.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Подводя итоги выполненного исследования, отметим, что в его результате разработана новая, достаточно универсальная методика анализа линейных связей аномалий силы тяжести и высот дневного рельефа в горных областях. Методика базируется на кросс-спектральном представлении исследуемых связей, позволяющем проводить изучение связей аномалий в широком частотном диапазоне - от регионального фона, обусловленного глубинными эффектами изостатической компенсации, до локальных аномалий, связанных с действием эффекта разновысотности поверхности наблюдения. В соответствии с задачами исследования выбраны наиболее представительные характеристики связи, разработан и реализован в виде программ для ЭВМ алгоритм изучения связей аномалий Буге и высот дневного рельефа реальных горных областей, учитывающий особенности структуры АГП и точность задания исходного материала.

Исследование на основе разработанной методики структуры связи аномалий Буге и высот рельефа некоторых горных регионов СССР (Кавказ, Алтай, Хибины) впервые позволило в частотном диапазоне, соответствующем изменчивым компонентам гравитационного поля и представляющем особый интерес при истолковании данных гравиметрических исследований, зафиксировать одновременное проявление линейных связей компонент региональных и локальных аномалий Буге разных порядков с соответствующими компонентами высот поверхности дневного рельефа, т.е. выявить многокомпо-нентность реальных связей, зависящую от особенностей геологического строения и характера изостатической компенсации горных областей. Зафиксирована изменчивость структуры связи по территории горной области.

- т

На основе результатов проведенной кросс-спектральной идентификации структуры связи аномалий Буге с высотами поверхности дневного рельефа некоторых горных областей предложена модель типа линейной множественной регрессии для описания и выделения реальных связей. Базисными функциями предложенной модели являются в различной степени обобщенные высоты дневного рельефа. Рассмотрен вопрос выбора радиусов осреднения для оптимального приближения базиса моделей к компонентам рельефа, отражающимся в гравитационном поле. Показано, что,в зависимости от масштаба исследований, предложенные модели можно использовать как для выделения "набора" компонент регионального фона, связанных с высотами регионально обобщенного рельефа", так и для выделения связей локальных аномалий. Таким образом, сделан шаг в решении одной из проблем общей геофизики - выявлении "тонкой" структуры аномального гравитационного поля. Сопоставление со схемами изостатического и статистического редуцирования показало, что данные редукции могут рассматриваться в качестве компонент кросс-спектральной модели реальных связей в приближении, не учитывающем многокомпонентность и изменчивость реальных связей и, следовательно, имеющем ограниченную, область применения. Идентифицированная структура связи региональных аномалий Буге и высот рельефа подтверждает правомочность гипотез о сложном механизме компенсации горных областей, включающем как элементы региональной, так и локальной компенсации.

Приведенные в диссертации примеры моделирования, интерпретации и геолого-структурного анализа выделяемых компонент аномалий силы тяжести показывают их обусловленность реальными объектами и свидетельствуют об объективности предложенного метода разделения гравитационных аномалий. Таким образом, в результате выполненного исследования предложено возможное решение одной из труднейших задач гравиразведки - разделения компонент аномального гравитационного поля горных областей. Можно констатировать, что все задачи, поставленные перед исследованием, выполнены.

Разработанная методика и полученные на ее основе результаты являются новыми для горной гравиметрии. К моменту завершения диссертации в отечественных изданиях отсутствуют публикации о применении кросс-спектрального анализа для изучения связи гравитационных аномалий и высот рельефа горных областей. Зарубежные исследования (кроме уже упоминавшейся работы Л.Дор-мана и Б.Люиса [92] »здесь следует отметить работы [95, 99] ), в основном, связаны с представлением изостатических процессов в виде линейных систем, преобразующих высоты рельефа в аномалии силы тяжести, и нахождением их передаточных характеристик (функций полной проводимости), используемых для определения изостатического состояния горной области. В одной из публикаций [94] имеются указания, что при исследовании соответствия между аномалиями Буге и высотами рельефа о.Хонсю (Центральная Япония) зафиксировано наличие связи компонент периодов 300 км и 70 км, что, очевидно, можно рассматривать как подтверждение выявленных диссертантом множественных связей аномалий Буге и высот рельефа горных областей. Среди публикаций, посвященных приложениям кросс-спектрального анализа к изучению взаимосвязи гравитационного поля и рельефа дна океанов с целью оценки степени изостатической компенсации некоторых районов и являющихся дальнейшим развитием идей Л.Дормана и Б.Люиса, следует отметить работу М.Г.Когана, В.В.Костоглодова и М.И.Магницкой, к сожалению, опубликованную в малодоступном для советского чи

