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

 

Министерство  образования и науки Российской Федерации

ФГБОУ  ВПО  «Северо-Кавказский государственный  технический университет»

 

«Кафедра геофизических  методов поиска и разведки полезных ископаемых»

 

 

 

 

 

РЕФЕРАТ

По дисциплине: «интерпретация гравитационных и магнитных аномалий »

На тему: « Применение гравиметрии в геологии. Гравиметрия  при решении задач изучения строения земной коры»

 

 

 

 

Выполнил: студент

4-ого курса ФНГ

Группы ГФН-081

Раев В. Э.

Проверил:

Бражник В. М.

 

 

 

 

Ставрополь 2011 г.

СОДЕРЖАНИЕ

ВВЕДЕНИЕ…………………………………………………………………..3

1. Выделение крупных глубинных структурных элементов с использованием гравиметрии………………………………………...4

1. 1 Геосинклинальные области……………………………………....5

1.2 Платформенные области…………………………………………..8

2.          Изучение глубинного строения Земли  с помощью гравиметрии..16

2.1 Теория изостазии…………………………………………………..18

          2.2 Изостатической компенсация……………………………………..20

ЗАКЛЮЧЕНИЕ…………………………………………………………….…25

СПИСОК ИСПОЛЬЗУЕМОЙ ЛИТЕРАТУРЫ……………………………..26

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

ВВЕДЕНИЕ

Гравитационная разведка — метод разведочной геофизики, основанный на изучении поля силы тяжести  на поверхности Земли или вблизи от нее. Изучение поля силы тяжести  — гравитационного поля Земли, его  анализ и интерпретация дают возможность  делать выводы о распределении неоднородных по плотности масс в земной коре, следовательно, и о строении земной коры.

Гравитационная разведка используется для изучения глубинного строения земной коры, тектонического и петрографического районирования  крупных регионов, геологического картирования закрытых территорий, поисков месторождений  нефти и газа, прогнозирования  залежей нефти и газа, поисков  и разведки твердых полезных ископаемых: угля, руд и нерудного сырья. Гравиразведка  применяется также при решении  некоторых задач инженерной геологии, геодезических задач — изучения фигуры Земли.

Круг геологических задач, решаемых гравиразведкой, весьма широк. В этом отношении гравиразведка является самым универсальным методом среди других методов разведочной геофизики.

Геологическая эффективность  применения геофизических методов  зависит от уровня их развития и, как  правило, от комплексного их использования. При изучении земной коры, тектоническом районировании, поисках нефти и газа, помимо гравитационного, широко используются сейсмический и магнитный методы. При поисках и разведке различных металлических и неметаллических полезных ископаемых гравиразведка обычно применяется вместе с магниторазведкой, электроразведкой, металлометрией. Задачи геодезической гравиметрии решаются с использованием астрономии и геодезии.

 

 

 

1. Выделение крупных глубинных структурных элементов с использованием гравиметрии

Детальные геологосъемочные и поисковые работы планируют и проводят на основе ранее проведенных региональных геологических исследований. Важнейшей задачей, решаемой этими исследованиями, является выделение крупных глубинных структурных элементов, распределение и взаимоотношение которых играло основную роль в геологической истории исследуемого региона, предопределившей основные особенности его строения и распределение в его пределах районов, перспективных на различные полезные ископаемые.

Гравитационный метод  имеет важнейшее значение при  тектоническом районировании. Региональные структурные элементы, особенно в  геосинклинальных областях, как правило, четко отображаются значительными по площади и интенсивности гравитационными аномалиями, характер которых в значительной степени связан с соответствующими особенностями глубинного строения земной коры. В типичных платформенных областях интенсивность гравитационных аномалий, связанных с региональными структурами, обычно много меньше (в связи с уменьшением влияния особенностей глубинного строения земной коры). При тектоническом районировании гравитационный метод комплексируется прежде всего с магниторазведкой и сейсморазведкой, иногда также с электроразведкой.

Данные магниторазведки  вместе с данными гравиразведки  позволяют получить достаточно ясное  и полное представление о внутренней складчато-глыбовой структуре кристаллического фундамента, о рельефе его поверхности, о расположении в нем крупных зон разломов, магматических -формаций и т. д. Это позволяет, в свою очередь, дать уточненный вариант интерпретации гравитационных данных и на их основе дать наиболее правдоподобную интерполяцию сейсмогеологических данных для участков, расположенных между сейсмическими профилями.

