авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 ||

«АКАДЕМИЯ НАУК АЗЕРБАЙДЖАНА ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ Ф.А.КАДИРОВ ГРАВИТАЦИОННОЕ ПОЛЕ И МОДЕЛИ ГЛУБИННОГО СТРОЕНИЯ ...»

-- [ Страница 2 ] --

гань. Основные результаты исследования гравитационных аномалий освещены в работах Р.М.Гаджиева, И.О.Цимельзона, Г.Ш.Шенгелая и Т.С.Амирасланова, Н.Р.Насруева, Л.И.Андре- Евлах ева, Н.А.Елисеенко, Т.Ш.Тагиева [23, 27, 30, 34, 67, 86]. Шамахы Схема гравитационного поля области исследования в ре- Инджа дукциях Буге представлена на рис. 5.11. В пределах централь ной части Куринского межгорного прогиба наблюдается резко 120 Мюсюслю выраженный Азербайджанский максимум. Он отличается ано малиями до +100 мГал. Преобразование Хартлея было приме- Кюрдемир нено к гравиметрическим данным Куринской межгорной впади Северная Координата (км) 100 Сорсор ны, заданных в узловых точках сетки размером 32х32 с шагом 5 Зардаб км [87]. Логарифмический спектр мощности аномалий Буге при водится на рис. 5.12. Спектр мощности гравитационного поля Джарлы по наклону кривой разделяется на две области, которые носят Агджабеди информацию о длинных и коротких волнах. Частота среза, от- Агдам деляющая региональную и локальную области, в данном слу- Мурадханлы Саатлы чае определяется равной кс=0.22 рад·км-1. Наклон кривой ука зывает, что в длинноволновой области среднее значение глу Бейлаган бины аномалиеобразуюшей плотностной границы равно 11, км, а в коротковолновой области - 2,85 км. АшагыВейсаллы На рис.5.13. изображены результаты низкочастотной фильтрации с частотой среза kc=0,228 радкм-1 с использова нием преобразования Хартлея. На рис. 5.14. изображены ре- Бегменли зультаты высокочастотной фильтрации с kc=0,228 радкм -1 с Биласувар использованием преобразования Хартлея. На этой карте Са атлы-Кюрдамирский максимум отображается единым мери- 0 20 40 60 80 100 120 диональным полем. Максимальное значение достигает до 4 Восточная Координата (км) мГал. Отдельно проявляется Мюсюслинская положительная аномалия. На севере и юге от Ашагы-Вейсаллинской положи тельной аномалии выявляются две отрицательные аномалии. Рис.5.11. Гравитационное поле Куринской межгорной впадины Положительная аномалия, выявленная в районе Агдама, яв ляется слабой. На карте локальных аномалий Евлах Агджабединский минимум выявляется со значением, равным 3 мГал. Отметим, что полученные аномалии согласуются с 6. 4. Y = -23.5912 * X + 5. Ln A 2. Y = -3.13579 * X + 1. 0. -2. 0.00 0.20 0.40 0.60 0. K (рад/км) Рис. 5.13. Результаты низкочастотной фильтрации гравитационного поля Рис. 5.12. Кривая логарифма спектра мощности гравитационного поля Куринского межгорного прогиба, Куринского межгорного прогиба полученного применением преобразования Хартлея Рис. 5.15. Результаты высокочастотной фильтрации гравитационного Рис. 5.14. Результаты высокочастотной фильтрации гравитационного поля Куринского межгорного прогиба, поля Куринского межгорного прогиба, полученного применением преобразования Фурье полученного применением преобразования Хартлея Глубины залегания аномалиеобразующих объектов, оп- аномалий вторых вертикальных производных гравитационного ределенных наклоном спектра мощности, находятся в согла- потенциала, определяются особенностями геологического сии с данными сейсморазведки и скважинных исследований.

строения, охватывающие интервал глубин от 3 до 5 км. Значе По результатам ГСЗ глубина залегания кристаллического ния средней глубины залегания поверхности мезозоя, разно фундамента в зоне Саатлы - Кюрдамирского максимума опре- сти плотности между кайнозойскими и мезозойскими породами делена 7 - 8 км, а в зоне Евлах - Агджабединского минимума на исследуемой площади, позволяют констатировать, что эти 14 – 15 км [23, 79, 80]. Глубина 11,8 км связана с поверхностью аномалии в основном связаны с гипсометрией поверхности кристаллического основания, а 2,85 км с поверхностью внутри мезозойского слоя [23].

кайнозойских отложений.

5.2.1. Вторые вертикальные производные гравитационно го потенциала центральной части Куринской межгорной впадины Исследование вторых вертикальных производных грави тационного потенциала центральной части Куринской межгор ной впадины проводилось, с применением преобразование Хартлея к высокоточным гравиметрическим данным.

Преобразование Хартлея было применено к гравимет рическим данным исследуемой области, заданных в узловых точках сетки размером 32х32 с шагом 5 км. Начало координат ной системы расположено в юго-западном углу области ис следования. Ось Х направлена к востоку, а ось У к северу. На рис. 5.16. представлена карта вторых вертикальных производ ных гравитационного потенциала центральной части Курин ской межгорной впадины. Положительная аномалия от Биля сувар протягивается в двух направлениях: Билясувар Мюсюслю и Билясувар - Ашагы Вейсаллинская. Максимальное значение наблюдается в 40 км западнее от Билясувар (макси мум Билясувар-Карадонлу). Здесь значение второго верти кального производного достигает 7 мГал/км. Со значением мГал/км выявляется Ашагы Вейсаллинская локальная анома лия. На северо-востоке Саатлы значения положительной ано малии равны 4 мГал/км (Саатлинский максимум). На Евлах Агджабединской зоне прогиба наблюдаются отрицательные аномалии вторых вертикальных производных гравитационного потенциалах. -3 мГал/км. Две замкнутые отрицательные ано Рис. 5.16. Вторые вертикальные производные гравитационного малии меньшего размера наблюдены на севере и юге от Аша- потенциала центральной части Куринской межгорной впадины гы Вейсаллинской аномалии. Интенсивность и положение 5.3. Гравитационная модель глубинного строения гравиметрических исследований с данными сейсмической и Прикаспийско-Губинской области электрической разведок позволила сделать вывод о том, что интенсивная складчатость приурочена к краевой части мини Прикаспийско - Губинская область, охватывающая се- мума, а не к минимальным значениям силы тяжести. Все верное крыло юго-восточного погружения мегантиклинория структуры, выявленные другими методами геофизической Большого Кавказа и Гусар - Девечинского прогиба, характери- разведки в северо-восточной части района, отображаются на зуется очень сложными геолого-геофизическими условиями. гравиметрической карте осложнением изолиний. Геологиче Исследование этой области с использованием только одного ская интерпретация гравитационного поля показывает, что в метода геофизической разведки очень затрудняется. Большая Прикаспийском районе простирание изоаномал отвечает про роль в изучении глубинного строения Прикаспийско - Губин- стиранию известной складчатости северо-запад - юго ской области и прилегающей акватории Каспийского моря восточного направления. Только на юго-западном борту При принадлежит В.Е.Хаину, Ф.С.Ахмедбейли, А.Н.Шарданову, каспийско - Губинской депрессии мезозойские поднятия ото Г.А.Ахмедову, С.Г.Салаеву и К.А.Исмаилову, Р.А.Абдуллаеву, бражаются локальными аномалиями.

Х.Д.Джафарову [23, 88-91]. Схема гравитационных аномалий области исследования Эта область характеризуется отрицательным гравитаци- в редукциях Буге представлена на рис. 5.17. Область иссле онным полем. Гравитационные аномалии этой области иссле- дования охватывает зону Прикаспийско - Губинского и часть дованы В.В.Вебером, В.В.Федынским, В.И.Куликовым, Восточно-Азербайджанского минимумов.

Р.М.Гаджиевым, И.О.Цимельзоном, Т.С.Амираслановым [12 15, 23, 25, 92]. Прикаспийско - Губинский гравитационный ми нимум разделяется на три аномальные зоны второго порядка:

а) центральная осевая зона (осевая часть);

б) прибрежная зона (северо-восточный борт);

с) предгорная зона (юго-западный борт).

Центральная депрессионная зона характеризуется не большим градиентом гравитационного поля. Изолинии этой зоны простираются в направлении северо-запад - юго-восток.

Центральный участок зоны, имея относительно повышенное значение аномалий силы тяжести, делит эту зону на две час ти: северо-западную и юго-восточную. Для этой зоны харак терно отсутствие местных аномалий.

Прибрежная зона Прикаспийско-Губинского минимума характеризуется монотонным гравитационным полем. Анома лии гравитационного поля в этой зоне нарастают в сторону моря. Для этой зоны характерно отсутствие локальных анома лий. Следует отметить, что изолинии аномалий гравитацион ного поля претерпевают осложнения в пунктах Ахзыбыр-чала, Худат, Ялама.

Предгорная зона характеризуется наличием ряда ло кальных максимумов. Совместная интерпретация результатов Рис.5.17. Гравитационное поле Прикаспийско-Губинской области Преобразование Хартлея было применено к гравимет рическим данным Прикаспийско - Губинской области, задан ных в узловых точках сетки размером 32х19 с шагом 5 км [93].

