CC BY
394
УДК 528.242:258.27:550.831:551.3
А.И. Каленицкий СГГ А, Новосибирск
ЕЩЕ РАЗ О РЕДУКЦИОННЫХ ПРОБЛЕМАХ ГРАВИМЕТРИИ
Гравиметрия является одним из основных методов физической геодезии, геодинамики, прикладной и разведочной геофизики. Она призвана самостоятельно или в комплексе с другими методами обеспечить решение целого ряда важных научных и практических задач. К их числу относятся: определение фигуры Земли и ее внутреннего строения, выявление причин и оценки последствий геодинамических процессов природного и техногенного характера, геологическое картирование и тектоническое районирование территорий, поиск и разведка месторождений различных полезных ископаемых и другие.
Однако объемы гравиметрии за последние 15 - 20 лет начали сокращаться, по крайней мере, в России не только из-за экономических трудностей перестройки, но и в результате снижения "отдачи" по сравнению с другими современными методами геофизики и геодезии. И это при том, что гравиметрия остается одним из самых точных и разрешающих методов исследований.
Сегодня, когда ускоренными темпами внедряются высокоточные измерительные и высокопроизводительные вычислительные средства, особенно актуальной становится потребность в корректировке традиционных методик и технологий определения силы тяжести, редуцирования как исходного (измеряемого) гравитационного поля, так и его аномальных значений [1, 2]. Вместе с тем, возникает ряд проблем, особенно в части, касающейся интерпретации результатов с привлечением полученных ранее производных материалов и данных, которые рано или поздно придется утилизировать.
Назрела необходимость в пересмотре процедуры подготовки содержания и порядка доведения до исполнителей нормативных документов. Они должны оперативно обновляться и содержать в основном ключевые положения конечных результатов, давая исполнителям в тесном взаимодействии с наукой возможность творческой реализации программ исследований.
Постановка вопросов
Приходится констатировать, что при решении задач редукционного плана в гравиметрии до сих пор нет единой методологии, определяющей приоритет фундаментальных и прикладных НИР в геодезии, разведочной геофизике, строительстве и геодинамике как общей, так и техногенной, где резервы метода далеко не исчерпаны. Существенную роль при этом сыграла неоднозначность и неопределенность в формулировках основных понятий и терминов, часто в зависимости как от предмета исследований, так и из-за ведомственной "разобщенности" использования результатов гравиметрии. На
это еще в 1965 г. указывали Б.А. Андреев и И.Г. Клушин [3], а позднее - автор данной статьи [1]. Однако до сих пор этот вопрос не снят с повестки дня.
Сложилась парадоксальная ситуация, которую можно проиллюстрировать следующим примером.
Еще в 70-х, начале 80-х годов были отработаны рекомендации, утвержденные МинГео СССР в качестве практического руководства [4], по существенному повышению качества определения гравитационных аномалий (редуцирования измеряемого гравитационного поля). Рекомендации содержат количественные показатели искажений аномалий в изданных в разное время картах, искажений □ методического плана, сложно коррелируемых с рельефом местности и превышающих (особенно в предгорных и горных районах) во много раз сечение изоаномал. По этим картам выполнялись и выполняются различные расчеты и построения как регионального плана, так и детального. При этом априори полагается, что точность карт соответствует декларируемой. Были даны рекомендации, как исключать указанные искажения. Поэтому в 1979 г. МинГео СССР организовало и провело специальные Всесоюзные курсы по переобучению специалистов-гравиметристов и обработчиков результатов гравиметрических съемок. Производство в ряде регионов страны начало переходить на новые технологии проведения и обработки результатов съемок с целью повышения геологической и экономической эффективности работ [5, 6]. Однако обновление нормативно-технической и учебно-методической базы гравиметрии задержалось до настоящего времени.
Понятийная неоднозначность обусловила проведение в процессе редуцирования некорректных операций, существенно осложняющих как процедуру выделения аномалий силы тяжести (АСТ), так и механизм разделения их на локальные и региональные составляющие. При этом становилось проблематичным выделение осложняющих, подлежащих исключению эффектов от известных геолого-плотностных объектов, с одной стороны, и выявление полезных, являющихся объектом изучения и исследований, с другой.