 

1. 1 Геосинклинальные области

Характерной особенностью геосинклинальных областей является большая интенсивность гравитационных аномалий, связанных с основными региональными структурами — синклинориями и антиклинориями. Для этих структур типичным является «обратный гравитационный рельеф» — минимумы над антиклинориями, относительные максимумы над синклинориями (рисунок 1.1).

Сейсмические данные показывают, что глубинные границы земной коры (Конрада и Мохоровичича) в геосинклинальных областях также имеют обратную структуру по отношению к приповерхностным слоям: антиклинориям, выраженным обычно также и современными поднятиями рельефа, соответствуют прогибы глубинных границ и соответствующие утолщения земной коры, образующие «корни гор», а синклинориям — подъемы глубинных границ и утоньшения коры. Б. А. Андреевым указано , что это соотношение во многих случаях хорошо соответствует некогда существовавшей доинверсионной структуре геосинклинальной области (рисунок  1.2). Вероятная причина такого рода соответствия объясняется тем, что глубинные структуры земной коры представляют, по всей видимости, реликты древнего структурного рельефа геосинклинальных областей, который, возможно, был выражен значительно более резко в глубинных слоях и в большинстве мест не был преобразован в процессе инверсии геотектонических условий. Нe все структуры образовались в результате инверсии тектонических движений, в частности некоторые поднятия сохранялись на всех стадиях развития геосинклинальной области, и характеризуются региональными максимумами силы тяжести (рисунок 1.2).

 

 

Стадии развития геосинклинальной области: I, II, III — до инверсии; IV, V — после инверсии. 1 — формации внутренних впадин; 2 — молассовая формация; з — лагунная формация; 4.— фли-шевая каустобиолитовая формация; 5 — известняковая формация; в — нижняя терригенная формация;. 7 — грубообломочные отложения; 8 — формации предыдущих циклов; 9 — вулканы; 10 — эффузивы и пластовые интрузии; 11 — трещинные интрузии; 12 — батолиты; 13 — малые интрузии; 14 — диапиры; 15 — тектонические разрывы; 16 — кривая аномалии силы тяжести.

Описанные выше соотношения  региональных структур и гравитационных аномалий типичны для мезозойских геосинклиналей, т. е. для областей завершенной складчатости. Иначе обстоит дело в областях альпийской складчатости, в частности на островных дугах. Для таких областей характерно прямое соотношение региональных гравитационных аномалий с современным структурным рельефом (максимумы на поднятиях, минимумы — над прогибами). Можно предположить, что в указанных геосинклиналях, возможно, еще не завершена инверсия геотектонических условий и современный структурный рельеф таким образом является доинверсионным.

Указанные выше взаимоотношения  гравитационных аномалий с региональными  структурами геосинклинальных областей установлены эмпирически. Наличие такого рода взаимоотношений показывает возможность использования гравитационных данных при палеотектони-ческих построениях. Первое указание на подобную возможность на примере Юго-Восточного Закавказья было сделано В. В. Вебером и В. В. Федынским в 1947 г.; впоследствии оно получило многочисленные подтверждения, а в указанной выше форме было сформулировано Б. А. Андреевым (1960-1965 гг.).

Гравитационные данные можно  использовать при металлогеническом  характера региональных гравитационных аномалий и структурно-метал-логенических аномалий в геосинклинальных областях. Оказывается, что во многих случаях  с зонами положительных региональных гравитационных аномалий ассоциируются зоны мезократового оруденения (хром, никель, медь, золото и серебро, колчеданные свинец — цинк), а с зонами отрицательных или близких к нулю аномалий—зоны лейкократового оруденения (свинец — цинк жильные, молибден, вольфрам, олово). Указанное взаимоотношение подтвердилось во многих рудных районах, причем относящихся не только к молодым (альпийским) геосинклиналям, но и более древним (герцинским и даже каледонским) .

 

2. Платформенные области

В платформенных областях, в отличие от геосинклинальных, региональные гравитационные аномалии относительно малы по интенсивности и в основном обусловлены строением верхних слоев земной коры, а именно совокупностью следующих влияний:

1. Внутренней структуры кристаллического фундамента;
2. Рельефа поверхности фундамента;
3. Строения и состава толщи осадочных пород.

Эти же факторы влияют на характер   гравитационных аномалий и в.геосинклинальных областях, но их влияние здесь маскируется интенсивными  аномалиями, связанными со строением глубинных слоев земной коры.