- 136 тателя издании [97] , и работу [100] , в которой проводится сопоставление практических результатов с данными теоретических расчетов. С.В.Процаенко [63, 64] при решении задач интерполяции данных морских гравиметрических съемок использует результаты кросс-корреляционного исследования связи гравитационных аномалий и данных батиметрии, косвенно свидетельствующие о наличии нескольких "уровней" связи. Можно надеяться, что выполненное в диссертации исследование привлечет к изучению кросо-спектральной структуры связи аномалий силы тяжести и высот рельефа внимание более широкого крута гравиметристов.

Отдельно следует остановиться на перспективах возможных применений разработанной методики.

При решении задач региональной геофизики особый интерес представляет рассмотренная в диссертации возможность последовательного выделения и интерпретации компонент уравнений связи, позволяющая осуществить гравиметрическое моделирование (прогнозирование) глубинного строения земной коры и верхней мантии горных регионов при отсутствии опорных данных о морфологии глубинных границ раздела.

При решении задач разведочной геофизики очистка от помех материалов гравиметрического исследования должна существенно повысить достоверность и информативность материала и, соответственно, однозначность его истолкования. Тем самым, при использовании разработки может быть получен существенный экономический эффект, расчет которого может быть произведен по стандартным методикам [40] . При исследовании в пределах статистически однородных по своим характеристикам участков возможно использование двумерного варианта кросс-спектральной идентификации помех, связанных с высотными отметками.

Представляется целесообразным объединение разработанного в диссертации подхода к изучению и описанию многокомпонентных связей аномалий Буге горных областей с подходом, основанном на изучении передаточных характеристик системы "высотные отметки - аномалии силы тажести". Использование многокомпонентных передаточных характеристик с полосами пропускания в различных частотных диапазонах позволит проводить интерполяцию и фильтрацию гравитационного поля горных областей не только в статистически однородной низкочастотной области, но и в области сложной структуры связи, представляющей интерес при реальных масштабах гравиметрических исследований в горах.

В целом же представляется, что использование разработанной методики исследования и выделения связи аномалий Буге с высотами рельефа горных областей может существенно повысить достоверность и геологическую эффективность горной гравиметрии.

Список литературы диссертационного исследования кандидат физико-математических наук Орлов, Всеволод Константинович, 1984 год

1. Андреев Б.А., Клушин И.Г. Геологическое истолкование гравита-ционных аномалий. Л.: Недра, 1965. - 496 с.

2. Аронов В.И. Обработка на ЭВМ значений аномалий силы тяжестипри произвольном рельефе поверхности наблюдения. М.: Недра, 1976. - 128 с.

3. АроноЕ В.И., Гордин В.М. О применении тренд-анализа в геологии. Труды/ВНИГНИ, 1973, вып.103, с.46-70.

4. Артемьев М.Е., Балавадзе Б.К. Йзостазия Кавказа. Геотектоника, 1973, й 6, с.20-33.

5. Артемьев М.Е., Камбаров Н.Ш., Дасымов А. Изостатическое состояние южных районов СССР. В кн.: Йзостазия. М.: Наука, 1973, с.67-75.

6. Афифи А., Эйзен С. Статистический анализ. М.: Мир, 1982.488 с.

7. Баранов В. Потенциальные поля и их трансформация в прикладнойгеофизике. М.: Недра, 1980. - 151 с.

8. Бат М. Спектральный анализ в геофизике. М.: Недра, 1980.535 с.

9. Бендат Дж., Пирсол А. Измерения и анализ случайных процессов.1. М.: Мир, 1974. 464 с.

10. Бендат Дж., Пирсол А. Применения корреляционного и спектрального анализа. М.: Мир, 1983. - 312 с.

11. Берлянд Н.Г. О возможностях автокорреляционного анализа приизучении структуры гравитационного поля. Изв.АН СССР. Сер. Физика Земли, 1971, № I, с.68-72.

12. Берлянд Н.Г. О выборе оптимальных параметров преобразованиягравитационных полей. В кн.: Прикладная геофизика,вып.52, М., 1968, с.119-127.

13. Берлянд Н.Г., Розе E.H. Применение корреляционного анализадля районирования потенциальных полей. Геомагнетизм и аэрономия, 1971, т.XI, В 2, с.

14. Бисенгалиев И.М. Особенности аномального гравитационного поляв горных условиях и его интерпретация. В кн.: Методы и результаты исследований сейсмоактивных зон Киргизии. Фрунзе: Илим, 1982, с.194-200.