Основная причина осложнений связана с внесением элементов интерпретации в процесс редуцирования исходного гравитационного поля. Это повлекло необходимость неоправданных разработок различных способов и методик по ослаблению в ACT помех [7], часто никак не обусловленных реальными плотностными неоднородностями.
Основные понятия и термины
Редуцирование гравитационного поля □- это разделение силы тяжести на этапе обработки результатов гравиметровых измерений. Основная цель этой процедуры состоит в определении АСТ посредством вычитания из исходного гравитационного поля некоторой нормальной величины, представляющей гравитационный эффект теоретической (нормальной) модели Земли. При этом обязательно должно предполагаться, что исходная сила тяжести и ее нормальное значение получены в точке гравиметровых
измерений. Процедура должна быть, по возможности, простой как по исполнению, так и по физическому истолкованию.
Редуцирование гравитационных аномалий предполагает разделение, трансформирование АСТ так, чтобы можно было наиболее наглядно и, по возможности, количественно определить аномальный эффект объектов, явлений, являющихся предметом изучения: или планетарных, региональных, глубинных, или локальных, обусловленных проявлением приповерхностных геоструктур, а так же возмущающего гравитационного потенциала, уклонений отвеса, высот квазигеоида и так далее. На основе редуцирования аномалий и их интерпретации осуществляется качественная или количественная оценка параметров изучаемых объектов и явлений.
Сферический параллельный слой это материальный сферический слой постоянной толщины (по аналогии с плоско-параллельным слоем).
Промежуточный слои - слой переменной толщины, ограниченный сверху физической поверхностью Земли, снизу - уровнем относимости нормального поля. Он может считаться сферическим Пв топографической редукции, или плоским Пв редукции Буге. Заполняют промежуточный слой топографические массы.
Редукция Буге предполагает выделение одноименных аномалий силы тяжести в физической точке измерения при условии дополнительного учета в нормальном поле притяжения плоского промежуточного слоя с постоянной плотностью (С0).
Топографическая редукция аналогична редукции Буге. Отличается тем, что в нормальном поле учитывается притяжение сферического промежуточного слоя. Аномалии силы тяжести могут определяться или в полной, или неполной топографической редукции, когда в каждой физической точке учитывается гравитационное влияние постоянного по плотности промежуточного слоя соответственно всей Земли или только в пределах ограниченной области [3].
Рассмотрим физический и геометрический смысл редукций.
Редуцирование измеряемого гравитационного поля и аномалий силы тяжести
Исходным для вычисления аномалий является известное выражение
Л# = я-у, (1)
где g и у - соответственно измеренное и нормальное значения силы тяжести в физической точке.
Нормальное поле в произвольной точке на высоте Нц относительно эллипсоида, на поверхности которого известно распределение исходного нормального поля (у0), в редукции за свободный воздух определяется выражением
У С.в. =У0+ Яёс.в. =У0 + {ду/дН )-Нц, (2)
где ду/дН -□ нормальный вертикальный градиент силы тяжести. При высокоточных работах требуется учитывать связь его величины с широтой (В) и высотой [8]:
ду/дН = -0.30855(1 + 0.00071-cos2B)+ 0.0000000723• Нц , (3)
где величина Нц задается в метрах.
Аномалии силы тяжести в редукции за свободный воздух (Agc.e.), исходя из физического и геометрического смысла, призваны прямо удовлетворять потребности геодезии и разведочной геофизики. Однако они весьма "неудобны" для практического применения из-за трудности представления их значений в графическом виде как плане, так и по вертикальному разрезу вдоль любого произвольного профиля. Это обусловлено тем, что значения Agc.e. имеют прямую корреляцию с рельефом местности (точнее с отметками высот точек гравиметровых измерений). Кроме того эти аномалии
□ смешанные. В них не учитывается высота (£) квазигеоида над эллипсоидом. Последнее не представляет каких-либо помех для гравиразведки или локальной геодинамической гравиметрии из-за регионального характера изменений величины £, исключаемого при редуцировании ACT. В геодезии этот фактор, строго говоря, должен учитываться.
