ДЕТАЛЬНЬIЕ · \.J

СЕИСМИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ ЛИТОСФЕРЪ! нар_

и

S-волнах

<<НАУКА» НОВОСИБИРСК

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК С И Б И Р С К О Е О Т Д Е Л Е Н И Е

ОБ ЪЕДИНЕННЫЙ ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ, ГЕОФИЗ ИК И И МИНЕРАЛОГИИ

ДЕТАЛЬНЫЕ СЕЙСМИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ ЛИТОСФЕРЫ на Р- и S-ВОЛНАХ Ответственный редактор академик РАН Н. Н. Лузырев

В О «Н А У К А»

НОВОСИБИРСК

1 993

УДК 550.834.42 + 550.34

А в т о р ы: С. В. Крылов, Б. П. Мишенькин, 3. Р. Мишенькина, Г. В. Петрик, В. Н. Сергеев, И. Ф. Шелудько, Е. Н. Тен, Ю. В. Кульчинский, М. М. Мандельба­

ум, В. С. Селезнев, В. М. Соловьев, В. д. Суворов

Детальные сейсмические исследования литосферы на Р- и S-вол­нах /С. В. Крылов, Б. П. Мишенькин, 3. Р. Мишенькипа и др.­Новосибирск: ВО <<Наука». Сибирская издательская фирма, 1993.-199 с.

ISBN 5-02-030478-6. Монография посвящена развитию метода глубинного сейсмического зондирования

для детального изучения земной коры и верхов мантии в связи с современными потребностями глубинной геологии, геодинамики, прогноза землетрясений. Обоснова­ны и реализованы следующие методические приемы: совместное использование волн разного типа поляризации; способы сейсмической томографии для рефрагированных, проходящих и отраженных волн; системы наблюдений с многократными перекрытними в широком диапазоне расстояний для волн разных классов и др. Приводятся результаты детальных площадных и профильных исследований в высокосейсмичной зоне Бай­калhСкого рифта, в Якутской алмазоносной провинции, в нефтегазоносных районах юга Сибирской платформы.

Книга предназначена для геофизиков и геологов, изучающих глубинное строение земной литосферы.

Табл. 4. Ил. 80. Библиогр.: 125 назв,

The monogгafy is devoted to the development of deep seismic sounding method for detailed study of earth's crust and upper mantle in connection with modern needs of deep geology, geodynamics and earthquake prognosis. The following methodics are grounded and realised: joint use of the waves with different polarisation type; methods of seismic tomografy for refracted, reflected and passing waves; multiple coverage systems of oЬservations in wide range of distance for different types of the waves etc. Results of detailed areal and profile investigations in Baikal rift zone, which is characterized of high-seismic activity; Yakut diamond-Ьearing region, oil and gas-Ьearing regions of Soнth of the SiЬerian platform are given in the Ьооk.

This Ьооk is may Ье tasefнl for the geophysicists, geologists sttadying deep sta·tactнre of earth's litosphere.

Р е ц е н з е н т ы

доктора геолого-минералогических наук В. Л. Кузнецов, А. В. Тригубов

Утверждено к nечати Институтом геофизики Объединенного института геологии, геофизики и минералогии СО РАН

1803020000-11 о Д 042(02)_93 257-93 11 полугодие

ISBN 5-02-030478-6

© С. В. Крылов, Б. П. Мишенькин, З. Р. Мишенькипа и др. , 1 993

© Росс�айская Академия наук, 1 993

ПРЕДИСЛОВИЕ

Метод глубиниш-о сейсмического зондирования <ГСЗ) земной коры и верхов мантии, использующий искусственные (контроли­руемые) источники колебаний, в современном его состоянии вклю­чает в себя ряд развивающихся модификаций. Это обусловлено про­грессирующим интересом к изучению строения земных недр и глу­бинной геодинамики в общенаучном и прикладных аспектах. Ведутся исследования разного масштаба и детальности - от экспрессного изучения крупных черт строения литосферы на сети протяженных маршрутов (геотраверсов, трансектов) в пределах обширных регионов до детальных работ на локальных сложно Построенных участках. Особую актуальность приобретают детальные сейсмические исследо­вания в связи с новыми потребностями глубинной геологии и гео­динамики, планирования поисков глубокозалегающих месторож­дений полезных ископаемых, прогноза землетрясений, изучения районов бурения сверхглубоких скважин. Многообразие задач , ста­вящихся перед методом ГСЗ, уже привело к необходимости поэтап­ного проведения исследований и разработки соответствующих спе­циализированных методик их выполнения.

Первый этап общего рекогносцировочного изучения обширных территорий обычно осуществляется путем относительно малодеталь­ного точечного или кусочио-непрерывного профилирования на пре­ломленных и отраженных под большими углами волнах [ 15, 34, 65, 1 24 ]. Из-за редкой сети источников колебаний не всегда удается получить систему увязанных годографов даже для опорных наиболее устойчиво прослеживаемых волн. Это затрудняет их интерпретацию в рамках двухмерно-неоднородной модели среды. Нередко прибегают к решению одномерной кинематической задачи по одиночным годо­графам. Примером специализированной малодетальной модифика­ции ГСЗ, предназначенной для экспрессного изучения земной коры и верхов мантии в условиях труднодоступной местности, является методика дифференциальных (точечных) сейсмических зондирова­ний, разработанная под руководством Н. Н. Пузырева [50, 73 ]. Ее основой служат приемы дискретной корреЛЯции опорных волн на несвязанной системе зондирований, теория специальных временных полей и базирующиеся на ней способы интерпретации отраженных, головных и рефрагированных волн с учетом горизонтальных неодно-

3

родностей среды, использование портативной телеуправляемой аппа­ратуры типа «Тайга>> для регистрации колебаний.

Переход к этапу детальных работ не сводится к простому изме­нению масштаба исследований. Он требует существенного развития методики полевого эксперимента и его аппаратурного обеспечения, способов обработки и интерпретации волнового поля, расширения качественного состава результативной сейсмической информации и приемов ее геологического истолкования. Методическое обеспечение детальных сейсмических исследований кристаллической литосферы находится в стадии становления. Потенциальные возможности сей­смического метода при этих исследованиях реализуются с еще недо­статочной полнотой.

Очень ярким достижением последнего времени является исполь­зование докритических отражений при Плотных системах профиль­ных наблюдений с многократными перекрытиями, заимствованных из сейсмической разведки осадочных бассейнов. Этот вид работ нашел широкое применение (преимущественно за рубежом - программа COCORP) для детального изучения разреза кристаллической лито­сферы. Получены принципиально новые, большой геологической значимости сведения об особенностях ее тонкой геометрической стJJуктуры [ 1 1 2, 1 24 ]. Вместе с тем такой подход при его ориентации только на близвертикальные отражения не является универсальным средством глубинных сейсмических исследований. Он не дает весьма ценной информации о распределении скорости сейсмических волн в изучаемой среде; не учитываются в должной мере искажающие эффекты, обусловленные большой криволинейностью и трехмерно­стью рельефа отражающих границ.

Данная работа не претендует на всестороннее освещение отече­ственного и зарубежного опыта детальных работ методом ГСЗ, хотя в ней и рассматриваются вопросы, имеющие достаточно широкую значимость для развития этого метода. Она написана коллективом сибирских специалистов и содержит результаты научно-методиче­ских разработок и полевых экспериментов, выполненных за минув­шее десятилетие применительно к условиям Сибири. В этом регионе первый этап рекогносцировочного изучения литосферы на обширной территории методикой дифференциальных сейсмических зондиро­ваний, а затем и точечным профилированием с большими промыт­ленными взрывами, систематически проводившегося около 30 лет, близок к своему завершению [27, 28, 6 1 , 72 ]. Работы детального характера здесь начаты относительно недавно и нуждаются в теоре­тическом и методическом обосновании.

Разработка методики детальных глубинных сейсмических иссле­дований, предпринятая в настоящей монографии, выполнена по следующим основным направлениям:

-- развитие петрофизических основ метода ГСЗ при изучении кристаллической литосферы по возможно более полному набору параметров упругой изотропной модели среды с оценкой вероятного вещественного состава глубинных пород;

4

- расширение качественноr-о состава результативной сейсмиче­ской информации о свойствах среды, в том числе ее анизотропии, путем совместного использования продольных и поперечных волн;

- построение двух- и трехмерных распределений скорости в среде по данным опорных рефрагированных и отраженных волн, уверенно прослеживаемых на всем исследуемом участке (развитие способов сейсмической томографии) ;

- обоснование и реализация исследований, использующих систе­мы наблюдений с многократными перекрытиями для отраженных и иреломленных волн в широком диапазоне удалений от источников колебаний.

Важность разработки этих направлений для развития метода ГСЗ не требует пространных комментариев. Ограничимся только одним замечанием принципиального характера по поводу совместного ис­пользования объемных сейсмических волн разной поляризации. Та­кой подход существенно расширяет качественный состав резуль­тативной информации [7 1 ]. По записям только продольных волн в принципе нельзя получить полной характеристики среды даже в рамках изотропной упругой модели твердого тела. По совокупности данных о волнах разной поляризации этот вопрос находит практиче­ское решение. Кроме того, появляется возможность более определен­но судить о параметрах сейсмической анизотропии среды, связанных с тонкой слоистостью геологического разреза, микроструктурой, на­пряженным состоянием глубинных горных пород.

Результаты исследований по названным направлениям составля­ют содержание первой (методической) части работы, включающей пять глав.

Во второй ее части (заключительные три главы) излагаются типичные примеры практического применения результатов методи­ческих разработок при детальных глубинных исследованиях на ряде участков Восточной Сибири. Полевые работы выполнены коллекти­вами сибирских академических организаций (Институт геофизики ­Новосибирск, Институт геологических наук - Якутск, Новосибир­ская опытно-методическая вибросейсмическая экспедиция) и произ­водственных объединений «Иркутскгеофизика» и <<Якутскгеология>>.

Районы детальных работ весьма разнообразны по конкретным задачам и условиям проведения сейсмических исследований. Они включают в себя высокосейсмичные участки северо-восточного флан­га Байкальской рифтовой зоны, где выполнены исследования с целью построения объемной модели земной коры в области очага одного из катастрофических землетрясений, изучены особенности строения недр под типичными неотектоническими морфаструктурами (рифто­выми впадинами и горными хребтами) , в том числе и под оз. Байкал. В Якутской алмазоносной провинции объектами детального изучения были аномальные неоднородности земной коры и верхов мантии на участках развития полей кимберлитового магматизма. В южных нефтеносных районах Сибирской платформы при профильных и площадных системах наблюдений изучались особенности строения и свойств кристаллического фундамента и платформенного чехла.

5

Авторы выражают искреннюю признательность Н. Н. Пузыре­ву за постоянное внимание, поддержку и ценные советы, А. И . Ша­малю - за поддержку полевых исследований. Они благодарят своих коллег, участвовавших в разработке методических вопросов и в полевых экспериментах: В. В. Анненкова, С. М. Бабушкина , Ю. Ф. Баринова, А. В. Брыксина, В. П: Васильева, В. Д. Елинова, Л. К. Елисееву, Е. А. Колмакова, С. И. Коржа, М. Н. Красношта-: нова, А. Б. Крейнина, Г. М. Митрофанова, И. В. Подваркову, Л. В. Пяллинг, В. Ф. Уарова, а также Л. Г. Ложкину за оформление рукописи.

Часть I

МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ

Глава 1

РАЗВИТИЕ ПЕТРОФИЗИЧЕСКИХ ОСНОВ МЕТОДА ГСЗ НА Р- И S-ВОЛНАХ

При глубинном сейсмическом зондировании в нашей стране и за рубежом в последнее время отмечается устойчивая тенденция исполь­зования не только продольных (Р) , но и поперечных (S) волн [2, 3 , 25, 58 , 66 ] . Такой подход, как показывает опыт многоволновой сейсмической разведки полезных ископаемых [7 1 , 79 ], существенно расширяет качественный состав получаемой информации. Открыва­ются новые возможности в решении задач прогнозирования гео­логического разреза литосферы, глубинной геодинамики, прогноза землетрясений. В связи с этим становится актуальной дальнейшая разработка петрафизических основ метода ГСЗ с учетом того, что даже в простом случае изотропной линейно-упругой сплошной среды сейсмическая модель твердых тел, необходимая для полного описания кинематических и динамических характеристик упругих волн, зада­ется распределением трех независимых параметров: значений скоро­сти продольных, поперечных волн и плотности (vp, v5, р) или функ­ционально связанных с ними независимых друг от друга величин. Ниже, опираясь на результаты работы [36 ] , указанная трехпарамет­ровая модель используется применительно к магматическим и ме­таморфическим горным породам кристаллической земной коры и верхов мантии и к соответствующим породообразующим минералам.