Логарифмический спектр мощности аномалий Буге приводится на рис. 5.18. Пространственная частота (волновое число) сре за в данном случае определяется - кс=0,1868 рад·км-1. Наклон кривой в длинноволновой области указывает глубины анома лиеобразуюших границ, равных 15,42 км, а в коротковолновой области - 1,25 км. На рис. 5.19. изображены результаты низко частотной фильтрации с частотой среза kc=0,1868 рад·км-1 с использованием преобразования Хартлея. На этой региональ ной карте видна полоса глубокого минимума, имеющая Б.Кавказское направление (-85мГал). Относительный макси мум наблюдается на северо-восточной части района исследо ваний (-45 мГал).

На рис. 5.20 изображены результаты высокочастотной фильтрации с kc=0,1868 рад·км-1 с использованием преобра зования Хартлея и фильтра Баттерворта. На этой карте поло жительные аномалии видны на СВ и ЮЗ участках области ис следования. Между этими максимумами находится зона отно сительно положительной аномалии. Глубины залегания ано малиеобразующих объектов, определенные наклоном спектра мощности, находятся в согласии с данными сейсморазведки и скважинных исследований.

По результатам КМПВ, МОВЗ, МТЗ глубина залегания кристаллического фундамента в зоне Гусарчай-Гусар-Ялама определена 8-18 км. В центральной части она имеет глубины 14-18 км [98]. Такие изменения кристаллического фундамента согласуются с изменениями региональных гравитационных аномалий. Глубина 15,42 км связана с поверхностью кристал- Рис. 5.18. Кривая логарифма спектра мощности гравитационного поля лического фундамента, а 1,25 км с поверхностью внутри кай- Прикаспийско-Губинской области нозойских отложений.

5.3.1. Вторые вертикальные производные гравита ционного потенциала Прикаспийско-Губинской области На рис. 5.21. представлена карта вторых вертикальных производных гравитационного потенциала Прикаспийско Губинской области. На площади, охватывающей населенные пункты Худат, Хачмаз, Гусар, Губа, Девечи наблюдаются от рицательные аномалии вторых вертикальных производных гравитационного потенциала. Максимальное значение, равное 2,5 мГал/км, в виде замкнутой изолинии, наблюдается на юго западной части региона исследований.

Рис. 5.19. Результаты низкочастотной фильтрации гравитационного поля Прикаспийско-Губинской области, полученного с применением преобразования Хартлея Рис. 5.21. Вторые вертикальные производные гравитационного потенциала Прикаспийско-Губинской области.

Другая зона положительных аномалий вторых вертикаль ных производных гравитационного потенциала наблюдается на северо-восточной части области исследования, в Каспийском море. Отметим, что трансформация поля гравитационных ано Рис. 5.20. Результаты высокочастотной фильтрации гравитационного малий к полю вторых вертикальных производных гравитацион поля Прикаспийско-Губинской области, ного потенциала существенно упрощает гравитационную кар полученного с применением преобразования Хартлея тину изучаемого района. На этой карте выделяются одиночные и первого порядка структуры. В населенных пунктах Зухур и Гу ба наблюдаются слабые, относительные замкнутые, положи тельные аномалии. Положительная замкнутая аномалия на блюдается также в Каспийском море напротив населенного пункта Хачмаз. Полученные аномалии вторых вертикальных производных гравитационного потенциала, возможно, объяс няются поднятиями и опусканиями плотностных границ, охва тывающих интервал глубин от 3 до 5 км.

5.3.2. 3D моделирование глубинного строения кристалли ческого основания Прикаспийско - Губинской области Глубина кристаллического фундамента исследуется ко личественным анализом гравитационного поля с учетом: а) изменения плотности на подошве зоны малых скоростей, дос тигающей 0,3-0,4 г/см3, б) зависимости разности плотности от глубины по квадратичному закону.

Зона малых скоростей на исследуемой области имеет мощность 5-10 м, а скорость волн в ней 430-620 м/сек [91]. С учетом результатов скважинных, лабораторных и сейсмиче ских исследований была составлена общая модель плотности для области. В этой модели выделяется пять петроплотност ных этажей с увеличивающейся сверху вниз средней плотно стью: четвертичный 1,95 г/см3;

палеоген-неогеновый 2,23 г/см3;

меловой 2,48 г/см3;

байос-верхнеюрский 2,62 г/см3 и нижнеюр ско-ааленовый 2,72 г/см3 [23, 94-97]. Соответственно на кон тактах разности плотностей равны 0,28;

0,25;

0,14;

0,1 г/см3.

Мощности слоев соответственно приняты 0,2;

5,8;

2;

2;

5 км.

Разность плотности между мезозойским комплексом и кристал лическим основанием равна 0,1 г/см3. При определении квадра тичной зависимости (разность плотности) от глубины, на по дошве зоны малых скоростей, разность плотности была приня та равной -0,4 г/см3. На рис. 5.22. показано изменение разности плотности от глубины. Коэффициенты квадратичной функции а0= 0,3489, а1= 0,0299, a2= 0,00084.

Рис. 5.22. Аппроксимация глубинной зависимости разности плотности в виде квадратичной функции Вычитая линейное региональное влияние подъема бо лее плотных и древних пород, равное 20 мГал, из карты ано малии гравитационного поля в редукции Буге, получаем "оста точную" гравитационную карту исследуемой области. Данные этой карты используются в качестве исходного поля. На рис.

5.23. представлена глубина кристаллического основания При каспийско-Губинской области, вычисленная программой GR3DSTR после десяти итераций. На рис.5.24. представлен гравитационный эффект части земной коры лежащей над кри сталлическим основанием. Сравнение карты аномалий Буге и гравитационного эффекта от кристаллического фундамента, с учетом поправки (20мГал), показывает на соответствие этих значений.

Рис. 5.24. Гравитационный эффект от поверхности кристаллического основания Прикаспийско-Губинской области при квадратичной зависи мости разности плотности. Контур интервал через 5 мГал Из полученной карты глубин кристаллического основания Прикаспийско-Губинской области видно, что большие глубины получаются между населенными пунктами Гусар-Хачмас-Худат.

Здесь средняя глубина достигает значения 15 км. Другая зона с таким же значением средней глубины наблюдается в районе Девечи. Эти два погруженных участка отделены друг от друга поднятием кристаллического основания. Средняя глубина кри сталлического фундамента под этой зоной 10 км. В районе Зу хур видно поднятие кристаллического основания. Небольшое поднятие кристаллического основания наблюдается в Каспий Рис.5.23. Карта глубин поверхности кристаллического основания ском море напротив Хачмаса. Зонам поднятия кристаллическо Прикаспийско-Губинской области. Контур интервал через 3 км го основания в карте вторых вертикальных производных соот ветствуют максимумы. Этот факт указывает на генетическую связь поднятий верхних осадочных слоев с поднятием кристал лического основания.

ГЛАВА 6 ний и об аномальном поле, интерпретатор составляет гипоте зу о распределении плотностных неоднородностей и строит МОДЕЛИ ГЛУБИННОГО СТРОЕНИЯ ЗЕМНОЙ КОРЫ начальную схему геологического строения. Местоположение и ВДОЛЬ РЕГИОНАЛЬНЫХ СЕЙСМИЧЕСКИХ ПРОФИЛЕЙ размеры геологических объектов характеризуется параметра ми p1, p2, …, pm. Их можно представить как m-мерный вектор АЗЕРБАЙДЖАНА P= {p1,p2,…,pm}.

Аппроксимация геологических тел набором уступов, ог раниченных по простиранию, позволяет представить самую 6.1. Применение метода подбора для интерпретации сложную схему строения набором из таких элементарных гравитационного поля объектов. Таким образом, с одной стороны, мы имеем наблю денную аномалию gнаб(xi,yi), с другой - теоретическую Метод подбора получил широкое применение в практике gтеор(p1,p2,…,pm,xi,yi). Для любой совокупности P существует интерпретации гравитационных полей. Этот метод используют разность между наблюденной и теоретически вычисленной в том случае, когда исследователь может построить исходную аномалиями:

модель геологического строения, и требуется уточнить или i= gнаб(xi,yi) - gтеор(p1,p2,…,pm,xi,yi). (6.1) определить численные значения параметров этой модели.

Критерием подбора является совпадение наблюденного и вы Из всех возможных совокупностей векторов P необходи численного полей. Существуют различные подходы к реали мо найти такой, который удовлетворял бы принципу макси зации метода подбора [99-103].

мального правдоподобия. Согласно этому принципу, решени В настоящей главе метод подбора, разработанный под ем задачи будет такой вектор P= {p1,p2,…,pm}, который обра руководством Е.Г.Булаха, применяется для составления гра щает в максимум плотность вероятности случайной выборки витационной модели вдоль региональных сейсмических про G{g1,g2,…,gn }. Это происходит при условии, когда функционал филей Азербайджана. В математической постановке этот ме n [ ] тод сводится к задаче минимизации многопараметрических F = g набл (x i, y i ) g теор (x i, y i, P ) (6.2) функционалов.

i= Исходными данными для составления гравитационной достигает минимума.