В связи с вышеуказанным наибольшее применение в практике работ нашла применение редукция Буге, хотя по физическому смыслу должна была применятся редукция топографическая. Задержка в применении последней объяснялась трудностями вычисления аномалий в сферическом варианте, имеющими место до недавнего времени [8]. Сейчас для применения топографической редукции препятствий практически нет [1, 2, 4].
Запишем выражение для определения нормального гравитационного поля в произвольной точке пространства соответственно в редукциях Буге и топографической
уБ =у0 + SgБ =у0 + Sgc.e. + Sgтмр£ (<Г0 ), (4)
Ут = У0 +SgT = У0 + $8с.в. +%сфпрс (<Г0), (5)
где Sg mnp-C ((т0) и Sgсфпрс ((х0) - гравитационное влияние промежуточного
слоя с постоянным значением плотности (с0), соответственно в плоском и
сферическом вариантах.
В связи со сложившийся практикой, расчеты по вычислению влияния промежуточного слоя в редукции Буге обычно производятся в два этапа. На первом этапе оно полагается равным притяжению плоско-параллельного слоя толщенной Нц. Второй этап расчетов связан с определением поправок (Sgp) за гравитационное влияние рельефа местности. Физический и геометрический смысл введения поправок однозначен - уточнение редукции Буге в результате замены гравитационного эффекта плоско-параллельного слоя на эффект "плоского" промежуточного слоя, когда уровенная поверхность относимости нормального поля (у0) считается плоскостью.
Если обозначить через гВ радиус области учета гравитационного влияния промежуточного слоя вокруг точки измерения силы тяжести, то при условии Нц << гВ для аномалий Буге получаем
AgB = g-Уб = g-уо + SgCM. + f с0 (l - Нц/2гВ )-Sgр (гВ ,с0 )] (6)
По аналогии, с учетом (5) можно записать выражение и для аномалий в топографической редукции. Отличие указанных двух редукций в аналитическом представлении весьма несложное. Однако именно в этом отношении до последнего времени почему-то существовало и существует больше всего неясностей и неопределенностей. И связано это было в основном (но не только) с учетом в редукции Буге поправок за рельеф почему-то в сферическом варианте (?).
Требовалось конкретизировать причины вышеуказанной неопределенности и выработать методические рекомендации по регламентации корректного решения задачи на основе анализа особенностей отражения сферичности Земли в гравитационном эффекте промежуточного слоя и выявления факторов, вызывающих корреляцию ACT с отметками высот рельефа местности в точках гравиметровых измерений.
Результаты анализа показали следующее [4].
Поправки за гравитационное влияние рельефа местности, которые учитываются практически в любых редукциях исходного гравитационного поля, изменяются как в плане, так и по высоте нелинейно, а значит, □ не могут линейно интерполироваться. В операторном выражении их величина может быть представлена в виде
где ги, /;. -□ соответственно внутренний и внешний радиусы внешней
учитываемой области;
5 Р1 -□ оператор вычисления поправок за рельеф в плоском варианте
при исправлении плоско-параллельного слоя Буге на реальный объем топографических масс;
Л5ё Рф □- оператор приведения величины “плоской” поправки к
сферическому виду.
В свою очередь, значения и Л5р выражаются в виде
где а и F - соответственно постоянные коэффициенты, характеризующие геометрию всей учитываемой области в плоском и сферическом представлении;
Нц □ — высота точки вычисления поправок (результативной точки);
Н и Н, Н0 - соответственно среднее весовое квадратическое значение и средние весовые значения высот рельефа местности вокруг результативной точки в пределах учитываемой области;
Ну □- отметка рельефа в центре элементарной площадки, на которые
разделяется учитываемая область в радиальном и угловом направлениях (/ = 1, 2, ..., т,j = 1, 2, ..., ш^.
dgf (гн, гк )= (гн, гк )+ Д&р ,
(7)
(S)
Двgp1 = FH - H)
В качестве весовых функций для определения Н0 и Я используются соотношения плановых размеров зон, на которые разделяется учитываемая область, а для определения Н □ соотношения коэффициента /*’ для каждой зоны.