По результатам ГСЗ надежно определяются только два парамет­ра - Vp и v5• Недостающий для полной характеристики рассматрива­емой модели третий пара метр* (р, модуль сдвига G, модуль объемного сжатия Ю может быть оценен с использованием корреляционных связей p(vp, v5) , G(vp, v5) , K(vp, v5). Обоснование и уточнение этих связей, осуществляемое в данной работе, важно и для комплекси­рования сейсмического и гравитационного методов изучения лито­сферы, для характеристики упругого состояния среды в зонах очагов крупных землетрясений по данным ГСЗ на Р- и S-волнах. В связи с потребностями углубленной петрафизической интерnретации резуль­татов ГСЗ исследуются также связи пары значений Vr и Vs с мине­ральным и химическим составом кристаллических горных nород.

* Значение плотности в пршщипе может быть оценено по д�•намическим парамеr­рам сейсмических волн. однако реализуемая точ• •осп. таких оценок в большинстве случаев недостато•ша.

7

Рассмотрение указанных вопросов ведется на базе существенно расширенной по сравнению с аналогичными предыдущими исследо­ваниями [3, 25, 105 ] выборки лабораторных определений полного набора свойств образцов кристаллических горных пород. В исходную выборку, составленную по всем доступным отечественным и зару­бежным публикациям [8 , 1 6 , 46, 93, 1 05, 1 06, 1 1 6 , 1 1 8 , 1 22 ], входят данные о значениях Vp, Vs, р для более чем 450 образцов горных пород и минералов при давлениях до 500- 1 000 МПа и фиксированной температуре. Для анизотропных минералов приняты значения уп­ругих параметров , отвечающие агрегату с хаотической ориентацией кристаллов данного минерала. С этой целью использованы результа­ты усреднения известными способами Фойгта и Реусса [8 ], а также выполнены расчеты свойств минералов по значениям этих свойств в совокупности образцов горных пород с известным минеральным составом. В случае анизотропных горных пород усреднялись значения скорости по разным направлениям.

1 . 1 . СЕЙСМИЧЕСКИЕ СКОРОСТИ И ПЛОТНОСТЬ П ОРОДООБРАЗУЮЩИХ СИЛИКАТНЫ Х МИНЕРАЛОВ

Минеральный состав кристаллических горных пород относится к числу доминирующих факторов, определяющих их упругие свойства. Магматические и метаморфические образования литосферы состоят в основном из минералов, относящихся к классу силикатов. Вместе с кварцем силикаты (оливины, ряд гранатов, многие пироксены) и алюмосиликаты (полевые шпаты, слюды, амфиболы) слагают более 85 % литосферы. Кристаллическая структура этих минералов, суще­ственное влияние которой на их упругие свойства отмечено в ряде работ [ 1 05 ], определяется характером сочленения кремнекислород­ных, а в алюмосиликатах - и алюмокислородных, тетраэдров. Вы­деляются островной, цепочечный, ленточный, листовой и каркасный типы кристаллической структуры. Распределение рассматриваемых минералов по этим типам дано на рис. 1 . 1 .

Напомним некоторые результаты предыдущих исследований рас­пределения значений Vp, Vs, р в рассматриваемых минералах. Н. Б. Дортман и М. Ш. Магид [ 1 05 ] пришли к заключению об увеличении в силикатных минералах скорости продольных и попе­речных волн при возрастании плотности, связывая это главным образом с увеличением плотности упаковки атомов при малых вари­ациях средней атомной массы. Закономерных изменений коэффици­ента Пуассона не отмечено. Тесная связь свойств с кристаллической структурой проявляется в последовательном увеличении значений Vp и р при переходе от каркасных и листовых силикатов к минералам с ленточным, цепочечным и островным типами структуры.

А. Л. Алейниконым и др. [3 ] рассмотрена выборка данных для 1 9 природных и синтетических образцов минералов, в которой представ­лены некоторые цепочечные и островные силикаты (пироксены, оливины, гранаты) , а также кварц, стишовит, коэсит, шпинели. Выявлено уменьшение скорости поперечных волн с увеличением

8

5 6

� 0 02 ::. 01 "' ::r: �6 ;:::,"'

5

4

J

6 7

е3 в ()4 (] .5 •

с:d т

8 9 lJp ,к м/С 10

Рис. /./. Плотность, скорость продольных (vp) и поперечных (vs) волн в породо­образующих силикатных минералах и

кварце. 1-5 - струкrура минералов: 1 - каркасная, 2 - листовая, 3 - ленточная, 4 - цеnочечная, 5 - островн� (кружки - эксnериментальные данные, квадраты - результаты расчетов); 6 - изолнншr плотности, г/см ;

7 - изолинии ко:хfхlшцнента Пуассона. Кв - кварu: Неф - нефелин; плаnюклазы (Пл): Алб - альбит, Анр - анортит, Лб - лабр:1.10р. Олг -олнrокла�: ка.rшевый полевой шпат (Клш): Ми - микрок.rшн, Орт - ортоклаз; Бн - бнuлп; Му -f\.1усков1п: Сер -· серпентин; Фл - флоrопнт; Рог - роговая обманка; nнроксены (П): Бр - брон:нп. Ги -nшерстен, Д - дналлаг. Дн - ;J;IЮПснд, Ав - авгит, Ж - жадеит, Эг - эпtрнн, Эк - энстапп; Ол -оливины; гранаты: Г. а - альмандин, Г. г - гроссуляр, Г. п - пироп, Г. с - спессартин; Ан - андалузит; Эп - эnндот; Ки - кианнт; Снл - снллнманнт. Ряд�м с индексами минералов указаны значения нх

ПЛОТНОСТII, Г/СМ .

плотности при фиксированных значениях Vp. Можно ли эту интерес­ную особенность считать общим свойством силикатных и других породообразующих минералов? Обоснованное решение вопроса тре­бует дополнительных исследований, так как в рассмотренной сово­купности минералов не представлены многие широко распространен­ные в земной коре силикаты, в нее включены разнородные минералы, в том числе и не являющиеся породообразующими.

Сводка данных о значениях Vp, Vs и р для основных силикатных ми н ералов на рис 1 . 1 составлена по опубликованным в оригинальных и обобщающих работах [8, 16 , 46, 93, 105, 1 06, 1 1 8 ] результатам лабораторных определений на образцах монокристаллов, а также мономинеральных агрегатов. Все значения отнесены к нормальным термодинамическим условиям, что не препятствует переходу к ус­ловиям глубинного залегания путем введения поправок на влияние температуры и давления. Предпочтение отдавалось определениям в широком диапазоне давлений (р) - до 500-1 000 МПа. Это поз­волило в значительной степени учесть влияние механических де­фектов минералов: значения при нормальном давлении определя­лись путем экстраполяции практически прямолинейного (при р > > 200 МЛа) участка зависимости соответствующего параметра от давления. Эффект анизотропии скорости, как уже отмечалось, исключен.

Для ряда минералов имелась возможность сопоставить незави­симыс определения по нескольким (двум ...,.... шести) образцам. Для таких минералов на рис. 1 . 1 показаны средние значения параметров и максимальные отклонения Vp и v5 от среднего. Отклонения достига­ют 0,2-0,3 км /с и, по всей видимости, характеризуют не только погрешности измерений, но и вариации химического состава, дефек­ты структуры данного минерала. Максимальные ОJклонения от сред-него значения плотности не превышали О, 1 г/ см . ·

Лабораторные определения обычно проводятся на специально отобранных кристаллах. Поэтому было интересно сопоставить уп­ругие свойства таких кристаллов со свойствами соответствующих породообразующих минералов, находящихся в реальных горных по­родах. Необходимые сравнительные данные рассчитаны по взятым из работ [8, 1 06, 1 22 ] значениям упругих свойств в образцах горных пород с известным минеральным составом. Использованы следующие соотношения, определяющие связь между параметрами полимине­рального твердофазного агрегата нулевой пористости и слагающих его минералов: /1

р; = L Y;Jpi; j-1 /1

log А; = L у;1 log А1• }=1

0. 1 )

0.2)

Здесь р; - плотность i-го образца горной породы (i = 1 , 2, 3 , . . . , т); р1 - плотность минералов (j = 1 , 2, 3, : .. , n); А; и А1 - значения упругих модулей, скоростей продольных или поперечных волн соот­ветственно для горной породы и минералов; у;1 - объемная доля j-го минерала в i-м образце. Справедливость логарифмического соотно­шения ( 1 .2) из работы [8 ] подтверждена теоретическими расчетами и экспериментальной проверкой в условиях свойственного кристал­лическим породам небольшого различия упругих параметров компо­нентов агрегата.

Отбиралась совокупность близких по минеральному составу гор­ных пород, в которой количество образцов существенно превышало число породообразующих минералов (т > n). Для каждого парамет­ра (Vp, v5, р), используя соотношения 0. 1 ) и 0.2) составлялась избыточная система· линейных уравнений. Решение такой системы методом наименьших квадратов давало искомые значения свойств минералов с оценкой среднеквадратической погрешности. Исходные данные (vp, v5, р) брались при нормальной температуре для ряда фиксированных значений давления (до 500-1 000 М Па) с последу­ющей линейной экстраполяцией к нормальному давлению асимп­тотической ветви компрессионной зависимости. Из-за недостатка сведений о минеральном составе образцов в ряде случаев минералы объединялись в группы (плагиоклазы, калиевые полевые шпаты, пироксены), включающие различные по составу члены изоморфных рядов. Подробно процедура расчетов изложена в работе [13 ].

1 0

Т а б л и ц а 1.1

Рассчитанные и э кс периментальные з начени я с ко)ЮСТ!I продольных, поперечны х вол н (vp• vs• км/с) и плотности (р, r/с м Э) в породообразующи х минералах при

норм альны х давлении и температуре

Число об- Эксперимеита.п разцов/ Рассчитанньtе ные значения

Минерапы Тип пород, источник данных число значения: '1-•'S•P неизвест- '1-•'S•P длх Хрисгалло ных [8, 16, 93,

105, 106]

ь-

8

Кварц Метаморфические породы [106] 29/8 5,95±0,35 5,9-6,25 4,06±0,25 4,0-4,15

2,6±0,1 2,6-2,65

Плаrио- Метаморфические породы 29/8 6,75±0,3 6,0�7.0 клазы [106], гранулиты [122] 15/9 3,5±0,2 3,35-3,15

2,7±0,1 2,6-2,75

Кали е- То же 29/8 6,35±0,25 5,1-6,05 вые 15/9 3,5±0,2 3,1-3,35 поле- 2,65±0,1 2,55-2,6 вые шпаты

Серпен- Серпентизированные оливины (8] 12/2 5,0±0,:.! 5,2 тин 2,5±0,1 2,75

2,4±0,1 2,55

Амфибо- Гранулиты [ 122] 15/9 1,15±0,35 6,9-7,2 ЛЫ 4,2±0,5 4,0-4,15

3,1±0,3 3,0-3,2

Пиро- Магматические и метаморфические 10/5 1,5±0,5 7,0-8,6 ксены породы [ 1 061 15/9 4,45±0,5 4,05-5,15

29/8 12/4 3,3±0,2 3,2-3,4 21/4

Оливин Магматические ультраосновные 21/4 8,2±0,1 8,1-8,4 породы [8] 4,6±0,05 4,5-5,15

3,3±0,02 3,3

Результаты расчетов в сопоставлении с данными для кристаллов приведены в табл. 1 . 1 . В нее включены рассчитанные данные для минералов с объемной долей у > 0,25, так как только в этом случае nолучена удовлетворительная точность результатов. Сходимость зна­чений всех трех рассматриваемых nараметров для породообразующих минералов и их кристаллов достаточна высока. Рассчитанные зна­чения, с учетом оценки их погрешностей, не выходят из диапазона соответствующих величин у кристаллов.

Перейдем к рассмотрению всей совокупности экспериментальных и рассчитанных данных о скорости продольных , поперечных волн и плотности. Приведеиная на рис. 1.1 сводка достаточно представитель­на. Она характеризует свойства 30 породообразующих силикатов, относящихся ко всем пяти структурным типам этих минералов.

Упругие свойства рассматриваемой выборки минералов изменя­ются в широких пределах. Диапазоны значений Vp, Vs и р составляют соответственно: 5-8,75 км /с; 2,5-5,25 км/с; 2,5-4,25 r/см3• Ве­личина коэффициента Пуассона (о) заключена в интервале О, 1 -0,32. Без кварца и серпентина этот интервал сужается вдвое (0,2-

1 1

0,3); при этом в области с Vp < 7 км/ с имеем повышенные значения коэффициента (0,25-0,3) по сравнению с высокоскоростными мине­ралами (Vp > 7 км /с) , у которых а = 0,2-0,275. В первой области с несколько повышенной величиной коэффициента Пуассона доми­нируют алюмосиликатвые минералы, во второй - силикатные.