15. Виленкин С.Я., Статистическая обработка результатов исследования случайных функций. М.: Энергия, 1979, - 320 с.

16. Вихирев Б.В., Степанов П.П. Методика изучения характера взаимосвязи гравитационных аномалий и еысот местности. -Сов.геология, 1970, Л 10, с.71-81.

17. Вуллард Дж. Региональные аномалии силы тяжести. В кн. Темная кора и верхняя мантия. М.: Мир, 1972,с.264-289.

18. Гамкрелидзе П.Д. Тектоническая карта Грузии. М-б 1:600000.

19. Ред.А.Л.Цагарели. М.: Изд-ео ГУГК, 1964.

20. Гарленд Дж. Форма Земли и силы тяжести. М.: Мир, 1967.196 с.

21. Геологическая карта Кавказа. М-б 1:500000. Гл.редактор

22. Д.В.НалИЕКИН. М.: Изд-во ГУГК, 1976.

23. Гладкий К.В. Гравиразведка и магниторазведка. М.: Недра,1967. 320 с.

24. Годунов'С.К. Решение систем линейных уравнений. Новосибирск: Наука, 1980. 177 с.

25. Гордин В.М., Михайлов В.О. Применение критерия Колмогорова

26. Винера при решении задач фильтрации и разделения геофизических аномалий. Изв.АН СССР. Оер. Физика Земли, 1977, № 2, с.48-62.

27. Гренджер К., Хатанака М. Спектральный анализ временных рядовв экономике. М.: Статистика, 1972. - 312 с.

28. Грибанов Ю.И., Мальков В.Л. Спектральный анализ случайныхпроцессов. М.: Энергия, Т974. - 240 с.

29. Григоркина Р.Г., Губер П.К., Фукс В.Р. Прикладные методыкорреляционного и спектрального анализа крупномасштабных океанологических процессов. JT. : Изд.ЛГУ, 1973. -Ï72 с.

30. Девис Дж. Статистика и анализ геологических данных. М.:1. Мир, Т977. 576 с.

31. Делинджер П. Морская гравиметрия. М. : Недра, T9R2. ЗТ2 с. ЯП. Дженкинс Г., Ватте Д. Спектральный анализ и его приложения.

32. Т.2.,- М.: Мир, 1972. 288 с.

33. Дорман Л.И., Пименов И.А., Сацук В.В. Математическое обеспечение исследований геофизических закономерностей на примере космических лучей. М. : Наука, 1978. - 152 с.

34. Дрейпер И., Смит Г. Прикладной регрессионный анализ. М. :1. Статистика, 1973. 392 с.

35. Евсеев C.B. Закономерности гравитационного поля Земли и .изостазия. В кн.: Доклады сов.геологов (Мездунар. геол.конгресс, 22 сессия). M., 1965, С.85-9П.

36. Евсеев С.'В. Земная кора и изостазия. Геофизический сборник.АН УССР, вып.66, 1975, с.З-ТП.

37. Евсеев C.B. Некоторые закономерности гравитационного поляи их значения для геодезии и геофизики. Киев: Изд.1. АН УССР, Т957. 72 с.

38. Евсеев C.B. Исследование топографо-изостатической редукцииуклонения отвеса и силы тяжести и испытание.наличия изостазии на Кавказе. ТрудыЛДЭДИГАиК, вып.29, 1939, с.13-49.

39. Евсеев C.B. К вопросу о зависимости аномалий Буге от.высоты.- Геодезия, картография и аэрофотосъемка, 1967, № 6, с.24-29.

40. Жонголович И. Д. Внешнее гравитационное поле Земли и фундаментальные постоянные, связанные с ним.- Труды/Институт теоретической астрономии, 1952, J& 3. 125 с.

41. Илькив P.P. Сравнение методов определения зависимости силытяжести от высоты. Геодезия, картографич и аэрофотосъемка, I98T, вып.33, с.24-27.

42. Каратаев Г.И. Статистические методы построения плотностных•разрезов известной геометрии по гравитационных аномалиям в условиях помех. Докл.Всесоюзн.семинара. Киев: Наукова Думка, тдят, с.82-97.

43. К вопросу о разделении аномалий силы тяжести.в.горных районах /В.К.Паламарчук, А.И.Лобенченко, Е.А.Тишина, Т.И. Тетерина. Геология и геофизика, Т979, Л 7,с.ТТ5-П8.