Оператор для поправки за влияние промежуточного слоя топографических масс имеет вид
5сф- прсл (н,к,Ну)=5пл пр сл-{г„,Гк,Нц)+Л&сф-= ^2НЧИ -Н2V Г ■ н.
(9)
Вместе с тем выражение (8) для плоской поправки за рельеф можно представить в виде двух слагаемых
'=2 '
;пл(г„Л,Н/)=4?0 +5;’ = а\Н - Но2| + а(н„ - Но)2 . (10)
Первое слагаемое не зависит от величины Нц, но зависит от степени
изрезанности окружающего рельефа, второе меняется по субпараболическому закону, равняясь нулю при Нц = Н0 и возрастает по мере
увеличения абсолютной разности Нц -Н0 . Другими словами поверхность
#0 -□ эта поверхность минимальных (но не нулевых, если рельеф □- не плоскость) значений поправок.
На основе приведенных выражений можно сделать ряд важных выводов.
- Сферическая составляющая в (9) общей поправки за влияния топографических масс промежуточного слоя не зависит от высоты результативной точки. Вычисленные один раз значения Н однозначно позволяют для любой территории перейти от редукции Буге к неполной топографической, особенно важной для геодезии, и, наоборот, - от неполной топографической редукции к редукции Буге, используемой в прикладной гравиметрии.
- Имеется возможность определения значений Н0 (гн, гк) Н(гн, гк ) и 5о (гн, К) на конкретную территорию всего один раз, если рельеф на ней не претерпел существенных изменений, для гравиметровых работ самого разного масштаба. Величины Н0 и 5;0 интегральны по сути и могут интерполироваться в плане, то есть изображаться в виде планов и карт в электронном и (при необходимости) в графическом представлении. Значения 5;' могут быть также заранее представлены в виде электронной таблицы или аналитически. В результате, по мере получения пространственных координат точек гравиметровых измерений, для них сразу же можно определять поправки за рельеф во всей внешней, учитывая области согласно (10).
Приведенные операторные соотношения для круговой учитываемой области полностью соответствуют регулярной, когда цифровая модель рельефа (ЦМР) определяется массивом отметок высот в узлах квадратной сетки или тригональной.
Отпадает как не нужная и даже вредная трудоемкая операция осреднения высот рельефа в элементарных ячейках палеточного поля учитываемой области. Другими словами, генерализация снижает величину Фо и в целом всей поправки на значение, переменное в каждой результативной точке. Вместе с тем дискретность шага (Аг или Ах, Ау) задания ЦМР также обусловливает генерализацию и искажение поправок за рельеф и, как следствие □ за промежуточный слой топографических масс. В связи с этим были выявлены информативные характеристики изрезанности рельефа, разработан математический аппарат автоматизированного определения оптимальных условий задания ЦМР и редуцирования гравитационного поля с целью определения поправок за рельеф, влияние промежуточного слоя и аномалий силы тяжести с необходимой точностью
[4].
В аномалиях Буге, представляемых на изданных картах различного масштаба, как правило, отмечается сложная картина корреляции поля силы тяжести с высотами рельефа местности. Выяснилось [1], что физикогеологических причин наблюдаемой картины может быть, в основном, две: 1
□ унаследовательность земной поверхностью формы границ раздела геоструктур с различной плотностью (складок, тектонических блоков, изостатической поверхности основания земной коры и других), 2 □
глобальные плотностные неоднородности за пределами территории гравиметровых измерений (водные массы крупных озер, водохранилищ, морей и океанов, горных блоковых массивов), отличающихся по плотности от горных пород в районе работ. В отличие от бытующего еще мнения такие массы обусловливают не только региональный гравитационный фон, но и сугубо локальную составляющую, прямо зависящую от высоты точек гравиметровых измерений. В операторном представлении гравитационный эффект "боковых" масс можно записать в виде выражения
= а{гн, гк, А ст)х{^2/2, р{Л Ат)+ ^(й, р(г), Аг)+ ИцО{Н, Р(г\Аг)} (11)
где а - постоянный коэффициент, зависящий от размеров (гн, гк) области учета гравитационного влияния "боковых" масс относительно точки измерения силы тяжести; гн и гк - расстояния от результативной точки соответственно до начальной (внутренней) и конечной (внешней) границ учитываемой области; Аа - отличие принятой плотности "боковых" масс от плотности промежуточного слоя в редукции Буге или топографической -неполной или полной; Аг - размеры элементарных площадок, на которые "разбивается" учитываемая область: или сферические градусные зоны, или цилиндрические секторы, или квадратные площадки размером А х А, где А -шаг задания в узлах квадратной сетки текущих высот (Нц) результативных точек и глубин (^ аномальных "боковых" масс; Р(г) и р(г) - весовые функции для текущих значений h и координат соответствующих им элементарных площадок.