Кварц, как известно, обладает аномальными по сравнению с подавляющим большинством породообразующих минералов свойст­вами. По значениям Vp (6,05 км /с) и р (2,64 г/см3) этот широко распространенный минерал близок к полевым шпатам, но превос­ходит последние на 0,5-0,8 км/с по величине Vs (4, 1 км /с) . Такие значения скорости поперечных волн свойственны пироксенам и ам­фиболам, у которых Vp = 7-7,5 км/с, ар = 3, 1 -3,3 г/ см3• Вели­чина коэффициента Пуассона у кварца (о = 0, 1 ) в 2-3 раза мень­ше, чем у других минералов. Если принимать во внимание только значения скорости продольных волн и плотности, как это делалось до недавнего времени, то кварц практически не выделяется из общего ряда породообразующих минералов. С привлечением сведений о величине Vs появляется еще не реализованная возможность выде­ления глубинных кварцсодержащих пород по данным сейсмических исследований на Р- и S-волнах.

Упоминавшееся увеличение скоростей Vp и Vs с ростом плотности лишь в грубом приближении характеризует связь этих параметров. На плоскости Vp, Vs (см. рис. 1 . 1 ) в полосе, соответствующей рас­сматриваемым минералам, обособляются три области с низкими (2 ,6-2,7 г/ см3) , средними (2,8-2,97 г/см3) и высокими (более 3 , 1 г 1 см3) значениями плотности. Область низких значений (кварц, полевые шпаты, серпентин) , левое и п�авое ограничения которой проходят вблизи изолинии р = 2,8 г 1 см , занимает в пределах этой полосы не крайнее, а промежуточное положение между двумя дру­гими областями. Минералы со средней плотностью (слюды) распола­гаются на левом краю полосы, где скорости Vp и Vs малы. Высокие плотности наблюдаются при Vp > 7 км /с и Vs > 4 км/ с. Переход к области высоких значений резкий: нарастание плотности на 0,4 г 1 см3 про-исходит при относительно небольтом увеличении скорости - на 0,4-0,5 км/ с. В области высокой плотности доми­нируют значения р = 3, 1 -3,4 г 1 см3 (амфиболы, пироксены, оливи­ны) . При мак-симальных скоростях (Vp ;;;, 8 ,5 км /с, Vs ;а. 4,75 км / с) появляются минералы (граниты) с плотностью до 4,25 г 1 см3• В переходной зоне величина др 1 дvр троекратно превышает ее среднее значение для всей совокупности данных.

Закономерного уменьшения скорости поперечных волн с ростом плотности при фиксированной скорости продольных волн для рас­сматриваемой выборки данных не наблюдается. На разных участках плоскости Vp, Vs отмечается тенденция как прямой, так и обратной связи этих величин.

Подтверждается, с существенной конкретизацией, известная за­висимость упругих свойств силикатов от их кристаллической струк­туры. Минералы каждого из пяти структурных типов располагаются на плоскости Vp, Vs (см. рис. 1 . 1 ) в обособленных (с небольшими

12

перекрытиями) областях. Обособление разнотипных минералов про­исходит и по их плотности. Однако упорядоченность по значениям плотности несколько иная, чем по величинам скорости. По мере нарастания скорости имеем следующую последовательность. Ми­нимальные скорости (vp = 5-5,8 км/с, Vs = 2,5-3,8 км/с) при плотности 2,6-2,97 г/см3 .свойственны минералам с листовой струк­турой. Далее следуют: ка�каснЬl:е (Vp = 5,7-7 км/с; Vs = 3,2-4, 1 км/сi р = 2,6-2,75 г/см ) , ленточные (-7 , 1 км/с; - 4, 1 км/с; 3 , 1 г/см ) , цепочечные (7-8 км/ с; 4-4,5 км/с; 3,2-3,5 г/см3) и островные (> 8 км/с; > 4,5 км/с; 3,2-4,25 г/см3) силикаты.

Следует отметить, что и внутри каждой группы минералов с од­нотипной кристаллической структурой их свойства (Vp, Vs, р) суще­ственно меняются. Доминирующей причиной в этом случае, по всей видимости, являются вариации химического состава. Известны зако­номерные изменения физических свойств в пределах изоморфных рядов минералов. Рассмотрим особенности таких изменений на при­мере полевых шпатов (каркасные алюмосиликаты) и оливинов (ост­ровные силикаты) . В ряду альбит-анортит сложное изоморфное замещение натрия кальцием и кремния алюминием сопровождает­ся ростом значений всех трех параметров: плотности (от 2,6 до 2,75 г/см3) , скорости продольных (с 6,0 до 7,0 км/с) и поперечных (от 3 ,35 до 3 ,75 км/с) волн. Качественно такими же особенностями характеризуются щелочные полевые шпаты в ряду ортоклаз - аль­бит при замещении калия на натрий. В изоморфном ряду фор­стерит - фаялит замещение магния железом ведет к увеличению плотности (с 3,22 до 4,34 г/см3) , однако значения скорости не возра­стают, а уменьшаются: скорость Vp изменяется от 8 ,4 до 6,65 км/с , V s - от 5 до 3,4 км/с.

1 .2. ЗАВИСИМОСТИ ДЛЯ КРИСТАЛЛИЧЕСКИХ ГОРНЫХ ПОРОД

Для анализа закономерностей распределения значений скорости (Vp и Vs) и плотности в кристаллических горных породах была составлена по отечественным и зарубежным публикациям [ 1 6 , 46, 93, 106, 1 1 6 , 1 1 8 , 1 22 ] выборка результатов лабораторных опреде­лений этих трех параметров на 464 образцах в диапазоне давлений до 500- 1 000 М Па при нормальной температуре. Для многих образ­цов имеются данные об их минеральном и химическом составе. В выборке достаточно полно представлены основные типы метамор­фических и магматических пород земной коры и верхов мантии.

Общая характеристика используемых данных представлена на рис. 1 .2 в виде традиционных парных распределений в функции плотности скоростей Vp и Vs, величины их отношения и коэффициента Пуассона при фиксированном давлении 500 МПа. Для сравнения приведены некоторые из широко известных корреляционных зави­симостей скорости от плотности [ 1 05, 1 1 3 , 1 1 4 ]. Эти зависимости, если принять во внимание величину дисперсии экспериментальных значений и несовладение барических условий, в крупных чертах

1 3

V, К М/С VpfUs (5 10,4� 9 2,0 1,8 0,3 16 0.2 '

0,1

7

5

3

. . .

-�

2,5

2

. � • ..

2,9

' р

s 1

..

. .

.. .

; �. . "' :- . .

3,3

. . ... . .. . . . .

. .

Рис. 1.2. Зависимость скорости (v) продольных (Р) и поперечных (S) волн от плотности

(р) для образцов кристаллических горных пород н гистограммы коэффищ1ента Пуас­

сона (о), построенные для соответствующих интервалов значений плотности 0,2 гjсм3.

Осредненные зависимости: 1 - но Ф. Берчу [I 1 3]; 2 - по Нейфу нз работы [ 114]; 3- по Н. Б. Цортман и М. Ш. Маrид [105].

14

согласуются с нашей выборкой данных. Экспериментальные распре­деления Vp(p) и Vs(p) характеризуются разбросом в полосе шириной до 1 - 1 ,5 км 1 с, существенно превышающей погрешности лаборатор­ных определений. Значительная дисперсия свойственна и гистограм­мам Vp 1 Vs и о, построенным для узких (0,2 г 1 см3) интервалов значений плотности.

Как уже отмечалось, для полной характеристики свойств горных пород в рамках изотропной упругой сейсмической модели необходимо рассматривать совместно три параметра - vp, Vs, р. Поэтому вместо парных зависимостей будем рассматривать распределения p(vp, Vs) , представленные на рис. 1 .3 для фиксированных значений давления в 1 00 и 500 М Па, отвечающих условиям верхней и средней частей разреза земной коры на континентах.

Эти распределения получены следующим образом. Область экс­периментальных значений Vp и Vs была разбита на квадратные ячейки со стороной 0,25 км /с. В каждую ячейку попало в среднем по 1 0 (от 3 до 5 1 ) образцов горных пород. По среднеарифметическим зна­чениям р, рассчитанным для каждой ячейки, проведены путем ли­нейной интерполяции изолинии плотности. Среднеквадратическое отклонение исходных единичных значений от осредненного распре­деления p(vp, Vs), заданного свойством этих изолиний, составило 0,06 г/см3•

Полученные зависимости p(Vp, Vs) для горных пород (см. рис. 1 .3) имеют качественно те же особенности, что и рассмотренное выше аналогичное распределение для породообразующих минералов (см. рис. 1 . 1 ) . Экспериментальные данные по кристаллическим горным породам располагаются в полосе, ограниченной изолиниями ко­эффициента Пуассона о = 0, 15 и о = 0,35. В пределах этой полосы отмечаются существенные отклонения от общей тенденции нара­стания плотности с увеличением скорости.

Как и в случае силикатных минералов, но в более сглаженном виде, на плоскости Vp, Vs обособляется область минимальных ма­лоизменчивых значений плотности (р � 2,7 г/см3) при Vp = 5,75-6,25 км/с и v$ - 3,5-4 км/с (см. рис. 1 .3) , где доминируют кислые породы с большим содержанием кварца. При уменьшении значений Vp и Vs соответственно до 5 и 3 км/с намечается тенденция к неболь­шому возрастанию плотности. Переход к области с высокой плотно­стью (3, 1 -3,4 г/см3 при Vp > 7 км/с) характеризуется сгущением изолиний р.

Сопоставим полученные зависимости p(Vp, Vs) с результатами предшествующих исследований А. Л. Алейникова, Н . И . Немзорова, Н . И. Халевина и др. [3 ] и С. Н. Кашубина и др. [25 ], уже на­шедшими применение в практике глубинного сейсмического зонди­рования и в рудной сейсморазведке.

А. Л. Алейников и дiJ. путем статистической обработки 89 опре­делений р, Vp и Vs получили уравнение регрессии, связывающее эти параметры. Затем по результатам проверки на более представитель­ной выборке образцов горных пород из районов Урала и Северного Казахстана в это уравнение был введен поправочный член. Получен-

1 5

5 б 7 5 б .о_ u ...... А ::;

::; :с :с "' ... ;:>

;::>

4 4

5

4

Рис. 1.3. Зависимость nлотности от скорости nродольных (up) и nоnеречных(иs) волн для кристаллических горных nород nри давлении 1 00 М Па (А) и 500 М Па (Б).

1 - в 'IIIC.'Htтeлe осредненное в предела.\: ячейки значение плотностн, г/см3

, в знаменателе число образцов; 2 - изолннш1 nлотности; J - нзолиюш коэффнциентз Пуассона (о).

ная корреляционная зависимость � (vp, Vs, Vp/Vs, К/р) дает оценку плотности с точностью ± 0,04 г/см . Исходная выборка неоднородна. В ней объединены данные как лабораторных определений, так и скважинных и полевых наблюдений для кристаллических и осадоч­ных пород. Величина давления не фиксирована, она меняется в диапазоне, отвечающем условиям верхней и глубинной частей земной корьr. Данные проверочной выборки образцов кристаллических и осадочных пород определены лабораторным путем при атмосферном Давлении. Для анизотропных образцов значения скорости брались вдоль слоистости.

С. Н. Кашубиным и др. установлена корреляционная зависимость р (Vp, Vs, Vp/Vs) для кристаллических пород из района Тагильско­Магнитогорского прогиба Урала. Значения скорости взяты по ма-

1/)

5

-- 1 --2

4 ----J

�L--,--------,------'

6 � 1

Рис 1.4. Сопоставление зависимостей плотности от скорости продольных (vp) и поперечных (vs) волн в горных

породах. 1 - изолинии плотности (r/см3), полученные в настоящей работе при давлении 100 МПа; 2 - изолинии

плотности по данным [ЗJ; 3 - то же по данным [25].

терналам акустического каротажа скважин, плотности - по образ­цам из керна этих скважин. Исходные данные представлены 1 8 осредненными значениями каждого параметра. Точность определения плотности по найденной зависимости оценивается в 0,07 г/см3

• Заметим, что использование величин К/р, Vp/Vs, являющихся

функциями Vp и Vs, не дает какого-либо прироста информации, хотя и создает некоторые удобства при поиске корреляционных связей.

На рис. 1 .4 полученное нами распределение р (vp, Vs) для дав­ления 1 00 МПа совмещено с результатами предыдущих исследо­ваний. В интервале Vp = 5, 4-7,4 к м/с, где эти распределения имеют большие области перекрытия на плоскости Vp, v5, выявляются их значительные расхождения, достигающие 0,2-0,3 г/см3• Обе зави­симости из работ [3 ] и [25 ] имеют практически линейный вид, но существенно отличаются друг от друга - до 0,2-0,3 г/см3 по зна­чениям плотности и более чем в 2 раза по величине полного градиента поля p(Vp, Vs), равной соответственно 0,8 и 0,35 г/см3 на 1 км/с. В обоих случаях плотность уменьшается с ростом скорости поперечных волн при фиксированной величине Vp.