44. Китовани Ш.К., Папава Д.Ю. Перспективы нефтегазоносности Аджаро-Триалетской складчатой системы. В кн.: Материалы по геологии и нефтегазоносности Грузии. - Труды/йнс-титут геофизики АН Груз.ССР, Т976, т.ХХХУП, С.92-Т24.

45. Клушин И.Г. О трансформациях потенциальных полей. Прикладная геофизика, вып.24, Т960, с.72-86.

46. Кондратьев В.П. Метод скользящего дискретного преобразования

47. Фурье для быстрого вычисления энергии спектра. М.: Изд-во МИФИ, Т979, 8 с. (Деп.25 дек.Т979 г., В 4408-79 Деп).

48. Коняев К.В. Спектральный анализ случайных процессов и полей.1. М.: Наука, 1973. 168 с.

49. Кулханек 0. Введение в цифровую Фильтрацию в геофизике.1. М.: Недра, I98T. Т98 с.

50. Миронов B.C. Курс гравиразведки. Л.: Недра,Т980. - 543 с.

51. Моисеенко Ф.С. О множественности изостатических уровней-вземной коре и верхней мантии. Вестник ЛГУ, Т979, $ 6, С.5-ТЗ.

52. Морсин П.И., Уманцев Д.Ф. Использование аномалий силы тяжести в редукции Буге при изучении строения земной коры. Прикладная геофизика, вып.99. М. : Недра, 1981, C.I09-II7.

53. Никольский Ю.И., Милан Т.А., Коган 1.3. Геолого-геофизические исследования тектоники, магнетизма и металлогении Кавказа. I.: Недра, 1975. - 216 с.

54. Новая карта изостатических аномалий силы тяжести Кавказа

55. Балавадзе Б.К., Абашидзе В.Г., Ниаури Г.А. и др./ -Сообщ. АН Груз.ССР, 1982, т.108, }Ь 3, с.533-535.

56. Орлов В.К. Выбор радиуса региональности редукции Грааф-Хантера. Разведочная геофизика, вып.74, M., 1977, с.77-83.

57. Орлов Б.К. Исследование структуры связей аномалий Буге Кавказа с высотами топографии. Л. :НПО."Рудгеофизика", 1983,19 с. (Деп. в ВИНИТИ 2 фев.1983г.,Я598-83 Деп.).

58. Орлов В.К. Частотный анализ региональных связей аномалий Буге с высотами рельефа. Методы разведочной геофизики, вып.27, Л., 1976, с.51-56.

59. Отнес Р., Эноксон Л. Прикладной анализ временных рядов.1. М.: Мир, 1982, 428 с.

60. Программы по математическому обеспечению обработки и интерпретации геолого-геофизических материалов на ЭВМ. Л.: НПО "Рудгеофизика", 1982. - 354 с.

61. Цроцаенко C.B. К вопросу о связях гравитационных и магнитныханомалий с рельефом дна океанов. Изв.БУЗов. Геодезияи аэрофотосъемка, Т98Т, № 5, с.84-88.

62. Процаенко C.B. Корреляционный способ восстановления поля силы тяжести в океане. Изв.ВУЗов. Геодезия и аэрофотосъемка, Т982, № з, с.58-63.

63. Рабинер Л., Гоулд Б. Теория и применение цифровой обработкинаблюдений. М.: Мир, 1978. - 848 с.

64. Себер Дж. Линейный регрессионный анализ. М.: Мир, Т98П.396.с.

65. Семенов Б.Г. О минимальных размерах изостатически уравновешенных участков земной коры. Труды / СНИИШЮ, вып. 133, Новосибирск, 1971, с.5-13.

66. Скуин Б.Л. Зависимость аномалий силы тяжести от высоты в горной области. Геодезия, картография и аэрофотосъемка. 1967, В 6, с.36-41.

67. Скуин Б. Л. Зависимость аномалий Буге от средних высот рельефа. Геодезия, картография и аэрофотосъемка. T97I, В 6, C.99-T0I.

68. Сироткина Т.Н. Региональное гравитационное поле Кавказа и егогеологическое истолкование. Сов.геология, 1979, $ 3, C.I09-II6.

69. Сироткина Т.Н. Информативные особенности аномалий силы тяжести в редукциях Буге,. Грааф-Хантера и изостатической. (на примере Кавказа). Труды / ВОЕГЕИ, 1979, т.268, C.TI5-T23.

70. Справочник геофизика (Гравиразведка). М. : Недра,Т981.-397с.