Видно, что первых два слагаемых в фигурных скобках зависят только от плановых координат результативной точки являясь фоновыми. Они, как
правило, исключаются при разделении аномалий силы тяжести (ACT) на локальную и региональную слагаемые. Третий член правой части выражения - сугубо локальный, прямо зависящей от высоты результативной точки. Значения этого слагаемого не могут интерполироваться в плане и не допускают построения планов, схем, карт в изоаномалах, а значит и всей поправки SgE в целом. Значения первых двух слагаемых можно отразить в виде электронных или графических карт, схем или планов.
В отношении вышеуказанных первых двух слагаемых (что особенно важно!) следует иметь в виду следующее.
- Всегда имеется возможность определять их значения заранее.
- Расчеты можно выполнить один раз, а результаты использовать в дальнейшем многократно в зависимости от особенностей задач, решаемых гравиметрией. При этом не только не требуется проводить операцию осреднения значений h в пределах элементарных площадок их задания в цифровой модели, а, наоборот, запрещается. Это связано с тем, что величина самой поправки за влияние "боковых" масс" состоит (как и поправки за рельеф) из двух составляющих, одна из которых зависит, в первую очередь, от степени изрезанности (разновысотности, разноглубинности) верхней или нижней границ аномальных масс.
- Для третьего слагаемого можно определить значения вертикального градиента, которые интерполируются в плане, построить карты, схемы или планы его значений. Тогда при получении плановых координат и высот точек гравиметровых измерений можно будет сразу же вычислять значения этого слагаемого и величины SgE в целом.
Следует отметить, что учет и исключение гравитационного влияния “боковых” масс должен тщательно выполняться и учитываться только после редуцирования измеряемого гравитационного поля □ на этапе интерпретации аномалий силы тяжести, но до выделения локальных аномалий. В связи с этим особо подчеркнем, что в наблюденные значения силы тяжести на поверхности моря нельзя вводить поправки за влияния водных масс (или рельефа морского дна). Должны только учитываться поправки, связанные с волнением водной поверхности. Измеренные значения силы тяжести здесь после прямого вычитания из них величины y(Q являются одновременно и аномалиями в полной топографической редукции, и в свободном воздухе, так как морская невозмущенна поверхность □- уровенная, то есть геоид.
К искажающим факторам, обусловленным несовершенством методики редуцирования измеряемого гравитационного поля, относятся следующие.
1 - использование переменной величины плотности промежуточного слоя топографических масс или поправок за рельеф, тогда как она должна считаться постоянной (а0 = const);
2 - учет сферичности Земли при определении поправок за рельеф для “плоской” редукции Буге;
3 - различие размера учитываемой области в редукции Буге, когда плоско-параллельный слой полагается бесконечным, а учет поправок за рельеф осуществляется в области, ограниченной радиусом гк, - создается искусственно ложный эффект “боковых” масс;
4 - необоснованное произвольное или директивное (нормативное) установление величины гк;
5 - использование нормальных высот точек гравиметровых измерений вместо геодезических.