Совершенно иные особенности свойственны полученной нами зависимости. Градиенты поля изолиний плотности закономерно ме­няются в соответствии с составом горных пород. Для к ислых пород величины этих градиентов близки к нулю, они максимальны (до 0 , 7-0,8 г/см3 на 1 км/с) в зоне перехода от кислых к основным породам и имеют нормальные значения (0,25-0,3) для пород ульт­раосновного состава. С ростом скорости поперечных волн при фик­сированной величине Vp плотность не уменьшается, а растет, за исключением локального участка с Vp :! 6 км/с, где намечается обрат­ная тенденция (см. рис. 1 .3 , Б).

17

Т а бли ц а 1.2

Значения уnругих модулей (ГПа) в зависимости от скорости nродоль'!ых (vp) и nоnеречных (v_S) волн (км/с) в кристаллических nородах (цифры в ячеиuх свер­

ху вниз: модуль всестороннего сжаrии, модуль сдвига, число образцов)

� 5 5,25 5,5 5,15 6 6,25 6,5 6,75 7 7,25 7,5 7,75 8 8,25 8,5 s

119 5 86

1

100 128 143 4,75 15 76 76

4 12 4

118 97 109 71 140

4,5 67 67 26 68 5 19 11

90 105 119 131 4,25 51 59 60 60

12 5 6 10

47 60 71 84 96 111 4 43 46 47 49 50 51

7 3 7 22 25 9

128 46 55 65 77 89 101 48

3,75 38 38 39 40 41 42 5 32 30 37 30 26 4

46 59 62 70 81 90 3,5 34 33 33 33 34 34

8 18 33 29 18 8

44 51 60 69 78 88 3,25 29 29 29 29 29 30

3 7 9 9 3 3

36 43 50 3 25 25 24

3 4 3

Как объяснить выявившиеся расхождения, какой зависимости отдать предпочтение? Зависимость по району Тагильско-Магнитогор­ского прогиба [25 ], скорее всего, имеет местное значение, ее не следует противопоставлять результатам по значительно более широ­ким выборкам данных. Такое предположение едва ли можно распро­странить на зависимость А. Л. Алейникава и др. [3 ]. Вероятной причиной ее отличия от распределения, полученного в данной работе, является не только меньший объем исходной выборки, но и уже отмеченная неоднородность этой выборки по способам определения скорости, величине давления, типам горных пород. Указанные осо-

18

4

J

5 6 7 Рис. 1.5. Зависимость упругих модулей от скорости продольных и поперечных 114a1IH для

кристаллических горных пород при давлении 500 МПа. 1 - 11301111НИИ модули сдвига (G, ГПа); 2 - И30JIИHIIII модули всесrороннеrо сжатии (К, ГПа); З - �нешний

.",., контур ячеек. Исходные данные в ячейках см. в табл. 1.2.

бенности в условиях, когда ширина полосы исходных эксперимен­тальных данных по значениям скорости Vs составляет в исходной выборке всего лишь 0,2-0,6 км/с, могли привести к искажению результатов.

Перспективное направление применения метода ГСЗ на волнах разной поляризации - изучение очаговых зон землетрясений в сейсмоопасных районах с выявлением неоднородностей среды по значениям упругих характеристик. Поэтому рассмотрим корреля­ционные связи модулей сдвига (G) и всестороннего сжатия (/() со скоростями Vp и Vs.

Зависимости G (Vp, Vs) и К (vp, vs>, представленные в табл. 1 .2 и на рис. 1 .5 в виде совокупности изолиний упругих модулей на плоскости Vp, Vs, найдены по уже охарактеризованной выборке лабо­раторных данных для образцов кристаллических пород при давлении 500 МПа. Для каждого образца по измеренным значениям Vp, Vs и р расечитывались значения упругих модулей. Дальнейшие операции были такими же, как и при определении связи для плотности. Полученные зависимости позволяют оценивать величину упругих модулей по экспериментальным данным о скоростях продольных и поперечных вола в широком диапазоне значений исходных и искомых параметров (vp = 5-8,5 км/с, Vs = 3-5 км/с, К = 40- 1 40 ГПа и G = 25-80 ГПа) . Среднеквадратические отклонения единичных значений от осредненного поля изолиний модулей G и К составляют соответственно 1 ,5 и 3 ГПа. Переход к рассмотрению данных об упругих модулях, оцениваемых по результатам работ методом ГСЗ с использованием найденных зависимостей, позволяет, в частности,

19

v,км/с 10

9� 7

8 7

5

F,Q,o,/o

100

50

А

15 6 -:-...� 14 4 3 13 12 11 ?"�....а - .....а - -о

б

Рис. 1.6. К оценке влияния хи­мического и минерального состава на скорости сейсмических волн в кристаллических породах при

нормальном давлении. А - зависимости Vp и vs от суммарного содержания кремнезема (Si02) по расчет­ным данным; Б - соотношения между содержанием SiO� , кварца (Q), окислов же· леза и магния (F) - FeO + Fe203 + MgO. Магматические породы (кружки): 1 - не· фелиновый сиенит, 2 - сиенит, 3 - гра­нит, 4 - гранодиоркr, 5 - кварцевый дио­рит, 6 - диорит, 7 - габбро, 8 - пирок­сенит, 9 - перидотит, 10 - дунит. Ме­таморфические породы (квадраты): 11 -кварц1П, 12 - кварц-полевошnатовый песчаник, 13 - кварц-полевошпатовый сланец, 14 - чарнокит, 15 - анортозито· вый гранулит, 16 - пироксен-плаmокла­зовый гранулит, 17 - ЭКЛОЛIТЬI. Обозна­ЧСНИЯ для бескварцевых пород зачернены.

ди�еренцировать глу­бинные горные породы по их способности аккумули­ровать энергию в процессе упругой деформации .

Перейдем к анализу связей между упругими свойствами (vp, Vs) и соста­

вом кристаллических горных пород. Этим вопросом занимались многие исследователи, ограничиваясь, как правило, использованием только скорости продольных волн. К . числу немногих исключений относится работа [3 ], где совместно рассматриваются скорости рас­пространения обоих типов колебаний. Полученная в этой работе корреляционная зависимость между суммарным содержанием крем­незема (Si02) в горной породе и величинами Vp/Vs и К/р оказалась достаточно тесной только для нетрещиноватых пород преимущест­венно кислого и среднего состава, когда весовое содержание Si02 превышает 50-55 % , а значения Vp изменяются от 6,4 до 7 ,2 км/с. На плоскости Vp, Vs семейство изолиний содержания кремнезема представлено совокупностью почти прямых линий, равноотстоящих друг от друга.

Имея в виду результаты работы [3 ], попытаемся ответить на вопрос: почему широко используемый для характеристики состава пород показатель суммарного содержания кремнезема тесно кор­релируется с упругими свойствами в случае кислых и средних пород, а при величине этого показателя менее 50-55 % такая связь практически отсутствует? Примем во внимание, что данный показа­тель является составным. Он представляет собой сумму содержаний минерала кварца, обладающего аномальными упругими свойствами, и химически связанного кремнезема в породообразующих силикат­ных минералах.

Для типичных магматических и ряда метаморфических пород по их минеральному составу и заданным значениям скорости в породо-

20

образующих минералах были рассчитаны скорости продольных и поперечных волн (при нормальных давлении и температуре) с ис­пользованием логарифмического соотношения 0 .2) . Построенные по результатам расчетов графики парных зависимостей Vp и Vs от суммарного содержания Si02 (рис. 1 .6) характеризуют весь диапазон изменений последнего параметра в породах земной коры и верхов мантии (40- 100 % > . Содержание кварца в использованном наборе горных пород изменяется от О до 1 00 % (кварцит), а фемической составляющей (суммарной доли окислов FeO, Fe203 и MgO) - от О до 57 % .

Каждая из зависимостей на рис. 1 .6 распадается на две части, соответствующие кварцсодержащим (с суммарной долей Si02 более 58 %) и бескварцевым породам. В бескварцевых породах содержание Si02 колеблется от 40 до 55-60 % , а значения Vp и Vs изменяются в широких диапазонах (5,8-8,3 и 3,2-4,8 км/ с) с большими откло­нениями от осредняющей линии. Доминирующим фактором, влия­ющим на скорость в этих породах, является не содержание кремне­зема, а относительная доля фемических минералов (оливинов, пирок­сенов) и соответствующее содержание окислов железа и магния, размах изменения которого достигает 50 % (см. рис. 1 .6 , Б) .

В <<кварцевой>> ветви кривых на рис. 1 .6 скорость Vp почти неизменна, а Vs заметно возрастает от 3,5 до 4 , 1 км 1 с при увеличении содержания Si02• Эти особенности объясняются прежде всего не­одинаковым влиянием кварца на скорости Vp и Vs в горных породах. Возрастание относительной доли кварца приводит к росту Vs, так как он по значению этого параметра существенно превосходит другие минералы (плагиоклазы, калиевые полевые шпаты), входящие в состав кварцсодержащей группы пород. По величине Vp такого раз­личия нет, и перераспределение относительного содержания главных породообразующих минералов в этом случае не меняет значительно свойств всего агрегата. Тесная корреляционная зависимость Si02 (Vp, Vs) , отмечаемая для кислых и средних пород, вызвана тем, что парные связи Si02 (Vp) и Si02 <vs> не являются линейно зависимыми между собой, как это видно на рис. 1 .6 , А. Главной физической причиной этой корреляции служит влияние кварца, содержание которого в рассматриваемой группе пород прямо пропорционально суммарному содержанию кремнезема (см. рис. 1 .6 , Б) .

С учетом результатов проведеиного анализа расчетных данных обратимся к нашей выборке экспериментальных определений уп­ругих свойств, в которой для 247 образцов кристаллических пород известен их химический и минеральный состав (в мае. % > . Значения скоростей взяты при давлении 500 МПа. Рассмотрим зависимости скоростей продольных и поперечных волн в горных породах от содержания кремнезема, фемической составляющей и кварца. Сводка значений этих параметров, осредненных в прямоугольных ячейках плоскости Vp, Vs со сторонами 0,25 км/с, представлена в табл. 1 .3 и на рис. 1 .7 . Распределение суммарного содержания кремнезема по­строено по всему объему выборки, кварца - для 1 65 образцов, фемической составляющей - по 143 значениям. Среднеквадрати-

21

т а б л и ц а 1 .3

Химический и минеральный состав кристаллических горных пород (вес. %> в за­висимости от значений скорости (км/с) продольных (v ) и поперечных (vs)волн (цифры в ячейках сверху вниз: суммарное содержание tремнезема, кварца, окис­лов железа и магния; числитель - содержание компонента, знаменатель - чис-

ло образцов)

� 5,15 б 6,25 6,5 6,75 7 7,25 7,5 7,75 8 8,25 ;s

4,15 45/11 43/11 - -47/9 46/6 53/4

4,5 -43/5

45/6 42/4 45/5 4,25 - - -

32/4 36/4 -100/1 96/3 52/7 48/ 1 4 49/15 47/7 41/5

4 100/1 96/3 2/7 2/ 1 4 - - -- - 16/5 1 9/ 1 6 20/15 24/7 28/4

88/5 77/22 70/1 0 65/28 54/16 50/16 3,75 10/5 45/22 3 1 / 1 0 21/28 3/ 16 1/16 - - - 7/26 1 1/16 1 3/ 1 4

69/9 70/9 68/ 1 1 67/ 1 8 64/13 63/7 3,5 27/9 32/9 22/ 1 1 20/18 1 8/13 12/7 - - - 6/21 5/13 3/7

66/8 58/4 3,25 27/8 1 3/4 - -

ческие отклонения единичных значений от осредненных зависимос­тей этих параметров равны соответственно 6, 9 и 5 % .

Суммарное содержание кремнезема (см. рис. 1 . 7) тесно связано со скоростями Vp и Vs только в области, где значения Vp не иревосходят 7 км/с. При Vp = 7-8,5 км/с содержание кремнезема незакономерно колеблется в узком интервале от 42 до 49 % . Эта зависимость отмечена ранее в работе [3 ]. Однако полученная зависимость суще­ственно отличается от результатов этой работы как по виду связи параметров, так и по значениям содержания для одних и тех же величин скорости.

Концентрация кварца в горных породах, имеющих скорость Vp менее 7 км/с, изменяется в широких пределах (от нескольких про­центов в основных породах до 1 00 % в кварцитах) и в .решающей степени обусловливает вариации суммарного содержания Si02, кор­релирующиеся с упругими свойствами кварцсодержащих пород. Изо­линии относительных долей кварца и всего кремнезема хорошо согласуются между собой (см. рис. 1 .7) и с равным правом могут

22

5

4

6 7

-- 1 - � 2 .. . . . . . 3

70 50 ������-.�����· 30

• · • • . 45 � · . .