Внутренняя структура  фундамента наиболее отчетливо и ярко проявляется в аномальном гравитационном поле в районах кристаллических щитов и их склонов, где фундамент расположен на небольшой глубине. При этом отмечаются следующие три характерные разновидности гравитационных аномалий (рисунок 1.3):

1. Полосовидные линейные  аномалии, связанные со складчатыми комплексами в фундаменте, выделяющимися по повышенной или пониженной средней плотности, либо с осадочно-магматическими комплексами пород, заполняющих грабенообразные впадины внутри древнего фундамента;

2. «Гравитационные ступени» (линейные ограничения крупных  зов: повышенных или пониженных  значений Ag), характеризующие краевые-части крупных блоковых структур в фундаменте и представляющие,, как правило, глубинные разломы в земной коре;

3. Более или менее изометричные (в плане) аномалии, связанные обычно с интрузивными комплексами, с массивами метаморфических пород.

Примеры линейных полосовидных гравитационных аномалий, отражающих складчатую структуру фундамента, описаны в ряде работ для железорудных бассейнов типа КМА и Кривого Рога, Урала и других регионов. Крупная, весьма протяженная (свыше 1200 км) линейная зона положительных и отрицательных гравитационных аномалий, связанная с древней зоной разломов в фундаменте, соответствующая системе грабенообразных впадин, заполненных осадочно-вулканогенной формацией (серия Кьюиноу), описана для центральных районов США.

Многочисленные аномалии типа «гравитационной ступени», которым  на глубине соответствуют краевые  зоны крупных блоков фундамента, можно  видеть на любой карте, показывающей распределение региональных гравитационных аномалий больших территорий, например США, Европы и Северной Африки и т. д.

Из гравитационных аномалий, связанных с магматическими породами в фундаменте, весьма обычны и характерны гравитационные минимумы, связанные  с массивами гранитов, отличающихся обычно пониженной плотностью. Крупным минимумом сипы тяжести отмечается Выборгский массив гранитов — рапакиви в докембрийском фундаменте южной части Балтийского щита; по характеру сопутствующей ему отрицательной гравитационной аномалии можно предполагать, что этот массив распространяется на большую часть акватории Финского залива .

Анализ гравитационных аномалий и данных о плотности магматических и метаморфических пород может дать очень ценные результаты при их картировании. Интересный и весьма поучительный пример, подтверждающий это обстоятельство, опубликован по одному из районов Канадского щита. Здесь, в поле развития докембрийских гнейсов, представлявшихся по первоначальным данным геологосъемочных работ весьма однотипными и однородными, гравитационная съемка отметила интенсивный (до 30 мгл) гравитационный максимум на участке с поперечными размерами в несколько десятков километров. Изучение плотности пород показало, что гнейсы на этом участке представлены более основными разностями (амфиболовыми) и имеют среднюю плотность 2,85 г/см³, а за пределами этого участка преобладают гранито-гнейсы, средняя плотность которых составляет всего 2,69 г/см³. Количественная интерпретация гравитационной аномалии позволила, исходя из указанных данных и с использованием палеток для трех мерных тел, определить форму массива амфиболовых гнейсов.

По гравитационным аномалиям  можно получить приблизительные  данные о глубине залегания и  рельефе поверхности фундамента; однако решение подобной задачи осложняется  во многих случаях сильным влиянием на аномальное гравитационное поле плотностной неоднородности фундамента, связанной с его внутренним строением. Это влияние меняется в зависимости от глубины залегания, а также от состава и возраста фундамента: оно наибольшее в районах с докембрийским (обычно неоднородным по составу и плотности) фундаментом, залегающим на небольшой глубине, и наименьшее в районах с более однородным по составу и плотности палеозойским или мезозойским фундаментом, залегающим на значительной глубине.

Примерами впадин палеозойского  фундамента, весьма отчетливо выраженных гравитационными минимумами, могут  служить многие впадины Средней Азии и Западно-Сибирской низменности. Для многих из них, пользуясь опорными данными сейсморазведки и бурения, можно установить довольно надежную и близкую к линейной корреляцию между величиной гравитационной аномалии и глубиной залегания фундамента. При этих сопоставлениях целесообразно исключить из наблюденного поля Ag влияние регионального фона и пользоваться остаточными гравитационными аномалиями. Такого рода корреляционная зависимость получена (рис. 178) для Южно-Минусинской впадины в восточной части Западно-Сибирской низменности. Установлены различного вида зависимости для западной и для восточной частей впадины, что, по-видимому, можно связывать с различной средней плотностью фундамента в этих

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

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

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

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

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

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

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

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

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

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

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

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

2. Изучение глубинного строения Земли  с помощью гравиметрии

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

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

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

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

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

2.1 Теория изостазии

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

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

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

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

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

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

для моря

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

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

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

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

 

 

 

 

 

2.2 Изостатической компенсация

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

где δg_h — поправка за высоту.

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

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

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

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

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

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

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