модели глубинного строения служат наблюденное гравитаци В данной работе контактные границы представляются в онное поле и схема геологического строения вдоль исследуе виде суммы прямоугольных уступов с избыточной постоянной мых региональных профилей. При реализации метода подбо плотностью. Для минимизации функционала применяется гра ра, чтобы достичь сближения наблюденного и теоретически диентный метод скорейшего спуска [99].

вычисленного полей, некоторые геологические параметры в Моделирование структур земной коры и верхней мантии процессе вычисления изменяются [4, 99, 100]. Изменения зна по методу подбора осуществляется в следующей последова чений геологических параметров осуществляются с использо тельности: 1) сбор имеющейся априорной информации о фи ванием доверительных интервалов. Пусть (xi,yi) координаты зико-геологическом строении района исследований и состав зафиксированных в наблюденном поле n точек. Их можно ление плотностной модели;

2) решение прямой задачи от со представить как некоторый n-мерный вектор G{g1,g2,…,gn}.

ставленной модели в численном и аналитическом виде;

3) ис Подбор поля в дальнейшем производится в этих точках. В ключение регионального фона;

4) выбор ограничения на гео процессе гравитационного моделирования можно различными метрические и физические параметры плотностной модели, и способами строить такие векторы. На основании всех имею закрепление достоверных данных;

5) уточнение параметров щихся сведений о геологическом строении участка исследова модели методом подбора;

6) при необходимости, производит- вой продуктивной толщи (нижний плиоцен), основанием кай ся поиск новых гравиактивных источников;

7) в случае прове- нозойского комплекса, поверхностями консолидированной ко дения трансформаций, подбираются их параметры. ры и "базальтового" слоя, и границей Мохоровичича. Измене В результате гравитационного моделирования, можно не ния граничных скоростей вдоль трех последних контактных только уточнить структурные карты (конфигурацию изолиний, границ обусловлены изменениями в составе пород. Диапазо глубины залегающих неоднородностей и плотности), но и ны значений граничных скоростей на этих границах, соответ уточнить расположение разрывных нарушений, определить их ственно, 6 – 6,3 км/с, 6,7 – 7 км/с, 7,6 – 8 км/с.

простирание и угол падения. Для верхней части разреза, толщи осадочных пород, Описываемый метод применялся для гравитационного средние значения плотностей для горизонтов по отдельным моделирования глубинного строения земной коры и верхней тектоническим областям и закон изменения плотности с глу мантии вдоль геотраверсов Европы, Средней Азии и Кавказа биной, позволили определить избыточные плотности, равные 0,1 г/см3 на контактах в верхних частях разреза, включая гра [105-108].

ницу консолидированной коры. Для слоев, залегающих глуб же, плотностные данные взяты на основе обобщений экспе 6.2 Гравитационная модель глубинного строения риментальных работ [23,113]. Избыточная плотность для гра ницы "базальт" принята равной 0,15 г/см3, а для границы Мо вдоль профиля Масаллы - Пойлу (ГСЗ-3) хоровичича - 0,3 г/см3.

В юго-восточной части исследуемый профиль пересека- Для построенной плотностной модели решена прямая ет Муганскую моноклиналь, а в северо-западной части - задача, и получено рассчитанное по ней поле. На рис. 6.1.

Предмалокавказский прогиб. приведены кривые силы тяжести наблюденной аномалии Исходным материалом для гравитационного моделиро- (сплошная линия), рассчитанные по исходной модели разреза вания, как правило, служат геолого-геофизические разрезы профиля (пунктирная линия) и подобранной модели разреза профилей, построенные на основе данных глубинного сейсми- профиля (точечная линия). В правой части профиля наблюда ческого зондирования [23, 109-111]. Плотностная модель для ется расхождение между наблюденным и рассчитанным по верхней части исходной модели составлена с учетом плотно- лями. Разница здесь составляет около 70 мГал.

стных данных осадочных пород. В процессе составления Наблюденная аномалия, превосходящая рассчитанное плотностной модели верхней части проводилась его аппрок- поле по абсолютному значению и интенсивности градиента, симация, заключающаяся в замене множества мелких плотно- указывает на дефицит масс в исходной модели среды. Поми стных неоднородностей более мощными комплексами, вклю- мо большого смещения уровня рассчитанной аномалии, надо чающих несколько сравнительно близких по плотности толщ и отметить и большую протяженность ее - около 160 км. Полу установление их усредненных параметров. Плотностные дан- ченная картина послужила основанием для введения в этой ные определялись с использованием корреляционных связей части профиля мантийных тел и дополнительных контактных между плотностью горных пород и скоростью распространения границ, идущих из глубин 90 и 100 км. Контактная граница с избыточной плотностью 0,3 г/см3 поднята в этих областях со в них продольных волн [23, 94-97, 113, 114]. Построенные по материалам ГСЗ контактные границы являются условными ответственно до глубин 12,5 и 11 км. Необходимо отметить, сейсмическими горизонтами, характеризующиеся определен- что под прогибом поверхность Мохоровичича имеет ными сейсмическими и плотностными данными. наивысшее по профилю расположение. Ширина тел соот Геолого-геофизический разрез по профилю ГСЗ №3 ветственно равна 12 и 15 км.

представлен пятью контактными границами (рис. 6.1.): подош Условные обозначения на рис.6.1:

Рис. 6.1. Гравитационная модель глубинного строения вдоль профиля ГСЗ-3, кривые изменения теплового 1 - районирование по геологическим данным:

I - Предмалокавказский прогиб;

II - Муганская моноклиналь;

III - Товуз - Гянджин ское поднятие;

IV - Евлах - Агджабединский прогиб;

V - Билясувар - Карадонлин ское поднятие;

2 - контактные границы в земной коре и верхней мантии (цифры в кружочках):

1, 2 - в осадочной толще;

3 - поверхность консолидированной коры;

4 - "базальт";

5 - граница Мохоровичича;

6, 7 - плотностные границы в верхней мантии;

3 - избыточные плотности на контактных границах;

4 - отложения мезокайнозой ского возраста;

5 - породы консолидированной коры;

6 - породы основного соста ва;

7 -мантийно-литосферное тело (мантийный магматит);

8 - мантия;

9 - глубин ные разломы;

Гравитационное поле:

10 - кривая силы тяжести наблюденной аномалии;

11 - кривая силы тяжести рас считанной аномалии от исходной модели;

12 - кривая силы тяжести рассчитанной потока и мощности четвертичных отложений.

аномалии от подобранной модели;

13 - кривая плотности теплового потока;

14 мощность четвертичных отложений В левой части профиля местами наблюдалось незначи тельное несовпадение кривых аномалий - наблюденной и рас четной. В месте возникновения дополнительного максимума около 10 мГал и протяженностью 50 км подбором значений из быточной плотности на двух верхних контактных границах и, изменяя конфигурации поверхности консолидированной коры свода Товуз-Гянджинского выступа кристаллического фунда мента, получено совпадение наблюденного и расчетного полей.

С учетом гравитационного моделирования, разрез зем ной коры в пределах профиля ГСЗ №3 выглядит следующим образом. По поверхности консолидированной коры вдоль профиля отмечаются две крупные зоны поднятий, соответст вующие гравитационным максимумам - Товуз - Гянджа и Бе лясувар - Карадонлы. Евлах - Агджабединский прогиб хорошо проявляется и в поверхностных слоях: здесь есть прогибы и по подошве продуктивной толщи, и по подошве кайнозоя. Гра ница "базальт" вдоль профиля повторяет форму поверхности консолидированной коры и глубина ее в осевых частях струк туры такова: Товуз-Гянджинская зона - 14 км, Евлах-Агджа бединская - 22 км, Билясувар-Карадонлинская - 12 км. Граница Мохоровичича находится в обратном соотношении с вышеле жащими двумя границами на большей части профиля. Только в зоне Билясувар-Карадонлинского максимума она также ис пытывает подъем. В Товуз-Гянджинской зоне глубина границы 6.3. Гравитационная модель профиля Мохоровичича 47 км (к северо-западу по профилю погружает- р. Акерачай - Бейлаган - Падар - Мараза ся до 52 км), в Евлах-Агджабединской -39 км и в Билясувар Карадонлинской -41,5 км. Профиль р. Акерачай - Бейлаган - Падар - Мараза начи На рис. 6.1. представлены также кривые распределения нается в Карабахском нагорье с пересечения р. Акера, далее теплового потока (Q) и изменения мощности четвертичных (H) следует по Карабахско –Мильской подгорной равнине, Миль отложений вдоль профиля [115-117]. ской и Ширванской равнинам, Гобустанской области и закан В распределении теплового потока вдоль профиля [115] чивается в Дюбрарской зоне. С ЮВ на СЗ профиль охватыва отмечается изменение уровня его при переходе от Товуз - ет Малокавказский гравитационный минимум, Шамкир - Та Гянджинской зоны к Евлах - Агджабединской, что указывает на лышский и Талыш - Вандамский гравитационные максимумы и различие в геотектоническом развитии. Наиболее высокие те- Восточно-Азербайджанский минимум.