8

· · · · · · · · .JO

3��----�-----т------,-------�----------� 6 7 8 Vp , 1\ М / С

Рис. 1 . 7. З ависимости содержания (мае. %> кремнезема ( 1 ) , кварца (2) и окислов желез11 и магния (3) от скорости распространения продольных (vp) и поперечных (vs) волн в кристаллических горных породах при давлении 500 МПа. Исходные данные в

прямоугольных ячейках см. в табл. 1.3.

использоваться для оценки состава кристаллических пород по зна­чениям скорости продольных и поперечных волн в области с Vp мень­ше 7 км/с.

Для бескварцевых пород, имеющих скорость продольных волн более 7 км/с, в качестве характеристики их состава целесообразно воспользоваться показателем относительного соде�;>жания суммы окислов железа и магния, который тесно связан со значениями Vp и Vs (см. рис. 1 .7) . При увеличении этих скоростей соответственно от 7 до 8 ,5 и от 3,75 до 4,5 км/с названный показатель почти равномерно возрастает с 1 О до 50 % .

Совокупность зависимостей, представленных на рис. 1 .7 , позво­ляет охарактеризовать состав горных пород по значениям скоростей сейсмических волн во всем диапазоне их изменения в кристалличе­ской земной коре и верхах мантии.

1 .3. ОСОБЕННОСТИ ИСПОЛЬЗОВАНИЯ ПОЛУЧЕННЫХ ЗАВИСИМОСТЕЙ

Рассмотренные в предыдущем разделе зависимости позволяют по данным глубинных сейсмических исследований на Р- и S-волнах решать две задачи: 1 ) получить полную характеристику изучаемой среды в терминах упругой изотропной модели твердого тела, 2) пе­рейти к приближенной оценке вещественного (химического и мине­ралогического) состава этой среды.

23

Принципиальной особенностью совместного использования про­дольных и поперечных волн в случае изотропных глубинных объек­тов является то, что в результате получается не один, как обычно, а два сейсмических образа изучаемой среды, найденных по соответст­вующим волнам разного типа поляризации. Эти исходные образы могут быть трансформированы в ряд вторичных образов на основе известных функциональных и полученных выше корреляционных связей скоростей Р- и S-волн с искомыми параметрами среды. Функциональными параметрами являются отношения скоростей рас­пространения этих волн, коэффициент Пуассона, отношение модуля объемного сжатия к плотности (сейсмический параметр) . Корре­ляционные параметры - плотность, упругие модули, показатели напряженного состояния, химического, минерального состава гор­ных пород и др. Такой подход к получению качественно новой дополнительной информации о глубинных геологических объектах уже используется в многоволновых сейсмических исследованиях [3 , 25, 66, 1 1 4, 1 1 6 ] и нуждается в дальнейшем обосновании и разви­тии. Отметим , что при традиционных исследованиях на Р-волнах функциональные параметры не могут быть найдены даже для изо­тропной модели, а корреляционные связи скорости Vp с другими параметрами среды, как правило, менее тесные, чем для пары значений Vp и Vs.

Одним из вторичных функциональных сейсмических образов, объединяющих данные по продольным и поперечным волнам, явля­ется распределение коэффициента Пуассона (а) , однозначно опреде­ляемого в рамках изотропной упругой модели по значениям скоростей Р- и S-волн на исходных разрезах. Коэффициент Пуассона - упру­гая деформационная характеристика, связанная с вещественным составом и степенью нарушенности кристаллических горных пород. Минимальные его значения обычно характерны для относительно хрупких, нарушенных трещинами пород с повышенным содержанием кварца.

Рассмотрим особенности получения вторИчных образов с корре­ляционными параметрами. Необходимый для полного описания изо­тропной упругой модели третий параметр (плотность р) может быть найден с использованием трехмерной корреляционной зависимости, приведеиной на рис. 1 .3 либо полученной в работе [3 ] по менее представительной выборке данных.

В качестве пекотарого приближения для реальных горных пород кристаллической земной коры принимается модель неоднородного упругого изотропного тела; с использованием указанных корре­ляционных зависимостей и известных соотношений теории упругости осуществляется трансформация сейсмических разрезов, построенных по Р- и S-волнам, в распределениях плотности и любых упругих характеристик (модулей сдвига, всестороннего сжатия, показателей упругой энергоемкости) , требуемых для физически содержательного анали�а в связи с конкретной задачей изучения земных недр. По значениям модулей сдвига (G) и всестороннего сжатия (Ю , которые целесообразно определять по зависимостям на рис. 1 .5 без привле-

24

чения промежуточных данных о плотности, оцениваются коэф­фициенты упругой энергоемкости q, и qn или показатели энергоем­кости р, и Рп горных пород. Эти величины характеризуют способность единичного объема горных пород накапливать потенциальную энер­гию Е в процессе их упругой деформации под действием заданных касательных (r) и нормальных (n) напряжений и соответствующих сдвиговых (а) и объемных ф) деформаций, не выходящих за пределы упругости:

1 q, = 2G,

р, = G/2,

1 Qп = 2К;

Рп = К/2;

( 1 .3)

( 1 .4)

( 1 .5)

Оценки этих коэффициентов представляют интерес при анализе неоднородностей литосферы в сейсмоопасных районах. При этом считается, что сравниваемые объекты имеют фиксированные зна­чения деформаций или приложеиных напряжений.

Распределения корреляционных параметров, дающих оценки ве­роятного вещественного состава погребеиных горных пород (отно­сительного содержания в них кварца , кремнезема, окислов железа и магния), получаются с использованием соответствующих трехмерных зависимостей, обоснованных в разделе 1 .2 (см. рис. 1 . 7) . При исполь­зовании корреляционных зависимостей, полученных для фикси­рованных термодинамических условий, в исходные значения Vp и v5 при необходимости вводятся поправки, учитывающие влияние меня­ющихся по глубине давления и температуры.

Следует иметь в виду, что множество вторичных корреляционных образов среды обладает свойством эквивалентности. Одни и те же особенности исходных сейсмических разрезов по Р- и S-волнам могут быть обусловлены разными причинами или их совокупностью, а не тем единственным фактором, которому отдано предпочтение при выборе конкретной корреляционной связи для получения данного вторичного образа. Может нарушаться соответствие между реальной средой и принятой ее физической моделью. Поэтому требуется критический анализ получаемых вторичных образов с проверкой их соответствия независимым данным, их физической и геологической правдоподобности. Например, найденное по сейсмическим разрезам распределение плотности следует сопоставить с ваблюденными ано­малиями силы тяжести, а оценки содержания кварца в глубинных горных породах должны быть реалистичными в рассматриваемой геологической ситуации.

Рассмотренные зависимости базируются на достаточно предста­нительных выборках данных, охватывающих практически все име­ющиеся по этому вопросу публикации. Вместе с тем эти зависимости должны уточняться по мере появления новых экспериментальных материалов. Принятая нами форма обобщения данных в системе ячеек на плоскости Vp, v5 позволяет достаточно просто осуществлять

25

учет новой информации путем корректировки средних значений параметров в соответствующих ячейках.

Область применения полученных зависимостей - среды с отсут­ствием значительной анизотропии скорости сейсмических волн. В случае четко выраженной анизотропии свойств, когда S-волны рас­щепляются на квази-SV- и SН-составляющие, рассмотренный под­:ход может быть принят в качестве первого приближения. Физико­геологическое истолкование параметров сейсмической анизотропии, обычно связываемой с тонкой слоистостью разреза, с упорядочен­ным распределением анизотропных минералов, трещиноватостью, напряженным состоянием горных пород, требует специального рас­смотрения.

Глава 2

ОСОБЕННОСТИ ПОЛЕВОГО ЭКСПЕРИМЕНТ А И ГЛУБИННЫЕ ВОЛНЫ

На рекогносцировочном этапе глубинных сейсмических исследо­ваний литосферы получены обширные сведения о волновом поле преимущественно для колебаний продольного типа поляризации и отчасти для сдвиговых волн. Главное внимание уделялось волнам от регионально выдержанных границ. Подробную характеристику этих волн можно найти в работах [27, 6 1 , 73, 104 ]. При детальных исследованиях с применемнем плотных систем наблюдений подход к изучению волнового поля имеет свои особенности. Наряду с опор­ными волнами; обычно уверенно прослеживаемыми при визуальном анализе сейсмограмм на больших территориях в широком интервале расстояний источник - приемник, значительную роль играют глу­бинные волны с малым радиусом корреляции, связанные с локаль­ными неоднородностями среды. Такие волны нередко требуют приме­немня специальных приемов их селекции на фоне мешающих коле­баний по материалам избыточно плотных систем наблюдений с многократными перекрытиями. Кроме того, на этапе детальных исследований возрастает роль колебаний сдвигового типа, их расщеп­ление на квази-SV- и SН-составляющие. С учетом этих обстоятельств ниже рассматриваются глубинные волны и особенности полевых наблюдений в условиях Восточной Сибири по материалам работ [ 12 , 38 , 4 1 , 67 , 84 , 87 , 97 ] с привлечением данных рекогносцировочного этапа исследований.

2. 1 . ОСОБЕННОСТИ МЕТОДИКИ ПОЛЕВЫХ РАБОТ

Возбуждение колебаний. Использовались групповые взрывы в скважинах и естественных водоемах. Глубины скважин составляли 20-40 м, естественных водоемов (горько-соленых озер, болот) -

26

1 -20 м. Количество единичных зарядов колебалось от 1 0 до 40 при их рассредоточении на площади 500-2000 м2•

Суммарная масса заряда взрывчатого вещества (тротила) при дальности регистрации до 1 00 км составляла 0,5-1 т и достигала 1 ,5-3 т на расстояниях до 250 км. В ряде случаев делались повтор­ные взрывы малых зарядов (десятки килограммов) . Затем по двум цифровым записям программным путем получали комбинированную сейсмограмму с расширенным динамическим диапазоном, обеспечи­вающим неискаженную запись колебаний в требуемом интервале времен при разных удалениях источник - приемник.

Практически повсеместно от подавляющего числа рассредоточен­ных по площади взрывов получены записи интенсивных глубинных поперечных волн. Вероятными причинами наблюдаемой генерации сдвиговых волн являются расположение источника у свободной гра­ницы земля - воздух и несимметрия передаваемого в среду воздей­ствия из-за значительных поверхностных неоднородностей в области источника колебаний. Рассредоточенный по площади поверхностный взрыв по своему действию близок к вертикальной силе, приложенной к свободной границе полупространства. В этом случае, как известно [79 ], наряду с продольными излучаются поперечные SV -колебания в диапазоне углов 30-40° от вертикали. Такие углы выхода харак­терны для основных волн, исnользуемых в ГСЗ.

Во многих районах Восточной Сибири развит слой вечной мерз­лоты. Неоднородности вблизи источника колебаний здесь могут возникнуть за счет оттаивания и сокращения мощности мерзлых осадочных пород под водоемами, в которых размещается заряд взрывчатого вещества. В ·условиях Байкальской рифтовой зоны попе­речные волны лучше возбуждались в водоемах, дно которых слагают скальные коренные породы. От источников, расположенных в преде­лах рифтовых впадин, выполненных рыхлыми молодыми осадками, поперечные волны регистрировались менее регулярно.

Большие перспективы в возбуждении колебаний при детальных сейсмических исследованиях связываются с применением вибра­ционных источников разной мощности и с управляемой поляризацией излучаемых волн. Группирование стандартных сейсморазведочных вибраторов было применено при исследовании кристаллической зем­ной коры близвертикальными отраженными волнами в Мирнинеком районе Якутской алмазоносной провинции. Имеется положительный опыт использования передвижных (сборно-разборных) виброисточ­ников с амплитудой силы 50 т при изучении кристаллического фундамента на юге Сибирской платформы. В районе оз. Байкал начаты работы со 1 00-тонным стационарным вибратором, обес­печивающим дальность регистрации до 300 км. При исследованиях на акватории этого озера использованы пневматические источники с объемом камеры 30 л и частотным диапазоном излучаемых коле­баний 6- 1 2 Гц, что позволило зарегистрировать преломленные вол­ны на удалениях до 30-40 км на совокупности донных станций.

Регистрация колебаний осуществлялась с помощью портативной шестиканальной телеуправляемой аппаратуры <<Тайга» [50 ] с анало-

27

говой регистрацией в полосе частот 0,5-40 Гц при динамическом диапазоне 60 дБ. Аналоговые магнитные записи оцифровывались на специальном программно-аппаратурном комплексе. Регистратор вме­сте с радиостанцией и электропитанием помещались в контейнер с теплоизоляцией, что обеспечивало устойчивую работу аппаратуры при температуре до -40 °С. Дистанционное включение регистрато­ров и передача кодированных марок времени осуществлялись по радио на расстоянии до 300 км.