Без исключения влияния первых четырех факторов в процессе редуцирования гравитационного поля (выделения аномалий) не может быть и речи о точной гравиметрии при разведочных работах и мониторинге геодинамических процессов на локальных территориях. В физической геодезии и при проведении геодинамических исследований в региональном и, особенно - в глобальном масштабе, надо стремиться к исключению влияния пятого фактора. Кроме того, на современном этапе возросла необходимость учета разновысотности точек гравиметровых измерений, соответствующих им аномальных значений силы тяжести и возмущающего потенциала в процессе математического и геоинформационного моделирования объектов исследований в аномальном гравитационном поле. Покажем это на модельном примере (см. рисунок), который отражает простую геологофизическую ситуацию: Земля - нормальная, сила тяжести на ее поверхности -нормальная, топографические массы представлены сферическим слоем в виде
о
полудиска толщиной Н = 2 км с плотностью а = 2.67 г/см . Радиус диска г = 10 км. Полудиск “продолжен” вниз на глубину h = 10 км как аномальная масса с избыточной плотностью Аа = 0.33 г/см3 относительно вмещающих масс.
Рис. Упрощенная модель топографических масс
Пусть в центре круга ограничивающий полудиск, на уступе и под ним (на рисунке в точках 1 и 2) измерены значения силы тяжести gH1 и gH2. Требуется найти аномальные значения силы тяжести в обеих точках. Они, по логике, должны отличаться на разницу гравитационного эффекта модели “погребенных” аномальных масс, а не быть одинаковыми, как это следует из традиционных представлений о редуцировании гравитационного поля для точек, имеющих равные значении плановых координат!
В рассматриваемом случае “измеренная” сила тяжести в выбранных точках составит
gH = Г + gT + ga =
( л ^2 ^
V д? и + d 7 H 2 Гонц +—г нц
дН ц дН2 ц
+ gT + ga:
где gT и ga -□ эффект соответственно топографических и аномальных масс,
Нц -□ значения геодезической высоты результативных точке, равные
соответственно 2 км и 0.
С учетом сферической составляющей согласно (7)-(8), где F(г) = 111,87 • sin^, R = 6373 км - средний радиус Земли, получаем
gHi = Го — 516,06 + 31,68 = Го — 484,38 (мГал), gH 2 = Го —100,74 + 40,53 = Го — 60,21 (мГал).
Разница аномального эффекта от “погребенных” масс теоретически составляет
Aga = ga1 — ga2 = 31,68 — 40,53 = —8,85 (мГал)
В таблице приведены результаты определения аномалий силы тяжести и их разницы в точках 1 и 2 для четырех вариантов.
Таблица. Значения аномалий и их разницы для различных модификаций
редуцирования в точках 1 и 2, мГал
rk, км № точек Редукция( "радиус параллельного слоя)
AgБМ (») A а~Б И A Agy (гк ) A AgHT (гк ) A
400 1 2 38,07 40,53 -2,46 31,17 40,58 -9,41 31,73 40,58 -8,85 31,68 40,53 -8,85
200 1 2 34,00 40,53 -6,53 30,61 40,58 -9,97 31,73 40,58 -8,85 31,68 40,53 -8,85
10 1 2 9,62 40,53 -30,91 9,57 40,58 -31,01 31,73 40,58 -8,85 31,68 40,53 -8,85
В первом (для смешанной аномалии Дgfм) плоско-параллельный слой полагается бесконечным =2 ж/а0-Нц), поправка за рельеф -□
сферической. Во втором (для “плоской” аномалии ДgБ, неопределенной по размеру области учета топографических масс) эффект бесконечного плоскопараллельного слоя исправляется "плоской" поправкой за рельеф в области, ограниченной внешним радиусом гк. В третьем (для уточненной аномалии
Буге Дgy) размер учитываемой области, одинаковый для плоского слоя и поправки, ограничен конечной величиной радиуса гк. В четвертом (для неполной топографической аномалии Д^т) учитываемая область,
ограниченная радиусом гк, одинакова для сферического слоя и сферической поправки за рельеф. Решение задачи, в свою очередь, проводилось при значениях гк, равных соответственно 400, 200 и 10 км. Последнее значение величины радиуса выбрано, исходя из принятой модели топографических масс.