пловые потоки (50-70 мВт/м2) вдоль профиля характерны для С целью изучения глубинного строения, источников дви относительно молодой Товуз - Гянджинской тектоно-магмати- жения глубинных масс и их направленности было проведено ческой зоны, структуры которой сформировались в мезо- гравитационное моделирование вдоль профиля р. Акерачай кайнозойское время. Средние и низкие тепловые потоки (20 - Бейлаган - Падар - Мараза [108]. В исходном разрезе цен 40 мВт/м2) получены Евлах - Агджабединской и Билясувар - тральная часть совпадает с профилем ГСЗ №2, и на этом уча Карадонлинской областях и указывают на древнюю консоли- стке контактные границы построены по данным сейсморазвед дацию региона. ки. В верхней части разреза выделены следующие границы: 1) Полученная модель глубинного строения вдоль профиля условный сейсмический горизонт в подошве акчагыла, 2) ус ГСЗ №3 показывает, что область, начиная с оси Евлах - Агд- ловный сейсмический горизонт в продуктивной толще, 3) ус жабединского прогиба и восточнее, включая Билясувар - Ка- ловный сейсмический горизонт в мезозое. Они выбраны с радонлинскую зону, подвергалась единому по генезису прояв- средними скоростями 2,5 км/сек, 3 км/сек и 4 км/сек соответ лению глубинного магматизма. Наличие в правой части про- ственно. Глубже, по преломленным волнам выделены допол филя остаточной аномалии в 70 мГал и изменение наблюден- нительно еще две границы. Четвертая - верхняя граница кон ной аномалии силы тяжести по сравнению с левой частью солидированной коры, разграничивающая осадочный и консо профиля, может объясняться наличием массива, внедренного лидированный комплексы пород. Это наиболее четкая физи из мантии (в литературе встречается термины мантийно - ли- ческая граница, на которой граничная скорость варьирует от тосферное тело или мантийные разломы). Появление после 5,5 км/сек до 6,5 км/сек. Пятая - граница "базальт", где гранич подбора дополнительных границ мантийно - литосферных тел ная скорость изменяется от 6,5 км/сек до 7,3 км/сек, наиболее и небольшая площадная распространенность их говорит о часто встречается значение 7 км/сек. Шестая граница, соот том, что кристаллический фундамент был нарушен разломами ветствующая границе Мохоровичича (рис. 6.2.), прочерчена по глубокого заложения [116]. гравиметрическим данным, на ней имеются точки пересечения По схеме распределения мощностей четвертичных от- с ранее отработанными профилями.

ложений вдоль профиля [117] также наблюдаются контраст- Определение плотностей для верхней части разреза ные движения на неотектоническом этапе: по-прежнему ин- осуществлено по исследованиям физических свойств осадоч тенсивно поднимается Билясувар - Карадонлинская область, ных пород [23, 94]. В восточной части, в пределах Карабахского тогда как по обе стороны от нее - в сторону Каспийского моря - нагорья, профиль проходит по среднегорному рельефу с мяг на востоке, и в сторону Евлах - Агджабединского прогиба на кими очертаниями гребней, говорящих о былом рельефе. На западе происходит интенсивное прогибание. ряду с дислоцированными вулканическими и интрузивными по родами этого нагорья имеются участки известняков (долины рек Акера, Кенделенчай и Куручай). Средние плотности известстня ков 2,42 г/см3, вулканических пород 2,54- 2,57 г/см3, интрузив ных пород 2,81 г/см3.

В подгорной Карабахско - Мильской равнине извержен ные породы отличаются значительно большей плотностью 2,66-2,74 г/см3 по сравнению с осадочными и вулканогенно осадочными породами. Так при глубине их залегания 2,2 км Рис.6.2. Гравитационная модель глубинного строения вдоль профиля избыток их плотности по отношению к кайнозойским отложе ниям может достигать 0,32-0,40 г/см3.

В строении Мильской и Ширванской равнин верхнемело вые вулканогенные образования имеют широкое распростра нение, по составу принадлежат базальт-андезит-дацит р.Акеричай-Бейлаган-Падар-Мараза липаритовой и трахиандезитобазальтовой формациям. Они установлены в строении Кюрдамир - Саатлинского поднятия.

О составе, строении и мощности юрской вулканогенной толщи Куринской впадины можно судить по разрезу Саатлинской сверхглубокой скважины (мощность 4,7 км и в интервале 3,5 8,24 км). По петрографическим данным вулканогенная толща представляет собой дифференцированную серию пород от "базальтов" до плагиориолитов. В интервале 6,8-8,24 км вскрытые вулканиты охарактеризованы как формация натрие вых риолитов. Не исключено, что и в более глубоких горизон тах будут вскрыты вулканиты основного состава. Все породы юрской вулканогенной толщи разреза СГ- 1 в той или иной степени подвержены метаморфическому и структурному пре образованию [118]. По этому отрезку профиля взяты: средние плотности для неогеновой системы 2,2 г/см3, для палеогена 2,3 г/см3, для мела и юры 2,42 г/см3, для магматических пород типа андезито-базальты 2,8 г/см3.

Условные обозначения на рис.6.2.: толщей (Барремский ярус). Большие синклинали Дюбрара, сложенные верхним мелом, приурочены к возвышенностям и 1 - районирование по геоморфологическим данным: I - Карабахское плато;

II являются типичными представителями форм обратного рель Карабахское - Мильское предгорье;

III - Мильская и Ширванская равнины;

IV ефа [119]. По мере погружения хребта, в юго-восточном на Гобустанская зона;

V - Дюбрарская зона;

2 - контактные границы в земной коре и верхней мантии (цифры в кружочках):

правлении появляются более высокие горизонты верхнего ме 1 -условный сейсмический горизонт по подошве акчагыла, 2 - условный сейсмиче ла, образуя наиболее повышенные элементы рельефа. Здесь ский горизонт в продуктивной толщи;

3 - условный сейсмический горизонт мезо выступают на поверхность жесткие верхнемеловые породы зоя;

4 -верхняя граница консолидированной коры;

5 -граница "базальт";

6 -граница Мохоровичича, 7 - плотностные границы в верхней мантии;

8 -подобранная грани известняки и мергели сенона. Средние плотности верхнеме ца Мохоровичича;

ловых отложений 2,42-2,52 г/см3, юрских-2,59 г/см3.

Гравитационное поле:

Для слоев, залегающих глубже, плотностные данные 3 - кривая наблюденной аномалии силы тяжести;

4 -кривая рассчитанной анома лии силы тяжести от исходной модели;

5 - кривая рассчитанной аномалии силы взяты на основе обобщений, сделанных по результатам ис тяжести от подобранной модели;

следований зависимости скорости и плотности от давления и Разломные зоны:

температуры. Эти обобщения позволили составить следую 1-Предмалокавказский разлом, 2-Куринский разлом, 3-Габала-Чахирлинский раз лом, 4-Мингечевир - Ленкоранский разлом - мантийное внедрение;

5-Западно - щий плотностной разрез. Избыточные плотности на контакт Каспийский разлом (мантийное внедрение);

6-Аджичай – Алятский разлом;

7 ных границах 1,2,3,4 равны 0,1 г/см3, на границе 5 - 0,15 г/см3, Гермианский разлом.

на границе 6 – 0,3 г/см3.

Гравитационное поле, рассчитанное от исходной моде ли, резко отличается от наблюденного поля. Различия рассчи танного поля от наблюденного по профилю наблюдаются в Для предгорных районов Большого Кавказа и Гобустан трех областях. В центральной части, соответствующей Евлах ской части профиля характерен наиболее полный разрез, Агджабединской мезокайнозойской депрессии и Талыш - Ван представленный погруженными отложениями мезозоя, покры дамскому грабену, имеет место крупный дефицит масс, кото тыми средним и верхним плиоценом. Отложения мела пред рой создает аномалию –60 мГал шириной 90 км. Полученная ставлены терригенно-карбонатным флишем. Отложения па аномалия послужила основанием для изменения исходной леогена сложены глинами с прослоями песчаников и мерге глубинной модели путем введения в модель мантийно - лито лей. Майкопская свита и чокракский горизонт представлены сферных тел в районах Джарлы и Падар и дополнительной песчано-глинистой фацией. Караганский горизонт сложен гли границы 7, корни которой расположены на глубине 80 км. От нистыми породами с пластами песчаных пород и прослоями метим, что на участках профиля, соответствующих Мингече мергелей и доломитов;

конский горизонт и сарматский ярус вир – Ленкоранскому и Западно-Каспийскому разломам, вве глинистыми породами. Мэотический ярус представлен чере дены мантийные тела. Контактная граница Мохоровичича в дованием серых и бурых слоистых глин с прослоями мерге районе пересечения с Мингечевир–Ленкоранским разломом лей. Понтический ярус состоит из глинистых пород. Продук поднята до глубины 12 км. Здесь мантийным телом прорвана тивная толща представлена песчано-глинистой фацией. Акча граница "базальт". Вышележащие границы: консолидирован гылский ярус состоит из глинистых пород с прослоями рако ная кора и три границы в осадочном слое образуют Джарлин винных известняков и грубозернистых песчаных пород. Абше ское поднятие. Дополнительная граница 7 указывает мантий ронский ярус сложен глинистыми породами в нижней части но-литосферное тело с плотностью 2,9 г/см3. Ширина мантий разреза и известняками в верхах разреза. Средние плотности ного тела 5 км. Второе тело в районе Падар обозначено подъ для разреза Гобустанской части: неоген -2,1 г/см3, палеоген емом границы Мохоровичича до глубины 18 км. Оно не доходит 2,2 г/см3, мел-2,31 г/см3. Дюбрарская область образована из до уровня контактной границы консолидированной коры, не вестково - мергелистыми породами мела и мощной глинистой прорывает верхние границы. Введение этих двух тел в модель определенными сейсмическими скоростями и плотностными среды позволяет полностью компенсировать дефицит масс, характеристиками. Плотностная модель верхней части разре отмеченных гравитационным моделированием. В области Та- за составлена по данным исследований физических свойств лыш-Вандамского максимума глубина залегания границы Мо- осадочных пород [23, 94]. В процессе составления плотност хоровичича 47 км, и эта область отделяется с востока и запада ной модели в ее верхней части проводилась аппроксимация, от депрессионных зон внедрениями мантийного вещества. заключающаяся в замене множества мелких плотностных не Для конечных частей профиля (ЮЗ Малокавказский гра- однородностей более мощными комплексами, включающих бен и СВ Гобустанская и Дюбрарская зоны) сравнение рассчи- несколько сравнительно близких по плотности толщ, и уста танной и наблюденной кривых аномалий силы тяжести пока- новление их усредненных параметров.