Как правило, одновременно использовалось несколько десятков регистраторов <<Тайга>> . Это позволяло создавать различные варианты площадных и щЮфильных систем наблюдений - точечных, кусоч­ио-непрерывных и непрерывных. Портативность и надежность реги­страторов давали возможность вести наблюдения в условиях таежной, заболоченной и горной местности.

Применялись вертикальные (с собственной частотой 5 Гц) и преимущественно низкочастотные ( 1 Гц) трехкомпонентные сейсми­ческие приемпики колебаний. Вертикальные приемпики для повы­шения эффективной чувствительности соединялись в сосредоточен­ные группы по восемь последовательно подключенных приборов. Шаг приеминков для каждого шестиканального регистратора составлял 1 00-300 м . .,..

При работах на профильных системах наблюдений с многократ­ными перекрытиями использовались также многоканальные цифро­вые сейсмические станции типа <<Прогресс>> .

Системы наблюдений при детальных работах отличаются боль­шим разнообразием в зависимости от конкретных целей исследо­ваний, местных условий проведения наблюдений, Их ориентации на ту или иную совокупность глубинных волн. Поэтому ограничимся общей характеристикой систем детальных наблюдений и типичными поясняющими примерами. Дополнительные сведения по этому воп­росу приводятся в последующих разделах работы при рассмотрении способов интерпретации и исследований в конкретных районах.

При всех наблюдениях - профильных, площадных , профильно­площадных - плотность и вид расположения на местности источ­ников и приеминков колебаний прежде всего определяются требуемой детальностью и точностью изучения искомых параметров среды. Это условие является практически достаточным для работ, ориентирован­ных на опорные волны. Регистрация и выделение таких волн в большинстве случаев достаточно уверенно осуществляются на систе­ме точечных или малоканальных непротяженных (500- 1 000 м) установок сейсмических приемников. Для волн с малым радиусом их визуальной корреляции, регистрируемых на значительном фоне регу­лярных и нерегулярных помех, требования к густоте сети наблюдений значительно более жесткие. Возникает необходимость в избыточ­ности наблюдений для реализации специальных приемов селекции этих волн по материалам систем с многократными перекрытиями. Использование не только полных, но и избыточных систем наблю­дений - характерная особенность детальных исследований, отлича­ющая их от работ рекогносцировочного этапа.

28

Рассмотрим характерные примеры детальных систем наблюдений в условиях Восточной Сибири. Стандартная система многократных перекрытий ( 1 2-кратных) для изучения тонкой структуры кристал­лической земной коры на близвертикальных отражениях реализована при работах ПГО <<Якутскгеология» [96 ] на 1 40-километровом про­филе через кимберлитовое поле в районе г. Мирного. Дальность регистрации не превышала 1 2 км.

Избыточные системы многократных наблюдений преломленных (квазиголовных) волн нашли применение при детальном изучении структуры и свойств поверхности кристаллического фундамента Си­бирской платформы и границ в ее осадочном чехле. Такие системы позволяют получать исходные материалы для реализации новых способов автоматизированной селекции головных волн и построения динамических временн�х разрезов без . существенного искажения формы сейсмических сигналов (см. разделы 4.3 и 8 .2) .

Системы наблюдений опорных волн обычно существенно проще, особенно если привлекается априорная информация о волновом поле и строении изучаемой среды. Так, при решении задачи детального картирования аномалий граничной скорости продольных волн на поверхности мантии в районе Мирнинекого кимберлитового поля (Западная Якутия) использована преломленная волна от этой поверх­ности, надежно выделяемая здесь в первых вступлениях на рассто­яниях 1 90-300 км от пункта взрыва. Рельеф поверхности мантии и скорость в покрывающей толще были известны по результатам работ на близкритических отражениях. В этих условиях для решения задачи достаточно на пекоторой площади иметь одиночные поверх­ностные годографы преломленной волны из удаленных пунктов взрыва (см. гл. 5) . На площади 4 ты с. км2 (рис. 2. 1 , А) через каждые 7 - 1 О к м были расставлены регистраторы <<Тайга>> и из выносных источников проележена целевая волна, что позволило найти площад­ное распределение граничной скорости в области отрыва сейсми­ческих лучей для территории в 1 5 тыс. км2•

В общем случае детальных глубинных исследований требуется развивать достаточно плотную сеть источников и приемников при примерно одинаковой густоте и равномерности расположения обоих этих элементов систем наблюдений на местности. Характерным примером может служить изучение двух- и трехмерного распреде­ления скорости в кристаллической земной коре по данным ре­фрагированных волн в первых вступлениях в условиях северо-вос­точного фланга Байкальской рифтовой зоны (см. гл. 6) . Здесь для выявления глубинных аномалий скорости с характерными линей­ными размерами 30-40 км по горизонтали и 3-5 км по вертикали была реализована площадная (60 тыс. км2) совокупность прямо­линейных профилей и наблюдений в межпрофильном пространстве. Расстояния между источниками составляли 1 0-20 км, между ко­роткими установками вертикальных и трехкомпонентных прием­ииков с регистраторами «Тайга» - 8-15 км. Некоторая избыточ­ность наблюдений нужна при изучении двухмерного распределения скорости в покрывающей среде по опорным отраженным волнам для

29

"" о

А

с

\

J

�

6

J,,км J 350 - А 200 1

""" ,.,., / '

j /)(Л � 100

��� о � . 1 1 1 . 5О 100 160

Рис. 2. 1 . Примеры систем детальных сейсмических наблюдений в Восточной Сибири.

CYJ 1 Е3 г

z,км

А - nлощадные набшщения преломленных волн дпя uрmрования граничной CltOpocnl на поверхносm мантии в Заnадной Яl<уrнн (1 - пунпы взрывов; 2 - nл�щадная _ установка реmстраторов; З - JWmyp yчacnta. ще найдено еаспредепение граничной awpocm). Б - профильиые набпкцения в Верхнеанrарсхом районе БайкалЬСJWИ

рнфrовои зоны (1 - пункты взрывов; 2 - приемные усrаноВJ<И). .

статистического повышения точности результатов. Кроме того, при этом виде исследований возникают дополнительные требования к системе наблюдений, изложенные в гл. 3.

С позиций обеспечения качественной полноты получаемых ре­зультатов и экономичности трудоемких полевых экспериментов це­лесообразны системы наблюдений, рассчитанные на регистрацию совокупности разных волн - опорных и с малым радиусом корре­ляции. Пример такого рода комбинированных наблюдений дан на рис. 2. 1 , Б для профиля через Верхнеангарскую рифтовую впади­ну ( северо-восток Байкальской зоны) . Развитая здесь система наблю­дений с регистраторами «Тайга», вертикальными и трехкомпонент­ными приеминками включала в себя детальные 1 2-кратные наблю­дения на центральном (х • 45 + 1 35 км) участке и более редкую сеть источников и приеминков по краям профиля. Детальные наблюде­ния с дальностью регистрации до 80- 1 00 км были рассчитаны на статистическую селекцию докритических и близкритических глу­бинных отражений, а таК'Же на квазиголовные и рефрагированные волны из верхней половины разреза земной коры. Дополнительные наблюдения ориентировзлись на головные и отраженные (близ­критические и закритические) мантийные волны. На участке деталь­ных наблюдений источники (взрывы в неглубоких водоемах) распо­лагзлись в среднем через 5 км, приемкики - практически непрерыв­но через 300 м.

2.2. ВОЛНОВОЕ ПОЛЕ

Опорные волны в районах Восточной Сибири рассмотрим с акцентом на характеристику поперечных колебаний, поскольку свод­ное описание продольных волн дано в предыдущих работах [6 1 и др. ].

Для генераЛизованной одномерной сейсмической модели земной коры и верхов мантии Байкальской рифтовой зоны, полученной в результате рекогносцировочного этапа исследований [61 ], на рис. 2.2 приведены рассчитанные годографы основных глубинных волн с продольным типом поляризации колебаний. Этими волнами являют­ся: Р" реф - коровая рефрагированная волна с волноводным разрывом годографа первых вступлений; Р"'отр и J>';p - отраженная и преломлев­пая (головная) волны от поверхности мантии; Р"'о-Ф и !>';� - волны от подошвы верхнемантийного слоя с аномально низкой скоростью. Для каждой из назвацных опорных волн при полевых исследованиях получен соответствующий аналог с поперечным типом колебаний -S�, S�, S�P' S� и S�J. Характерные сейсмограммы вертикальных (z) составляющих колебаний этих волн даны на рис. 2.3. Высокая интенсивность z-компонент сдвиговых колебаний объясняется поло­гим подходом сейсмических лучей к дневной поверхности в рас­сматриваемых условиях Байкальского региона, где на большинстве участков обнажаются кристаллические горные породы с высокой скоростью сейсмических волн. По данным трехкомпонентных наблю­дений · в этом регионе не отмечено значительного эффекта расщеп-

. 31

А Б (t- Z/6,4 ),с 5

3

о 100

-1

-3

-5

-- 1 -7 - - - 2

Рис. 2.2. Годографы опорных Р-волн (А) для генерализированной модели земной коры и верхов мантии Байкальской рифтовой зоны (Б) .

1 - головные и рефраrnрованные волны; 2 - отраженные волны.

ления сдвиговых волн на квази-SV- и SН-составляющие. Различие времен вступлений этих составляющих обычно не выходит за пределы 0 , 1 -0,2 с.

Охарактеризуем кратко отдельные опорные волны, зарегист­рированные на северо-востоке Байкальской рифтовой зоны. Реф­рагированные коровые волны (Р" реф• s�еф) на удалениях о - 200 км от источника колебаний проникают до глубин 20 - 30 км. На свод­ном годографе наблюдается закономерное, осложненное влиянием горизонтальных неоднородностей среды, увеличение кажущейся ско­рости до расстояний около I SO км. Нагоняющие годографы сходятся с удалением от источника. Величина волноводного разрыва для S-волн достигает 1 ,б с, что почти в 3 раза больше, чем для Р-волны (рис. 2.4, А, Б) .

По степени надежности выделения рефрагированных S-волн мож­но выделить три интервала баз их регистрации (0-90, 90- 1 50, 150-200 км) . Первый интервал характеризуется тем , что запись здесь (см. рис. 2.4) динамически выражена, представлена двух-, че­тырехфазными колебаниями с низкой (относительно первых вступ­лений продольных волн) кажущейся скоростью и поиижеиными примерно в 1 ,5 раза видимыми частотами. Интенсивность первых S-волн, как правило, в 1 ,5-2 раза выше интенсивности первых Р-волн . Наиболее неблагаприятен для выделения поперечных ре­фрагированных волн второй интервал. Здесь ухудшается их ам-

32

N § � = J219 км

� �

61,6

68, 1

126, 4

1Z51 9

234,9

23'1, 4

11

piA np

Po7np

P:mp

sPet"

64 . . . 65 . . . 66 . . ·6; . . "68 . . 69 с

м Snp

1

"' Somp

S�mp

� Рис. 2. 3. Сейсмограммы z-комnонент колебаний оnорных nродольных н nоnеречных волн на северо-востоке Байкальской рнфтовой

зоны.

А (t.-t/3,8), с

J sк реср 2

о 5О 100

(t -t/6,4),c Б 2

Р." PIIIP а о

" " )(

о 5О 100

(t-l!/4,S),c 8

15

13

11

9

7

5 100 150 200

о о

о о А

А N " " "

150

.а. [] []

[] 'tl,. и

х � ,а. .а.

200 �,км

><А " "

о " oDO �� "о � " А

"

150 200 7-, км

250 L, км

Рис. 2.4. Пр�tмеры сводных годографов опорных поперечных (А, 8) н продольных (Б) волн на северо-востоке Байкальской рнфто­вой зоны. Вступления волн от разных nунктов взрыва отме•1ены

своими знаками.

плитудная выразительность, появляется большое количество волн­помех. Третий интервал фактически свободен от волн-помех.

Из мантийных опорных волн ограничимся рассмотрением волн от границы кора - мантия (см. рис. 2.3; 2.4), достаточно широко ис­пользуемых при детальных исследованиях в Байкальском и других регионах Восточной Сибири. Отражения S� и Р'слр наиболее уверен­но прослеживаются в диапазоне удалений от источника 1 00-250 км.

34

А Б (t-t/8,2),c (t-Ь/B,I), r.

�Окw/с б,Or<.II/C

70 ��б �5 J2 ю B, l 9,0 9,0

8 9

6 8

1 c:::J r 7

2 8 2 Е] з 6

о 100 200 L,кw ЮО 200 300 �. км Рис. 2.5. Го.1ографы опорных продольных волн для районов Сибирской платформы.

гt - paiiuн 1-ferJcкoro свода; Б - сводные rодоrрафы для двух учаС'ПЮв на юrе Якуrской КJtмберлsrтовой ЛJIOBJtHЦIШ.

1 - nервые ВСl)'ПЛення коровых волн; 2 - отраженная волна от границы М; J - преломленная волна от rvающы 1\·1.