Для смешанной редукции при гк = 200, 400 км в точке 1, как и ожидалось, получено фиктивное значение аномалии, коррелируемое с ее высотой. При исключении сферической составляющей из поправок за рельеф в этой же точке получена относительно небольшая величина искажения, вызывающая обратную корреляцию аномалии с высотой. Указанное искажение резко возрастает по мере уменьшения размеров области учета поправок за рельеф. Это хорошо видно на примере вычисления значений
ДgБМ и Д~Б при гк = 10 км. Здесь излишние, не учитываемые поправками за рельеф массы, которыми "засыпается" для точки 1 бесконечный плоский слой, проявляются ощутимо, обеспечивая обратную корреляцию аномалий с высотой.
Кроме того, как видно из модельного примера, аномалии силы тяжести, строго говоря, не могут линейно интерполироваться в плане, если рельеф поверхности между точками гравиметровых измерений изменяется по высоте нелинейно. Отсюда следует важный вывод: выбраковку разновременных измерений силы тяжести по соответствию их аномальных значений ранее построенным планам изоаномал формально делать нельзя. Обязательно необходимо привлекать данные о высотах пунктов и характере рельефа местности.
Методологическое, методическое и практическое значение для геодезической и прикладной гравиметрии имеет вопрос, связанный с определением последовательности учета и исключения гравитационного влияния известных аномалеобразующих факторов - при геологическом редуцировании (термин впервые введен Э.Э. Фотиади). Геологическое редуцирование, включая учет и исключение гравитационного эффекта геоструктур, в том числе “боковых” масс, должно выполнятся после определения АСТ, но до процедуры разделения аномального поля. Это позволяет получить остаточное поле гравитационных аномалий, которое при его разделении (редуцировании) на региональную и локальную составляющие обеспечивает количественную (а не качественную, как при разделении “полного” аномального поля силы тяжести) сопоставимость локальных аномалий с модельными гравитационными эффектом объекта исследований. Степень их соответствия является критерием качества моделирования исследуемого объекта [5, 6].
Особо подчеркнем, что требование к постоянству величины <г0 не относится к случаю учета поправок (Д^и Дф) в уклонения отвеса за влияние топографических масс в центральной зоне (до радиуса 48.5 км) [8]. Более того, она должна быть переменной, так как на изменение положения отвеса влияют не только превышения рельефа относительно уровня результативной точки, но и дифференциация топографических масс по плотности, что, кстати, и отражает аномальное гравитационное поле во внешней учитываемой области (от 48.5 до 1000 км), используемое при определении возмущающего потенциала (Т), уклонений отвеса и аномалий высот (С) в геодезии. И это соответствует отмеченным выше требованиям, так как
процедура определения значений Т является процессом моделирования гравитационного поля. Следует в связи с этим отметить, что в геодезии, к сожалению, часто выполняется математическое моделирование оценочное (приближенное), как предварительное в прикладной гравиметрии. Поэтому на территориях сопряжения осадочных бассейнов с образованиями платформенного или складчато-орогенного типа ошибки вычисленных поправок в уклонения отвеса и высоту квазигеоида над эллипсоидом возрастают, искажая конечные результаты (в триангуляции, нивелировании).
Вместе с тем предварительное моделирование допустимо в случае оценки требований к точности топографо-геодезического обеспечения высокоточной гравиметрии при изучении геодинамических процессов, особенно в локальном плане, когда ведется мониторинг техногенной геодинамики. В этом случае нормативные требования, основанные на точности определения нормальной силы тяжести и ее вертикального и горизонтального градиентов, становятся неприемлемыми. Требуется оценка по аномальным градиентам [9].
Таким образом, методология и технология обработки и интерпретации результатов гравиметрии требуют коренной корректировки. По большому счету, карты гравитационных аномалий для территорий с рельефом средней и высокой степени изрезанности, перепадом высот от 200 м и более должны быть исправлены с исключением проявления перечисленных методических факторов.