зывает на значительный избыток массы в исходной модели, Плотностные данные для более глубоких слоев опреде вызывающей гравитационный эффект около 70 мГал в обеих лялись с использованием корреляционных связей между частях. Ширина областей избытка масс 65-70 км. Избыток плотностью горных пород и скоростью распространения в них масс компенсировался подбором границы Мохоровичича. Гра- продольных волн.

ница Мохоровичича погружается с 42 км на стыке подгорной В основу составленной исходной модели земной коры частью Карабахско-Мильской равнины до 52 км в Малокавказ- были положены результаты работ по профилям ГСЗ [109,110].

ском грабене. В СВ части профиля граница Мохоровичича по- По этим материалам достаточно уверенно выделены следую гружается от 47 км от Лагич-Кызылагаджского разлома до 57 щие границы:

км в Дюбрарской зоне. - условная сейсмическая граница в низах толщи, вклю Отметим, что генерация термальных вод в районе чающая четвертичные и верхнеплиоценовые отложения;

Джарлы (90-100С), возможно, связана с мантийно-литосфер- – условная сейсмическая граница по подошве отложения ным телом, находящимся под этой зоной. продуктивной толщи;

– условная сейсмическая граница в низах толщи, вклю чающая нижний плиоцен, миоцен, палеоген, верхи мела;

6.4. Гравитационная модель глубинного строения – условная сейсмическая граница в низах толщи, вклю вдоль профиля Сангачал - Гянджа - Тбилиси чающая меловые и юрские отложения;

– условная граница поверхности "базальтового" слоя;

Области, пересекаемые профилем Сангачал-Гянджа-Тби- – граница Мохоровичича.

лиси, изучались различными геологическими и геофизическими В построениях исходного варианта границ "базальтово методами. В настоящей работе обобщенные результаты геоло- го" слоя и Мохоровичича использованы схемы Цимельзона И.

гических и геофизических исследований легли в основу грави- О., Гаджиева Р. М.

тационного моделирования с использованием автоматизиро- Глубины залегания выявленных по методам ГСЗ по ванной системы интерпретации гравитационных наблюдений верхностей внутри земной коры определяются со следующими [23,106 - 109]. погрешностями: для границ в осадочной толще 0,5 км;

для по Горизонтальная неоднородность плотности, выражаю- верхности фундамента 0,7 км;

для поверхности "базальта" щая фациальную изменчивость, наличие трещиноватости или 1,5-2 км;

для границы Мохоровичича 2,5-3,3 км.

изменение в структурных планах, хорошо отражаются в рас- Избыточная плотность для первых трех границ было принята равной 0,1 г/см3, для границы "базальтового" слоя пределении гравитационного поля и обуславливаются кон 0,15 г/см3, для границы Мохоровичича-0,3 г/см3 [23, 112, 113]..

тактной границей. Построенные контактные границы являются условными сейсмическими горизонтами, характеризующиеся Для построенной сейсмической модели с шестью кон тактными поверхностями решена прямая гравиметрическая Рис.6.3. Гравитационная модель земной коры и верхов мантии вдоль профиля Сангачал-Гянджа-Тбилиси задача. Вычитая полученное теоретическое поле исходной модели от наблюденного, определяется остаточное поле. Ис следование остаточной гравиметрической аномалии показы вает, что в ВЮВ части профиля (Падар - Сангачал) рассчи танная отрицательная аномалия превосходит наблюденное поле по абсолютному значению, и характеризуется более ин тенсивным градиентом (Рис. 6.3.), что объясняется значитель ным дефицитом масс в исходной модели среды. Подбор про водился для рельефа фундамента и границы Мохоровичича введением мантийно - литосферного тела в районе Падар, корни которых расположены на глубине 100 км с соответст вующим распределением избыточных плотностей. В этой зоне верхняя кромка тела имеет избыточную плотность равной 0, г/см3. На участке Евлах - Кюрдамир первоначально заданные конфигурации границ и плотностная модель не подвергались изменениям. ЗСЗ часть профиля, участок Тбилиси - Гянджа, отмечается остаточными аномалиями от –50 до -70 мГал. Это позволило проводить подбор границ и избыточных плотностей таким образом: границу 4- консолидированной коры, 5- "ба зальта" и 6- Мохоровичича на участке Тбилиси - Пойлу опус тить соответственно на 0,7 км;

1,5 км;

3 км в рамках ошибок первоначальных построений.

В заданных гомогенных породах на границе консолиди рованной коры в целом и ее "базальтового" слоя рассмотрены перепады плотности по латерали для блока на участке Тбили си-Акстафа. Также задан перепад плотности в зоне перехода кора – мантия на глубинах 45– 50 км в пределах 0,250 г/см3.

Таким образом, вычисленная от подобранной модели прямая задача совпадает с наблюденной аномалией на про тяжении профиля Сангачал-Гянджа-Тбилиси.

Условные обозначения на рис.6.3: дится в соседстве справа и слева с зонами, испытывающими довольно интенсивный подъем.

1 - контактные границы в земной коре и верхней мантии (цифры в кружочках):

1 - условная сейсмическая граница в низах толщи, включающая четвертичные и верхнеплиоценовые отложения;

2 - условная сейсмическая граница по подошве отложения продуктивной толщи;

3 - условная сейсмическая граница в низах тол щи, включающая нижний плиоцен, миоцен, палеоген, верхи мела;

4 - условная Рис.6.4. Кривые современных вертикальных движений земной коры и мощности четвертичных сейсмическая граница в низах толщи, включающая меловые и юрские отложения;

5 - условная граница поверхности "базальтового" слоя;


6– граница Мохоровичича;

7 - плотностные границы в верхней мантии;

Гравитационное поле:

2 - кривая наблюденной аномалии силы тяжести;

3 -кривая рассчитанной анома лии силы тяжести от исходной модели;

4 - кривая рассчитанной аномалии силы тяжести от подобранной модели;

Разломные зоны:

1-Газах-Сигнахский разлом, 2-Гянджачай-Алазанский разлом, 3-Билясувар отложений вдоль профиля Сангачал-Гянджа-Тбилиси.

Уджарский разлом, 4-Западно - Каспийский разлом (мантийное внедрение).

6.4.1. Динамика земной коры вдоль профиля Сангачал - Гянджа - Тбилиси С целью исследования динамики профиля Сангачал Гянджа-Тбилиси глубинное строение сравнивается с совре менными вертикальными движениями земной коры (СВДЗК), и изменением мощности четвертичных отложений.

На территории Азербайджана проложено много высоко точных нивелирных линий для определения (СВДЗК). Одной из них является линия нивелирования, созданная по профилю Баку - Аляты - Кюрдамир - Евлах - Рустави [120, 121].

На рис.6.4. приводится кривая СВДЗК вдоль профиля, по строенная по результатам геодезических работ 1947-1948 и 1974-1975гг, а также кривая изменения мощности четвертичных отложений. К западу от Алят до Шамкира, вдоль профиля, иду щего по Куринскому прогибу, поверхность Земли испытывает опускание, и кривая имеет колебательный характер. Начиная с Шамкира и далее на запад начинается область, испытывающая подъем. Такую динамику деформаций земной поверхности вдоль профиля подтверждают также результаты всех этапов геодезических работ. Можно предположить, что эта динамика сохраняется и в настоящее время. Таким образом, линия про филя условно может быть разделена на три области по харак теру и интенсивности СВДЗК, где центральная спокойная часть, довольно большой протяженности (около 220 км), нахо Из этого следует, что вдоль профиля между характером ЗАКЛЮЧЕНИЕ СВДЗК и распределениями аномалии силы тяжести наблюда ется генетическая связь. Сопоставление кривой СВДЗК с Настоящая работа посвящена численному анализу гра мощностью отложений четвертичного периода вдоль профиля витационных данных территории Азербайджана и выяснению (за основу взята карта суммарных мощностей, составленная природы гравитационных аномалий. Разумеется, этот труд не М. М. Мамедяровым), позволяет отметить, что зона абсолют претендует на всеобщий охват всех проблем гравиметрии ис ного опускания в районе Мугань-Гянджа, расположенная в Ку следуемой территории.