Кажущаяся скорость во�ны S� уменьшается с удалением от источ­ника и составляет на базе в 1 00 км - 5-6 км/с, а на базе в 250 км - 3,8-4 км/с (для волны P"'arp соответственно 8 ,9 и 6,8-7 к м/с) . Отношение времен прихода этих волн составило 1 , 77. Попе­речные отраженные волны являются, как правило, наиболее интен­сивными в дальней части сейсмограмм и представлены многофазной записью с видимой частотой 2-6 Гц (у волн P"'arp видимая частота равна 4- l О Гц) . Отношение амплитуд волн S� и P"'arp, измеренное на одной сейсмограмме, при регистрации вертикальными сейсмо­приемниками равно 0,5-2. Так как частотная характеристика ис­пользуемых сейсмоприемников имеет ниспадающую ветвь от 5 Гц в сторону низких частот, то интенсивность отраженных поперечных волн от раздела Мохоровичича на сейсмограммах могла быть и большей при использовании более низкочастотных сейсмопри­емников.

Волны S�P выделяются на базах 1 60-250 км, наиболее уверен­но - в интервале 1 80-230 км. Волне S�P соответствует начало записи с увеличенной по сравнению со средним фоном амплитудой колебаний в дальней части сейсмограмм. По интенсивности волна s�·p в 2-5 раз слабее s::." и в l -4 раза выше продольных прелом­ленных волн �р· Кажущаяся частота волн S�P равна 6- l О Гц. Нагоняющие годографы преломленных поперечных волн в пределах точности снятия времен параллельны и качественно подобны по форме годографам волн �Р' полуЧенных с тех же пунктов взрыва.

На рассматриваемой территории Сибирской платформы - в ее южных районах и в кимберлитовой провинции Западной Якутии (рис. 2.5) волновая картина в области первых вступлений на удалениях до 20-25 км от источника колебаний обычно неустой-

35

11, 5 L = 68,5 к м

у

х ---

l -

29

х

z

38 � = 234 "м

х

z

А 12

..........

"'""-_,.."

Б

8

50

64,5

м Somp

65

20,5с

50, Sc

б5,5с

Рис. 2.6. Примеры трехкомпонентных записей Р- и S-волн от поверхности кристаллического фундамента (А) и гра­ницы М (Б, В) в Западной Якутии (z, х и у - соответст­венно вертикальная, радиальная и тангенциальная компо-

ненты колебаний ) .

чива, отмечается быстрое затухание первых фаз колебаний. Далее (25-- 1 00 км) волновые параметры первых вступлений стабилизи­руются -- здесь устойчиво регистрируется преломленная волна от поверхности кристаллического фундамента платформы (J1p) · На удалениях 1 00--200 км надежность выделения первых коровых волн понижается. В ряде случаев вслед за первыми вступлениями (в интервале 40-- 1 20 км) удается выделить волну от гран ицы внутри кристаллического фундамента.

Записи мантийных волн Р�Р и Р';.Р в районах Сибирской платфор­мы в большинстве случаев имеют качественно такой же вид, что и в

36

Байкальском регионе. Наряду с этим в южных районах Якутской кимберлитовой провинции отмечаются очень резкие изменения кине­матических параметров волны Р�Р' обусловленные, по всей види­мости, аномально большими латеральными вариациями свойств по­верхности мантии. Эта особенность иллюстрируется на рис. 2.5, Б сводными годографами для двух близко расположенных участков. По годографам отраженной волны от границы М и коровых волн в первых вступлениях устанавливается, что мощность земной коры и значения скорости в ней на этих участках различаются мало. Весьма зна­чительны вариации характеристик годографов волны Р';;Р. Диапазон изменений кажущейся скорости очень широк - от 8 ,0 до 8 ,8 км/с. Различия времен прихода этой волны на сравниваемых участках составляют 1 ,4 с при удалении от источника 220 км и 2,6 с на расстоянии 350 км.

Обратимся к анализу трехкомпонентных (х, у, z) записей опорных волн в районе г. Мирного (Западная Якутия) , где на профильной и площадной сети приемных установок получено около 350 трехком­понентных сейсмограмм при нескольких десятках пунктов взрыва с дальностью регистрации до 300 км. Из поперечных волн наиболее четко и регулярно выделяются преломленная волна от поверхности кристаллического фундамента (�р) и близкритические и закрити­·ческие отражения от границы М (S;;,). Волна S�P выделяется менее регулярно. Типичные записи этих волн даны на рис. 2.6. По сравне­нию с продольными поперечные волны имеют поиижеиные видимые частоты и повышенные (иногда до 10 раз) модули полного вектора колебаний.

Изучение поляризации указанных поперечных волн показала, что каждая из них разделяется на две группы с почти ортогональными направлениями колебаний (рис. 2.6 и 2. 7, Г) . Эти группы рас­сматриваются как квази-SV- и квази SН-волны. Соответственно для поверхности· кристаллического фундамента имеем две преломленные волны с разной поляризацией; для границы М - две преломленные и две отраженные поперечные волны.

Особенностью записей S-волн является существенно больший, чем у соответствующих Р-волн на z-сейсмограммах, фон мешающих колебаний. Это нередко затрудняет выделение, корреляцию и опре­деление характеристик поперечных волн. В связи с этим проводилась цифровая обработка исходных трехкомпонентных записей. Путем спектрального, поляризационного и скоростного анализа оценивались параметры целевых волн и на этой основе строились оптимальные фильтры для их более уверенного выделения. Во многих случаях достаточный эффект давала частотная фильтрация. В более сложных случаях в дополнение к этому использовалась поляризационная фильтрация с построением сейсмограмм Р-, SV- и SН-компонент колебаний с последующей скоростной фильтрацией. Направления указанных компонент находились по заnисям Р- и S-волн в каждой точке наблюдений. Примеры цифровой обработки исходных записей волны S�P nриведены на рис. 2. 7.

37

1 .. • ' , 1 1 1 1 11 , 1 , 11 1 1 1 1 , , , , " , 1 , r 1 1 , , 1 , 1 , 1 1 " 1 1 , • 44,0 45,0 46,0 47,0 48,0 с

sн

sv

р

1 1 1 11 1 1 1 i 1 1 1 1 1 11 f 1 11 .. 1 1 1 1 1 ' 1 1 1 1 1 i li 1 11 1 1 1 11 i 11 44,0 45,0 46,0 47,0 48,0 с

в

sv : � = : =

р

i ii '11 11 ,,, 11 i i 11111 11' 11111 '' 1 ,, i f 11' '' 1111 lii 44,о -15, о "16,0 "17,0 -м, о с

г

v- � � u '{;. ' .. .. 61 � � � t- 9- j .1. J f!. <1:) '

� У' � ' "' rf' ;tJ Q}> \7 ' sн sv

'---v-----' s� 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1

45,0 46,0 47,0 с

Рис. 2.7. Пример цифровой обработки трехкомnонентных заnисей nоnеречной отражен­ной волн ы от грашщы М в Западной Якутии.

А - исходные сейсмограммы (3 - 8 Гц); Б - результат nолнрllзацJюнной фильтрац1111; В - результат

поляризационной и скоростной фильтраций: Г - поляр1133ЦIIОННЫе диаграммы колебаний частиц в

rоризонтальноi1 плоскости х',у'. Оси х' 11 у' образуюr углы 40 и 1зоО с направлением r на источюtк колебаний.

3 8

Охарактеризуем особенности поперечных волн от опорных гра­ниц. Волна .s1'P (см. рис. 2.6, А) наиболее четко выделяется на расстояниях 20- 1 20 км от источника. Разность времен прихода ее SV- и SН-составляющих достигает 0,3 с, причем эта разность имеет разный знак в пределах исследованного района. Волны обычно представлены двух-трехфазными колебаниями. По интенсивности поперечные колебания сравнимы или превышают колебания соответ­ствующей продольной волны. Видимые частоты поперечных коле­баний составляют 4-9 Гц, продольных - 7- 1 4 Гц.

Волна S� (см. рис. 2.6, Б> на расстояниях 80-1 60 км от ис­точника обычно доминирует по интенсивности колебаний, имеет многофазную запись с кажущейся скоростью, примерно в 1 , 7 раза меньшей, чем у соответствующей отраженной волны JY'arp на той же сейсмограмме. Видимые периоды поперечных колебаний в 1 , 1 - 1 ,8 раза больше, чем у продольной отраженной волны. Разность времен SV- и SН-составляющих изменчива и в ряде случаев достигает 0,8 с, что превышает длительность колебаний каждой из них.

Преломленная волна S�P (см. рис. 2.6, В) имеет SV- и SН-состав­ляющие, различающиеся по времени прихода не более чем на 0,25-0,35 с. Видимые частоты соответствующих двух-трехфазных колебаний - 6- 1 О Гц (у волны Р�Р - 7- 1 2 Гц) . Амплитуды S-колебаний сравнимы или несколько больше, чем у продольной волны.

Необходимо отметить, что опорные волны при плотных системах наблюдений, даже при практически неизменном частотном диапазоне регистрирующего тракта, передко расчленяются на ряд самостоятель­ных волн. Укажем характерные случаи такого расчленения опорных волн при детальных наблюдениях. Коровая рефрагированная волна может трансформироваться в ряд непротяженных, последовательно сменяющих друг друга квазиголовных волн от границ относительно маломощных слоев с небольшими перепадами пластовой скорости. Отражение от раздела кора - мантия, имеющее вид единой опорной волны в близкритической и закритической области расстояний, вбли­зи источника обычно превращается в штриховое поле коротких осей синфазности, для изучения которого требуются плотные системы наблюдений с переходом к регистрации более высоких частот коле­баний. При детальном анализе сейсмической записи в области регист­рации закритического отражения от границы М могут вьщеляться две волны: собственно отражение от этой границы и возвратная ветвь рефрагированной волны, обязанной своим существованием повышен­ному вертикальному градиенту скорости в низах земной коры. Эти волны смыкаются друг с другом в предельной точке отраженной волны [64, 1 1 9, 1 23 ].

Волны с малым радиусом корреляции. Обособление этой группы волн в значительной степени условно, так как оно зависит не только от физических характеристик колебаний, но и от масштаба и деталь­ности исследований. К этой группе прежде всего относятся локальные оси синфазности, не связанные с рассмотренными выше опорными волнами. Они во многих случаях могут быть соотнесены с тонкими

39

особенностями сложно построенной среды. В эту же группу включим и упомянутые выше волны, являющиеся результатом расчленения опорных волн при их регистрации на плотных системах наблюдений при детальных исследованиях. Такие волны обычно прослеживаются на коротких участках используемого диапазона удалений от источни­ка колебаний и могут существовать не на всей территории сейсми­ческих исследований. В дальнейшем волны рассма!РИВ!емой группы в отличие от опорных будем обозначать значками Р и S с соответст­вующими индексами.

Для иллюстрации волн с малым радиусом корреляции обратимся к конкретным материалам по одному из профилей на северо-востоке Байкальской рифтовой зоны (на участке Верхнеангарской впадины, Баргузинекого и Северо-Муйского горных хребтов) . Выполненные здесь детальные наблюдения (см. рис. 2 . 1 , Б) , в том числе и с трехкомпонентными приеминками в широком диапазоне расстояний от источников, позволяют охарактеризовать не только рассмотренные выше типичные для Байкальского региона опорные волны, но и волны с малым радиусом визуальной корреляции. К последним относятся: штриховые поля коротких осей синфазности, связанных с отража­ющими элементами в верхней и средней частях разреза кристалличе­с�ой земной коры (в<шн� Р"аш> и_вбли�и раздела кора - мантия (Р�) , а также ВОЛНЫ r, Р'!:Р, �Р' Pnp И S�P' выделенные В результа­те детального расчленения опорной рефрагированной волны (?реф и S�) в области, примыкающей к источнику колебаний на территории Верхнеангарской рифтовой впадины. Обозначения дополнительных волн расшифровываются следующим образом: ро - «nрямая>> волна, распространяющаяся по терригенным, частично мерзлым породам в Верхнеангарской впадине; Р'!:Р и S1:P - преломленные во2!ны � по­верхности докайнозойского фундамента этой впадины; PnP и S�P -волны от более глубокой преломляющей !:Ра_!!ицы.

Основные характеристики волн Р, S и Р, S приведены в табл.. 2. 1 , примеры их записей - на рис. 2.8 и 2.9. При выделении волн применялись частотная и поляризационная фильтрации, которым предшествовал спектральный и поляризационный анализ исходных оцифрованных записей. Эффективность такой обработки особенно велика при выделении волн в последующей части сейсмограмм.