По-видимому, настало время пересмотреть систему определения нормальных высот на основе переориентации некорректной в некоторой степени технологии определения положения уровня квазигеоида внутри топографических масс на однозначную и корректную концепцию объемного представления поля ортометрических (нормальных) и геодезических высот во внешнем относительно земной поверхности пространстве. Вычисление высот ниже этой поверхности не требуется. Предпосылки для перехода к такой концепции имеются:
1 - прямое определение геодезических высот точек местности спутниковым методом,
2 - совмещение точек спутниковых определений с реперами нивелирования на земной поверхности, а во внешнем пространстве -геодезических координат и ортометрических высот самих спутников над уровнем океана (геоида) посредством альтиметрии,
3 - возможность совмещения нивелирных ходов с гравиметрическими и спутниковыми, что при имеющихся сейчас высокопроизводительных, портативных гравиметрах несложно, в том числе по затратам, а математическое обеспечение возможности определения ортометрических (нормальных) высот достигается (при оптимизации дискретности шага измерений) численным интегрированием согласно известному выражению
где g - текущее значение силы тяжести вдоль линии, начиная от исходного репера (0) до определяемой точки (M); gm - среднее интегральное значение силы тяжести по линии;
4 - возможность определения возмущающего потенциала на земной поверхности, его аппроксимации и пересчета вверх. Аппроксимация может производиться методом подбора подсобной модели, например, точечных масс или тонкого слоя. Гармоническая аппроксимация на неровной поверхности может дать загрубление результатов.
Базовыми опорными площадками (площадными реперами) для дальнейших построений полей высот могут служить геодинамические, в том числе локальные техногенные полигоны, где регулярно проводится комплекс геодезическо-гравиметрических измерений и построений картосхем локальных (квази)геоидов и в пределах которых затем может осуществляться спутниковое нивелирование для нужд потребителей. Вместе с комплексом ФАГС и ВГС они, в конечном итоге, позволят обеспечить решение задач глобального, регионального и локального значения.
БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК
1. Каленицкий, А.И. К проблеме повышения качества редуцирования гравитационного поля для геологической интерпретации [Текст] / А.И. Каленицкий. -Новосибирск: СНИИГГиМС, 1987. - 28 с. -Деп. в ВИНИТИ, № 6404-В.87.
2. Каленицкий, А.И. Геодезическо-гравиметрический мониторинг техногенной геодинамики инженерных сооружений [Текст] /А.И. Каленицкий// Геодезия и картография. - 2000. - № 8. - С. 24-27.
3. Андреев, Б.А. Геологическое истолкование гравитационных аномалий [Текст] : учебное пособие / Б.А. Андреев, И.Г. Клушин. - Л.: Недра, 1965. - 496 с.
4. Методические рекомендации по учету влияния рельефа местности в гравиразведке [Текст] : Практическое руководство МинГео СССР/А.И. Каленицкий,
В.П.Смирнов; Отв. за выпуск АИ.Каленицкий.-Новосибирск: СНИИГ-ГиМС, 1981. - 171 с.
5. Каленицкий, А.И. Результаты применения моделирования в рудной геофизике в различных районах Сибири [Текст] : Монография / Н.А. Гладков, Г.А. Исаев, А.И. Каленицкий, В.С. Моисеев, Г.Г. Ремпель и др. // Мин-во геол. СССР; Сибирский науч.-исслед. инст. геологии, геофизики и минер. сырья. Под ред. B.C. Моисеева, Г.Г. Ремпеля, 1989 г. - 219 с.
6. Каленицкий, А.И. Способы обработки и интерпретации данных гравиметрии при поисках и разведке рудных месторождений в Западной Сибири [Текст] : Междуведомственный сборник научных трудов ЦНИИГАиК / Развитие гравиметрии и гравиметрического приборостроения в СССР // Г.Г. Ремпель, А.И. Каленицкий, В.П. Смирнов, Н.П. Парашуков. - М.: ЦНИИГАиК. - 1983. -С. 142 - 143.
7. Экспресс-информация ВИЭМС. Сер. Разведочная геофизика (отечественный производственный опыт). - М., 1984. - Вып. 5. - 32 с.
8. Шимбирев, Б.П. Теория фигуры Земли [Текст] : Учебник / Б.П. Шимбирев: - М.: Недра, 1975. - 432 с.
9. Каленицкий, А.И. О требованиях к топографо-геодезическому обеспечению инженерно-гравиметрических исследований [Текст] / А.И. Каленицкий // Геодезия и картография. - № 7. - 1995. - С. 12 - 14.
© А.И. Каленицкий, 2006