ринском прогибе, является унаследованной от неотектониче Изменения геологического строения могут иметь до ского этапа, в течение которого формировался современный вольно сложную природу, охватывать всю кору и достигать рельеф. Мощность четвертичных отложений в Куринском про верхней мантии. Анализ гравитационных аномалий представ гибе колеблется около 300 м, местами достигает 700 м.

ляет собой наземный метод оценки мощностей любых слоев, Поскольку мощность четвертичных осадков является с аномальной плотностью, которая существуют в верхней отображением тектонических процессов, то зоны максималь мантии.

ного накопления осадков могут рассматриваться в качестве Гравитационные модели глубинного строения земной зон, испытывающих прогибание, зоны минимальных мощно коры и различные трансформации гравитационных аномалий, стей – как испытывающие поднятие, то видно, что кривая описанные в монографии, представляют интерес для решения мощности четвертичных отложений соответствует вырисовы ряда проблем, связанных с выяснением природы современной ваемой кривой современных движений земной коры. Совмест складчатости территории Азербайджана, а также для выявле ный анализ СВДЗК, мощности четвертичных отложений и глу ния общих перспектив нефтеносности. Для геологической ин бинного строения вдоль профиля Сангачал-Гянджа-Тбилиси терпретации развит метод разделения гравитационных ано показывают, что только над предполагаемой областью вне малий на региональные и локальные компоненты в частотной дрения мантийно - литосферного тела в районе Падар и над области. В работе изучено распределение источников грави разломом в районе Аликенд наблюдаются замедления в опус тационных аномалий на глубине. В результате исследования каниях. В районе мантийно - литосферного тела наблюдается региональных аномалий выделяются крупные блоки пород и также относительно малая мощность четвертичных отложе разделяющие их глубинные разломы.

ний. Этот факт позволяет предположить, что на неотектониче ском этапе происходило интенсивное поднятие мантийно - ли тосферного тела в районе Падар, что и продолжается в на стоящее время.

16. Кропоткин П.Н., Люстих Е.Н., Повало - Швейковская Н. Н.

ЛИТЕРАТУРА Аномалии силы тяжести на материках и океанах. Издатель ство Московского Университета, 1958, 77с.

1. Веселов К.Е., Сагитов М.У. Гравиметрическая разведка, М., 17. Балавадзе Б.К. К построению модели земной коры Кавказа Недра, 1968, 512 с.

и сопредельных акваторий, Известия АН СССР, Физика 2. Гравиразведка: Справочник геофизика. Под редакцией Е.А.

Земли, №2, 1975г, с.75-83.

Мудрецовой, К.Е. Веселова, М., Недра, 1990, 607с.

18. Балавадзе Б.К., Шенгелая Г.Ш. Основные черты структуры 3. Миронов В.С. Курс гравиразведки. Л. Недра. 1980. 543 с.

земной коры Большого Кавказа по гравиметрическим дан 4. Успенский Д.Г. Гравиразведка. Л., Недра, 1968, 331 с.

ным, ДАН СССР, т.136, 6, 1961, с.131-140.

5. Страхов В.Н. О некоторых актуальных проблемах теории 19. Кириллова И.В., Люстих Е.Н., Растворова В.А., Сорский интерпретации гравитационных аномалий. В кн.: Теория и А.А. и Хаин В.Е. Анализ геотектонического развития и методика интерпретации гравимагнитных полей. Киев, Нау сейсмичности Кавказа, Москва, Изд. АН СССР, 1960, 340с.

кова Думка, 1981, с.5- 20. Терешко Д.Л., Прозорович Э.А. Гравиметрические и магни 6. Blakely, R.J. Potential theory in gravity and magnetic applica тометрические работы, В кн.: "Геофизическое изучение tions, Cambridge University Press, 1995, 441p.

геологического строения нефтегазоносных областей Азер 7. Naidu P.S., Mathew M.P. Analysis of Geophysical Potential байджана", под редакцией А.А.Ализаде, Баку, Азербай Fields. Elsevier Science, 1998, 310p.

джанское государственное издательство, 1963, с.32-58.

8. Вапник В.Н., Червоненкис А.Я. Теория распознавания обра 21. Терешко Д.Л, Гаджиев Р.М., Гасанов И.С. Морские грави зов, М., Наука, 1974, 416с.

метрические работы, В кн.: "Геофизическое изучение геоло 9. Николенко В.Н. Место распознавательного подхода в по гического строения нефтегазоносных областей Азербай строении гравитационной модели земной коры. В кн.: Гра джана", Под редакцией А.А.Ализаде, Азербайджанское го витационная модель земной коры и верхней мантии. Киев, сударственное издательство, Баку, 1963, с.58-64.

Наукова Думка, 1977, с.113- 22. Гаджиев Р.М. Учет влияния различных в мощности и плот 10. Тяпкин К.Ф. Графические методы интерпретации гравита ности слоев земной коры на возникновение гравитационных ционных аномалий, М., Недра, 1968, 228с.

аномалий Восточного Азербайджана, Ученые записки АГУ, 11. Абакелия М.С. К проблеме Кюрдамирского хребта Закавка №6, 1958, с.125-145.

зья, АНХ, 1937, №9, с.6-10.

23. Гаджиев Р.М. Глубинное геологическое строение Азербай 12. Федынский В.В. Аномалии силы тяжести в Азербайджане, джана, Азернешр, Баку, 1965, 200с.

АзОНТИ, 1937, 47с.

24. Цимельзон И.О. К проблеме геологической интерпретации 13. Вебер В.В., Федынский В.В. Гравиметрическая картина Талышско-Вандамского гравитационного максимума, "Гео юго-восточного Кавказа в палеогеографическом освещении, логия нефти и газа", №3, 1959, с.56-65.

Изв. АН СССР, серия геологическая, 1947, №5, с.12-20.

25. Цимельзон И.О. Метод последовательного выделения ло 14. Федынский В.В. Гравиметрическая характеристика пред кальных аномалий, "Новости нефтяной и газовой техники", горных и межгорных впадин в геосинклиналях, Сб.: "Памяти серия "Геология", Гостоптехиздат, вып. 4, 1961, с.27-30.


академика Архангельского", М., Изд. АН СССР, 1951, с.391 26. Цимельзон И.О. Глубинное строение земной коры и текто 408.

ника Азербайджана по данным геофизических исследова 15. Куликов В.И. К вопросу геологической интерпретации гра ний, Советская Геология, 4, 1965, с.103-111.

витационных аномалий, Тр.Аз.НИИ, Азнефтеиздать, вып.

27. Цимельзон И.О., Амирасланов Т.С. Анализ статистических IV., 1956, с.9-17.

связей между трансформациями гравитационного поля и глубинами залегания отложений Нахичеванской области, (Ред.: Керимов К. М), Изд.: Шарг - Гарб, Баку, 1996, с.10-12, Ученые записки АзИНЕФТЕХИМа, серия IX, №2, 1973, с.17- c. 276 - 282, c. 36-37, 94-97.

21. 39. Ruppel C., McNutt V. Regional compensation of the Greater 28. Цимельзон И.О, Амирасланов Т.С., Мохан Ч.П. Методика Caucasus mountains based on an analysis of Bouguer gravity применения многомерного регрессионного анализа для data. Earth and Planetary Science Letters. N98, 1990, p.360 структурных построений с использованием результатов де- 379.

тальной гравиразведки и схематических данных сейсмо- 40. Веремеенко О.В., Халилов А.А. Гравиразведка, В кн.: Гео разведки. Изв. ВУЗов, "Нефть и газ", №8, 1979, с.9-14. физические исследования в Азербайджане (Ред.: Керимов 29. Сироткина Т.Н. Региональное гравитационное поле Кавка- К.М ), Шарг - Гарб, Баку, 1996, с.256, 266-267.

за и его геологическое истолкование. Советская Геология, 41. Гравиметрическая карта аномалий Буге территории СССР, М., Недра, 3, 1979, с.109-115. Масштаб 1:1000000, Министерство Геологии, М.1972.

30. Шенгелая Г.Ш. Гравитационная модель земной коры Кав- 42. Blakely R.J., Simpson R.W. Approximataing edges of source каза, Изд.: "Наука", Москва, 1984, 128с. bodies from magnetic or gravity anomalies, Geophysics, 51, 31. Борисов А.А. Глубинная структура территории СССР по 1986, 1494-1498.

геофизическим данным, Недра, Москва, 1967, 304 с. 43. Thurston J.B., Brown R.J. Automated source-edge location 32. Амирасланов Т.С. Определение параметров возмущающих with a new variable pass-band horizontal-gradient operator, масс на ЭВМ по гравиметрическим данным, Изв. АН Азер- Geophysics, vol.59,NO.4, 1994, p.546-554.

байджана, Серия наук о Земле, №1-6. 1982, с.108-115. 44. Kadirov F.А. Horizontal gradients of Bouguer Gravity anomaly 33. Амирасланов Т.С. К определению параметров глубинных of Azerbaijan. Geophysics News in Azerbaijan, vol 1, 1998, разломов по гравиметрическим данным. Изв. АН Азербай- p.19-20.