71. Страхов В.Н. Современное состояние теории интерпретации гравитационных и магнитных аномалий и пути ее дальнейшего развития. Прикладная геофизика, вып.106. - М.: Наука, 1983, с.68-80.

72. Тихонов В.й. Статистическая радиотехника. М.: Радио исвязь, 1982. 624 с.

73. Тархов А.Г. О взаимных связях геофизических полей. Изв.АН

74. СССР, сер. геофиз., № 4, Т959, с.20-41.

75. Ушаков С.А., Иванов О.П., Тищенко Е.А. Нарушение изостазиии выделение малых плит литосферы в пределах Кавказа и его обрамления. В кн.: 2-й семинар по геодинамике Кавказа; Тбилиси, 1980. Тез.докл. - Тбилиси, 1980, с.51-53.

76. Форсайт Дж., Малькольм М., Моулер К. Машинные методы математических вычислений. М.: Мир, 1980. - 280 с.

77. Фотиади Э.Э. Геологическое исследование Русской платформы поданным региональных геофизических исследований и опорного бурения. М.: Гостоптехиздат, 1958. - 241 с. .

78. Харкевич A.A. Спектры и анализ. М.: Гос.изд-во сбиз.-мат.лит-ры, 1962. 236 с. ЯП. Хесшт Б.Э. Статистическое редуцирование региональных гравитационных аномалий Азербайджана. - Труды / Азербайджанское отделение ВНИИГеоФизика, 1975, вып.Ш, с.125-129.

79. Хесин Б.Э. Особенности геофизических поисков рудных месторождений в альпийских горных областях. Сов.геология, 1978, № 12, с.76-86.

80. Цубои Т. Гравитационное поле Земли. м.: Мир, 1982. - 288 с.

81. Иветков Э.И. Нестационарные случайные процессы и их анализ.1. М.: Энергия, Т973. Т28 с.

82. Цирульский A.B., Никонова Ф.Н., Федорова Н.В. Метод интерпретации гравитационных и магнитных аномалий с построением эквивалентных семейств решений / Методические рекомендации. Свердловск: УНЦ АНСССР, Т980. - 134 с.

83. Шестов Н.С. Выделение оптических сигналов на фоне случайныхпомех. М.: Сов.радио, Т967. - 348 с.

84. Шрайбман В.И., Жданов М.С., Витеицкий О.В. Корреляционные методы преобразования и интерпретации геофизические аномалий, М.: Недра, 1977. - 240 с.

85. Шрайбман В.И., Жданов М.С., Витвицкий О.В. Комплексная интерпретация данных полевой геофизики, основанная на корреляционных преобразованиях. Геология нефти и газа, 1980, Ш 7, с.11-13.

86. Юдборовский И.Е. Об отражении структуры поверхности Мохоровичича в аномалиях гравитационного поля горных регионов. Геология и геофизика, 1976, № 2, с.156-160.

87. Юдборовский И.Е. К вопросу применимости редукции Буге дляизучения глубинного геологического строения. Геофизический сборник АН СССР, 1978, вып.81, с.77-80.

88. Яновская Т.Е., Дорохова 1.И. Обратные задачи геофизики. Л.:1. ЛГУ, 1983. 2Т2 с.

89. Dormán L.M., Lewis B.T.K. Experimental Isostasy 2. Journ.

90. Geophys. Res., 1970, vol.75, N.I7, p.3367-3586.

91. Graaf-Hunter J. Reduction of obserwed gravity. Bull. Geodesique, 1958, N.50, p.I-I6.

92. Gtavity anomaly over the northen part of Central Japan 2/

93. Kono Yoshieru, Hibi Takeshi, Kubo Masayuki, Michigami Osami, Shibuya Kyoji Sei. Rept. Kanasawa Univ., 1982, vol.27, Ы.2, p.II7-I46.

94. Heiskanen w. Untersuchungen über Schwerkraft und Isostasie.

95. Helsinki, Buchdruckerei Artiengeselschaft, 1924, 96 s.

96. Lachapell G., Mainville A., Schwarz K.P. Empirical investigations on the free air gravity anomaly covariance function. Boll. geod. sci. affini, 1983, vol.42, N.I, p.85-89.

97. Londen K.E., Forsyth D. Roy. Astron. Soc., Geophys. Journ.,1982, vol.68, N.4, p.755-750.

98. Ribe Neil M. On the interpretation of frequency response functions for oceanic gravity and bathymetry. Roy. Astron. Soc., Geophys. Journ., 1982, vol.70, N.2, p*273-294.