джана, Серия наук о Земле, №1-6, 1993/1994, с.63-68. 45. Кадиров Ф. А. Геологическая интерпретация полных гори 34. Амирасланов Т.С., Тагиев Т.Ш., Гиясов Н.Ш. Геологическое зонтальных градиентов гравитационного поля Азербайджа редуцирование гравитационных аномалий в трехмерном на. Доклады АН Азербайджана, Изд. "ЭЛМ", Баку, Том. LIV, варианте, Изв. АН Азербайджана, Серия наук о Земле,. №5-6, 1998, с.129-134.

№1-6, 1993/1994, с.104-109. 46. Kadirov F.А. Horizontal gradients of gravity anomaly of Azer 35. Амирасланов Т.С. и Цимельзон А.И. О возможности при- baijan, International Geophysical Conference&Exposition, 15 менения корреляционного анализа для количественной 18 September, Moskow'97, B3. оценки степени отображения в гравитационном поле геоло- 47. Edwards D.J., Lyatsky H.V., Brown R.J. Interpretation of gravi гических границ. Ученые записки АзИНЕФТЕХИМа, серия ty and magnetic data using the horizontal-gradient vector me IX, №7, 1976, с.21-25. thod in the Western Canada Basin. First Break, vol.14, 36. Kerimov K.M., Aslanov B.S., Aliyev M.A. Nakhchivan's gravity №6,1996, p.231-246.

field and its geological origin, Geophysics News in Azerbaijan, 48. Шихалибейли Э.Ш. Некоторые проблемные вопросы геоло vol 1. 1999. p.11-13. гического строения и тектоники Азербайджана. Баку, Элм, 37. Kerimov K.M., Aslanov B.S., Hadjiyev F.M., Aliyev M.A. Depth 1996, 216с.

structure of Nakhchivan in the light of plate tektonics baased on 49. Бабазаде О.Б. Особенности глубинных разломов Азербай gravimetric data, Geophysics News in Azerbaijan, vol 3. 1999, джана по аномалиям геофизических полей. Труды институ p.26-30 та геологии, Изд.: Элм, №25, 1995, с.68-80.

38. Гадиров В.Г., Мамедов С.Г. Гравиметрическая разведка на 50. Бабазаде О.Б. Исследование глубинных разломов земной суше. В кн.: Геофизические исследования в Азербайджане коры Азербайджана по геофизическим аномалиям. Авто реферат кандитатской диссертации, Баку,1973, 42с. Модель литосферы Крымско - Кавказско-Среднеазиатского 51. Серкеров С.А. Спектральный анализ в гравиразведке и региона (вдоль геотраверса Варна-Тбилиси - Чарджоу магниторазведке. М., Недра, 1991, 279с. Ташкент). В кн.: Динамика и эволюция литосферы, - М., 52. Spector, A. and Grant, F.S., Statistical models for interpreting Наука, 1986, с.129-139.

aeromagnetic data. Geophysics 1970. 35,293-302. 67. Насруев Н.Р., Андреев Л.И., Елисеенко Н.А. Некоторые 53. Гладкий К.В. Гравиразведка и магиторазведка. М., Недра, результаты трансформации схем Буге в Среднекуринской 1967, 320 с. депрессии. В кн.: Геофизические исследования в Азербай 54. Никитин, А.А. Теоретические основы обработки геофизи- джане. Труды ВНИИГеофизики, Выпуск III, М., Недра, 1975, ческой информации. М., Недра, 1986, 342с. с.87-91.

55. Hartley, R.V.L.,. A more symmetrical Fourier analysis applied 68. Алексеев В.В., Гаджиев Т.Г., Каркошкин А.И., Хесин Б.Э.

to transmission problems. Proc. IRE, 1942, v. 30, no. 2, 144- Гравимагнитные аномалии Азербайджана и их геологиче 150. ское истолкование. Объяснительная записка к "Карте грави 56. Bracewell, R.,N., 1986, The Fourier Transform and Its Applica- магнитных аномалий Азербайджанской ССР", 1989, Л, 65с.

tions: McGraw-Hill Book Co.,New York, 474p. 69. Кадиров Ф.А. Продолжение гравитационных аномалий 57. Sundararajan N.,Brahman G. Spectral analysis of gravity ano- Азербайджана на верхнее полупространство и их интерпре malies caused by slab-like structures: A Hartley transform tech- тация. Труды института геологии, вып.28, 2000. С.76-85.

nique.Journal of Applied Geophysics. 1998, 39,.p.53-61. 70. Винник Л.П. Исследования мантии Земли сейсмическими 58. O'Neil, M.A., Faster than fast Fourier transform, 1988, BYTE, методами. Изд. "Наука", 1976, 200с.

5,293-300. 71. Винник Л.П., Годзиковская Ф.Ф., Патария Е.И. и др. Скоро 59. Zhou, B., Discussion on "The use of the Hartley transform in стные аномалии верхней мантии Кавказа. Изв. АН СССР, geophysical applications ": Geophysics. 1992, 57,196-197. Физика Земли, 1978, №7, с.22-31.

60. Mohan, N.,L., and Anand Babu, L., A note on 2D Hartley 72. Артюшков Е.В. Геодинамика. М., Изд. "Наука", 1979, 328 с.

Transform. Geophysics, 1994. 59, 1150-1155. 73. Субботин С.И., Наумчик Г.Л., Рахимова И.Ш. Мантия Земли 61. Saatcilar, R., Ergintav, S., and Canitez, N., The use of the и тектогенез. - Киев, Наукова Думка, 1968, 176с.

Hartley transform in geophysical applications. Geophysics, 74. Хаин В.Е. Общая геотектоника. М., Изд. "Недра", 1973, 512 с.

1990. 55, 1488-1495. 75. Геология СССР, том XLVII М.:Изд. Недра, 1972, 520с.

62. Sundararajan, N., 2-D Hartley transforms. Geophysics, 1995. 76. Агабеков М.Г., Азизбеков Ш.А., Ахмедбейли Ф.С. и др. Тек v.60, 262-267. тоническая схема Азербайджанской ССР. Приложение к 63. Rajan, N.S., Discussion on "The use of the Hartley transform in тому XLVII "Геология СССР", М., Изд. Недра, 1972.

geophysical applications ": 1993, Geophysics, 58,1058-1059. 77. Kadirov F.A. Application of the Hartley Transform for Interpre 64. Rao, B.N., Rama, K.P. and Markandeyulu, A., Mapros-A com- tation of Gravity Anomalies in the Shamakhy-Gobustan and Ab puter program for basement mapping and filtering of gravity and sheron Oil and Gas Bearing Regions, Azerbaijan. Journal of magnetic data using a Hartley transform. Computer and Applied Geophysics v.45, 2000, р.49-61.

Geosiences, 1995. Vol.22,№3. 197-218. 78. Kadirov F., Karsli H., Gelishli K., Aydin A. Filtering of gravity data 65. Maurizio F., Antonio R., Guido R. Upward continuation of scat- using a Hartley transform in Shamakhy - Gobustan and Abshe tered potential field data. Geophysics, 1999, vol.64,NO.2. ron(Azerbaijan) oil and gas regions. Extended Abstracts Book, p.443-451. 59th EAGE Conference and Technical Exhibition, Geneva, 26- 66. Юсупходжаев Х.И., Миндели П.Ш., Картвелишвили К.М., Кур- May1997-Geophysical Division, P187.

банов М.К., Шманенко Ю.С., Эргешев Е.Э., Шляховский В.А. 79. Ахмедов Г.А., Раджабов М.М. и Гаджиев Р.М. Глубинное строение. В кн.: Геология СССР, том ХLV11, Недра, Москва, 90. Ахмедов Г.А., Салаев С.Г., Исмайлов К.А. Перспективы по 1972, с.430-441. исков нефти и газа в мезозойских отложениях юго 80. Краснопевцева Г.В. Глубинное строение Кавказа. В кн: восточного Кавказа. Азерб. Государственное издательство, Строение земной коры и верхней мантии Центральной и Баку, 1961. 284с.

Восточной Европы. Киев, Наукова Думка, 1978, с.190-199. 91. Абдуллаев Р.А., Джафаров Х.Д. Геолого-геофизическая 81. Кадиров Ф.А. Интерпретация гравитационных аномалий характеристика Прикаспийского нефтеносного района Абшеронского и Шамахы-Гобустанского регионов с Азербайджана. Азерб. государственное издательство, Баку, испoльзованием метода 3D призм. Известия Академии Наук 1962, 168с.

Азербайджана, серия наук о Земле, 1999, № 1, с. 85-89. 92. Амирасланов Т.С. Методика и результаты анизотропных 82. Bhaskara R.D. Modelling of sedimentary basins from gravity трансформаций гравитационного поля Прикаспийско - Гу anomalies with variable density contrast. Geophy. Jour. Roy. бинской нефтегазоносной области. Изв. ВУЗ-ов, Нефть и Astr. Soc. 1986. v.84, no.1, 207-212. газ, 1978, 10,8-11.

83. Bhaskara R.D. and Ramesh B.N. A fortran-77 computer pro- 93. Кадиров Ф.А. Фильтрация гравитационных данных Прикас gram for three-dimensional analysis of gravity anomalies with пийско - Губинской области. Известия Академии Наук Азер variable density contrast. Computer and Geosciences. 1991. v. байджана, серия наук о Земле, 1999, № 1, с. 90-95.

17, No.5, 655-667. 94. Физические свойства осадочного покрова Территории 84. Кадиров Ф.А. Вторые вертикальные производные гравита- СССР, М., 1967, Недра, 772с.

ционного потенциала нефтегазоносных районов - Шамахы - 95. Гаджиев Т.Г., Каркошкин А.И., Хесин Б.Э., Алексеев В.В., Гобустан, Абшерон и Бакинский архипелаг. Азербайджан- Потапова Е.И., Салехли Т.М. Петроплотностная характери ское нефтяное хозяйство, 1999, №12, с.8-10. стика геологических формаций Азербайджана. - Баку, Азер 85. Балабушевич И.А. Высшие производные потенциала силы нешр, 1984, 107с.

тяжести и возможности их использования в геологической 96. Балакишибейли Ш.А. Петрофизические модели земной гравиметрии. Изд. АН Украинской ССР, Киев, 1963. 268с. коры Азербайджана. Диссертация в виде научного доклада 86. Тагиев Т.Ш. Структура мезозойских отложений централь- на соискания ученой степени доктора геолого-минера ной части Среднекуринской впадины по гравиметрическим логических наук. Баку, 1992г, 53с.

данным (в комплексе с сейсморазведкой МОГТ, ГСЗ, и 97. Балакишибейли Ш.А., Салехли Т.М., Гасанов А.Б., Кулиев КМПВ). Автореферат кандидатской диссертации. Баку, Р.Д. Результаты петрофизических исследований В кн.:

1991, с.23. Геофизические исследования в Азербайджане (Ред.: Кери 87. Кадиров Ф.А. Фильтрация гравитационных данных с ис- мов К.М). Шарг-Гарб, Баку, 1996, с.352-381.

пользованием преобразования Хартлея (на примере Курин- 98. Ахундов А.Б., Веремеенко О.В., Шекинский Э.М.. Регио ского межгорного прогиба), Физика Земли, 2000, №10. с.66- нальные исследования. -В кн.: Геофизические исследова 71 ния в Азербайджане. Баку, Шарг - Гарб, 1996, с.276-282.

88. Хаин В.Е., Ахмедбейли Ф.С. Геологическое строение и 99. Булах Е.Г., Маркова М.Н. Решение обратных задач грави развитие Кусаро-Дивичинского синклинория. "Материалы метрии методом подбора. Геофизический журнал. №4, по геологии СВ Азербайджана".Баку, Изд. АН Азерб. 1992, с.9-19.

ССР,1957. 100. Булах Е.Г., Маркова М.Н., Тимошенко В.И., Бойко П.Д.

89. Хаин В.Е., Шарданов А.Н. Геологическое строение север- Математическое обеспечение автоматизированной сис ного склона юго-восточного Кавказа. "Материалы по геоло- темы интерпретации гравитационных аномалий. - Киев, гии СВ Азербайджана". Баку,Изд. АН Азерб.ССР,1957. Наукова Думка, 1984, 112с.

101. Страхов В.Н. О методе подбора при решении обратных 112. Раджабов М.М. Построение скоростной модели земной задач гравиметрии и магнитометрии. Докл. АН УССР. Сер. коры на примере Куринской впадины. - Изв. АН СССР.

Б.1975. №11. С.990-995. Сер. Физика Земли, 1977, №6, с.13-17.

102. Страхов В.Н. Об устойчивых методах решения линейных 113. Салехли Т.М. Фациальная изменчивость кайнозойских задач геофизики. I. Постановки и основные конструктив- отложений по геотраверсу Кюрдамир-Бяндован и ее отра ные идеи. Изв. АН СССР. Физика Земли. 1990 а. №7.с.3- жение на петрофизических характеристиках. В кн.: Струк 27. турно - формационные и сейсмостратиграфические ис 103. Страхов В.Н. Об устойчивых методах решения линейных следования осадочной толщи Южно-Каспийской мегавпа задач геофизики. II. Основные алгоритмы. Изв. АН СССР. дины. Под редакцией Ю. Г. Ганбарова. ГНК, АЗНИИГЕО Физика Земли. 1990 б. №8. с.37-64. ФИЗИКА. Баку, 1993, с.12-23.

104. Тихонов А.Н., Арсенин В.Я. Методы решения некоррект- 114. Волорович М.П., Баюк Е.И., Салехли Т.М., Гусейнов Ф.Г.

ных задач-М., Наука, 1979. 285с. Скорости продольных волн в осадочных горных породах 105. Соллогуб В.Б., Чекунов А.В., Литвиненко И.В. и др. Лито- Азербайджана при всесторонних давлениях до сфера Центральной и Восточной Европы: Геотраверсы кГ/см2. Труды Института физики Земли. М., Наука, 1966, I,II,V. -Киев, Науково Думка, 1988, 168с. с.130-139.

106. Юсупходжаев Х.И. Гравитационная модель литосферы Па- 115. Алиев С.А. Карта тепловых потоков депрессионных зон миро - Тянь-Шанского региона. Ташкент, Фан, 1992. 152с. Азербайджана в масштабе 1:500000.-Л., ГУК, 1982.

107. Шихалибейли Э.Ш., Аскерханова Н.Г, Кадиров Ф.А., Кады- 116. Шихалибейли Э.Ш. Геологическое строение и история ров А.Г. Гравитационное моделирование вдоль профиля тектонического развития восточной части Малого Кавказа.

ГСЗ №3 Пойлу-Масаллы. Изв. АН Азербайджана, Серия -Баку, Изд. АН Азерб.ССР, 1967, 238с.

наук о Земле, №2, 1990, с.107-110. 117. Мамедов А.В. Тектоника четвертичных отложений Азер 108. Kadirov F.A., Askerhanova N.G. Gravity model of the Hekery байджана. В кн.: Очерки по геологии Азербайджана. Баку, rive - Fizuli - Carly - Maraza (Azerbaijan) profile. 60th EAGE 1984, с.256-270.

Conference and Technical Exhibition, Leipzig, Germany 8-12 118. Салехли Т.М., Гаджиев Т.Г., Баюк Е.И., Потапова В.И., June 1998, Extended Abstracts Book,10-33 Багин В.И. и др. Петрофизическая характеристика разреза 109. Требукова Б.Д. Результаты работ по методу глубинного Саатлинской сверхглубокой скважины в интервале 3500 сейсмического зондирования на суше в Азербайджанской 7500м. Изв. АН Азерб.ССР, серия наук о Земле, 1984, №2, ССР. - В кн.: Глубинное сейсмическое зондирование зем- с.113-121.

ной коры в СССР. Л., Гостоптехиздат, 1962, 103 с. 119. Геология Азербайджана. Т.1, Стратиграфия. Ч. 2. Мезо 110. Раджабов М.М., Ригер Р.Т. Обобщение материала глу- кайнозой. Баку, 1997, 636с.

бинного сейсмического зондирования на территории 120. Яшенко В.Р. Современные вертикальные движения зем Азербайджана за период 1957-1958 гг и 1962-1967гг. ной коры вдоль р. Куры в пределах Азербайджана. - Изв ОНИР. Фонды АзВНИИГеофизики, Баку, 1969. АН Азерб. ССР, серия наук о Земле, 1977, №6, с.17-22.

111. Раджабов М.М. Особенности строения консолидированной 121. Яшенко В.Р. Геодезические исследования вертикальных коры Азербайджана по данным ГСЗ и КМПВ. В кн: «Строе- движений земной коры. М., Недра, 1989. 192 с.

ние земной коры и верхней мантии Центральной и Вос точнной Европы. Киев, Науково Думка,1978. с.205-211.

АКАДЕМИЯ НАУК АЗЕРБАЙДЖАНА ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ Ф.А.КАДИРОВ Гядиров Фяхряддин Ябцлфят оьлу ГРАВИТАЦИОННОЕ ПОЛЕ АЗЯРБАЙЪАНЫН ГРАВИТАСИЙА САЩЯСИ ВЯ И МОДЕЛИ ДЯРИНЛИК ГУРУЛУШУ МОДЕЛЛЯРИ ГЛУБИННОГО СТРОЕНИЯ Бакы – АЗЕРБАЙДЖАНА Компцтер тяртибчиси: Г.Хейруллаоьлу Чапа имзаланыб 20.12.2000. Сифариш № 47. Форматы 84х1081/32. Я'ла нювлц офсет каьызы. Шярти чап вяряги 7. Тиражы 500 нцсхя. Гиймяти мцгавиля иля.

Азярбайъан ЕА Эеолоэийа Институтунун мятбяяси, Бакы, Щ.Ъавид пр., 29А, Тел.: 39-39-72.

БАКУ - F.A.KADIROV GRAVITY FIELD AND MODELS OF DEEP STRUCTURE OF AZERBAIJAN BAKU- Ф.А.КАДИРОВ ГРАВИТАЦИОННОЕ ПОЛЕ И МОДЕЛИ ГЛУБИННОГО СТРОЕНИЯ АЗЕРБАЙДЖАНА БАКУ –

Pages:     | 1 ||
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.