Волны рк отр и P':rr, обычно не доминируют на сейсмограммах по амплитуде колебаний. Соответствующие им прерывистые непротя­женные оси синфазности передко имеют аномальные значения кажу­щейся скорости, обусловленные, по всей видимости, наклоном отра­жающих элементов. Одним из примеров является монтаж записей, относящийся к пункту взрыва вблизи юго-западного борта Верхне­ангарекой впадины (см. рис. 2. 9) . Здесь слева от источника колебаний <х = 45-60 км) выделяется несколько осей синфазности, которые по своим кинематическим характеристикам отвечают круто восстаю­щим отражающим площадкам на глубинах 6- 1 О км. Справа (х =

= 85- 1 00 км) регистрируется отражение от практически горизон­тальной границы на глубине 1 8-20 км. Результаты цифровой обра-

40

Т а б л и ц а 2. 1

Характеристики опорных волн <!'• S) и волн с. малым J2адиусом к_орреляции (Р, S) в районе Верхнеангарекои впадины Банкальекои рифтовои зоны

Расстоян н я Вадн11.·1ая Кажущаяся дr..·tплитудные особенностн Индекс от источ- частота Число скорОL"'ТЬ.

ВОЛНЫ ннка, км колебаний, фаз км/с Гц

-ро 0-5 1 0- 1 4 2-3 2,5-4,0 Быстро затухающая вол-

на �р 5-40 6- 1 0 2-3 5,0-6,0 �р 25-70 5 - 1 0 2 - 3 5,5-6,6 tреф 40- 1 80 5 - 1 0 2-3 6,0-7 ,0 Слабо затухающая волна

р"отр 0-90 5- 1 0 1 - 2 8-20 Невыразительная no ам-

плитуде волна -м Ротр 0-90 5 - 1 0 1 -2 1 0- 20 Невыразительная по ам-

nлитуде волна

Р�тр 1 1 0- 200 4- 1 0 4-5 6,5- 1 0,0 Доминирует по интен-

сивности

Р�р 1 80-280 7-8 2-3 7,0- 1 0,0

Рм отр 240-320 6-8 2-3 7,5- 8.0

рМ! 280- 350 7 - 8 2 - 3 8,0- 1 2,0

-}j,P .Snp 5-40 4- 7 2-- 3 3,0-4.5 Выдс.1яются SV- и SH-

составляющие колебаний

с разлн•1�1ем времен�•

вступ.1еннй не более

0, 1 -0,2 с -к Snp 25-70 4-7 2-3 3,0-4,5 То же s"

отр 1 1 0- 200 3-6 3-4 3,4-4,8 » SM

1 80-280 3 - 4 2-3 4,4- 4,7 » пр .S�\, 240-320 3 --4 3-4 3,7-3,9 »

ботки :.>тих волн, зарегистрированные на системах многократных перекрьпий, приводятся в гл. 6) .

Важной особенностью поля штриховых осей синфазности -отражений из сложно построенной толщи кристаллической земной коры - является то, что значительное число соответствующих отражающих элементов не лежит в вертикальной плоскости сейсми­ческого профиля, а распределено в трехмерном пространстве. Так, по данным уральских геофизиков [25 ], около 20 % от общего числа регистрируемых отражений Ротр имеет горизонтальный азимут под­хода сейсмических лучей в диапазоне углов 90± 30° по отношению к линии профиля. Эти оценки получены при анализе данных на крестовых регистрирующих установках по Красноуральскому про­филю ГСЗ, пересекающему Уральский хребет.

При изучении волнового поля на акватории оз. Байкал, с приме­ненисм донных регистрирующих станций при длинах обращенных

41

7-, км

80

70

60

50

40

0,0 1,0 2,0 J, O 4,0 5,0 6,0 7,0 8,0 (t - l./6,J)1c

Рис. 2.8. Сейсмограммы z-составляющей колебаний с записями волн, нмеющих малый раднус корреляции, в районе Верхне>tнгарской впадины (Байкальская рифтовая зона) .

нагоняющих годографов до 30 км, в области первых вступлений выделено несколько преломленных волн, характеризующих рассло­ение осадочного выполнения Байкальского рифта и его докайнозой­ского фундамента до глубин 8-9 км. Кажущиеся скорости последо­вательно сменяющих друг друга волн возрастают от 1 , 7 до 6-6,5 км/с (рис. 2 . 1 0) . Характерно присутствие интенсивных колебаний крат-

'2

� '-'

( t-7../б) , с 8 ' tJ � · � � ( � t � 7

6

5

4

3

2

о

р� { -к pnp

· < � � ( � · < � . � �� -�; ��� �� � � � �� � � 1 < �� � � · � � � �'i

�� � �� � �· �

(

��� \ < �� �( �.

.. ?': ? �1 � � N �� �� � .,

� · <

;:. ,

� >

� > . (

� �( I C � �� ;>

� � � · ;< � � . . � f\ ' n

\ l:. 11'

г f т�-· 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 i 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 , 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 i 1 1 1 1 1 1 1 1 i 1 i 1 1 1 1 1 1 1 i 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 i 1 �о so 60 70 во 90 100 110 120 uo z, к м

Рис. 2.9. Монтаж сейсмограмм z-составляющей колебаний ДJI� 1 1ункта взрыва вблизи юга-заnадного борта Верхнеангарской вnадины (R -nоверхностная волна) .

� �

(t-�/4), c

5,0

о х,км 60 50 40 30

Рис. 2. 10. ЗашJСи сейсмическ�1х волн на акватории оз. Байкал (расшифровка верхних индексов волн : о - границы n осадочном ••ехле; ф - nоверхность докайнозойского фундамента рифтовой вnадины; к - граница внутри фундамента) .

ных отраженно-преломленных волн, образующихся в водном слое в области источника. Практически для всех волн, выходящих в первые вступления, удается вьщелить в последующей части сейсмической записи их аналоги первой и второй кратности. Для волны, распрост­раняющейся в водной толще озера, кратность достигает шести.

Глава 3

ЛИНЕАРИЗОВАННЫЕ СПОСОБЫ КИНЕМАТИЧЕСКОЙ ИНТЕРПРЕТАЦИИ (сейс.мическая томография н а вре.менньlх задержках)

Отыскание распределения скорости сейсмических волн в среде наряду с изучением ее тонкой геометрической структуры является важнейшей задачей детальных исследований литосферы. Рассмат­риваемые ниже способы решения этой задачи базируются на лине­аризованной постановке обратной кинематической задачи, предло­женной в работах А. С. Алексеева, М. М. Лаврентьева, В. Г. Рома­нова и др. [4, 5 ] . Аналогичный подход впоследствии получил неза­висимое большое распространение за рубежом в широко известных работах А. М. Дзевонски, К. Аки и др. [80, 1 1 1 , 1 15 ] под названием v v ф 1 сеисмическои томогра ии на временных задержках.

Напомним исходные соотношения, лежащие в основе излагаемых в данной главе способов нахождения двух- и трехмерных распреде­лений скорости по материалам профильных и площадных наблю­дений опорных рефрагированных, отраженных и проходящих волн. Следуя линеаризованной постановке задачи, представим трехмерное распределение скорости v (х, у, z) в пекотором изотропном объеме изучаемой среды , ограниченном сверху горизонтальной поверхно­стью сейсмических наблюдений (х, О, у) , в виде:

1 1 --:----,-- = - + t (х у z) (3. 1 ) v (х, у, z) V (z) "' ' ' ·

Здесь V (z) - нормальная, осредненная в рассматриваемом объеме, зависимость скорости от глубины ; � (х, у, z) - аномалия обратного значения скорости, малая по величине по сравнению с 1 /V (z) .

Запишем соответствующее выражение для наблюденного времени пробега рефрагированной волны из источника с координатами х1 , у1 к приемпику х2, У2:

(3.2)

где l = [(х2 - х1)2 + (у2 - у1)2 ]112 - расстояние источник при­емник <база зондирования) ; Т (/) - нормальный годограф, соответ­ствующий нормальному распределению скорости V (z) ; • - аномалия времени.

45

Рис. 3.1. Нормальный разрез и тра­ектории сейсмических лучей в случае

рефраntроваННЬIХ ВОЛН.

При условии малости ве­личин ; и grad 1:, когда их квадратами можно прене­бречь, для аномалии времени справедливо соотношение [ 4 ]

"t = f ; (х, у, z) ds. (3.3)

Интегрирование ведется по всей траектории s сейсмиче­

скоrо луча, распространяющеrося в среде с одномерным нормальным распределением скорости. Этот луч лежит в вертикальной плос­кости, проходящей через источник и премник колебаний (рис. 3. 1 ) .

Линеаризованные соотношения (3. 1 ) -(3.3) являются основой построения конкретных алrоритмов и программ для восстановления искомоrо распределения скорости v (х, у, z) или v (х, z) по экс­Периментальным данным площадной либо профильной (у ,;. 0) сово­купности источников и приемников. Эта совокупность должна обес­печивать с требуемой равномерностью и детальностью освещение изучаемой области среды лучами сейсмических волн. По наблюден­ным временам определяются одномерное распределение V (z) и соот­ветствующие траектории сейсмических лучей. Эти данные позволяют воспользоваться интегральным соотношением (3.3) для нахождения распределения значений ;, а затем и v:

v (х, у, z) = V (z)l [ 1 + ; (х, у, z) V (z) ] . (3.4)

Лежащее в основе линеаризованной постановки условие ; « 1/V при изучении кристаллической части литосферы, по всей видимости, выполняется в большинстве случаев. При доминирующих значениях скорости около 6,5 км/с и ее аномалий 0,3-0,5 км/с величины � и 1/V различаются более чем на порядок. Тем не менее выбору нормального rодографа, обеспечивающему малость аномалий 1:, сле­дует уделять специальное внимание, особенно при исследованиях детального характера.

Особенностью обосновываемых ниже способов является исполь­зование вместо годографов более общей формы представления кин�­матики монотипных сейсмических волн - специальных временнЫх полей t (х, /) и t (х, у, /) , введенных Н. Н. Пузыревым [68, 73 ], для случаев профильной или площадной системы произвольно располо­женных на местности пар источник - приемник (Зондирований) . Времена прихода волн относятся к середине интервала источник -приемник (базы зондирования - /) . Временное поле nредставляется на плоскости х, t или в трехмерном пространстве х, у, t в виде

46

семейства линий (nоверхностей) времени для ряда фиксированных значений базы /. Свойства временного поля и его связи с параметрами среды изложены в работе [73 ].

3. 1 . РЕФРАГИРОВАННЫЕ ВОЛНЫ, ДВУХМЕРНАЯ МОДЕЛЬ

Рассмотрим два варианта линеаризованного алгоритма отыскания распределения скорости v (х, z) по полю времен t (х, [) рефрагирован­ной волны, отличающиеся по виду начального приближения. Началь­ное приближение (функции Т (/) и V (z) ) может быть фиксированным для всего рассматриваемого профиля (х) либо учитывающим медлен­ные изменения среды по горизонтали.

Алгоритм с фиксированным начальным приближением [57]. За нормальный годограф Т (/) примем результат осреднения наблюден­ных на всем профиле значений времен для набора фиксированных расстояний источник - приемник (/) . Аппроксимируем этот годограф многозвенной линией, состоящей из прямолинейных отрезков с по­следовательно возрастающей кажущейся скоростью Vi. Соответству­ющий нормальный разрез будет представлять собой горизонтально­слоистую среду с однородными пластами, имеющими мощность Hi и скорость Vi (рис. 3. 1 , 3.2 ) :

V1 при О � z < Н1; V2 при Н1 � z < Н1 + Н2;

V (z) = . . . . . . . . . . . . . k-1 k Vk при L Hi � z < L Hi.

1 1

(3.5)

Разбиение нормального годографа на прямолинейные отрезки выполняется так, чтобы число слоев и их мощности обеспечивали требуемую детальность изучения среды, не вступая в противоречие с точностью и количеством исходной информации.

Для введенного нормального разреза рассмотрим сейсмический луч, проникающий до кровли слоя с номером k. Соответствующее зондирование имеет базу Zk и абсциссу средней точки базы х. Введем единую индексацию (j = l , 2, 3, . . . , k, . . . ) для слоев нормального разреза, баз изолиний наблюденного поля времен, его аномальной составляющей, нормальных и аномальных значений пластовой ско­рости. Примем упрощающие обозначения: sik = H/cos iik и Li = = Hi tg iiк - соответственно длина и горизонтальная проекция пря-k-1 молинейнаго отрезка луча в j-м слое; sk = Lk - 2 L Li - длина

1 участка скольжения луча по кровле k-го пласта; siп iik = V/Vk; �i = = l lvi - 1 1 Vi - аномалия обратной величины скорости в средней точке прямолинейного отрезка луча в j-м слое. �i считается постоян­ной величиной в пределах указанного участка.

47

k- 1 Z H ' 1 'J

z z

Рис. 3.2. К определению разреза v <х. z) по полю времен t (х, [) рефрагированной волны в случае фиксированного начального приближения.

А - нормальный rодограф; Б - нормальный разрез; В - поле времен t (х, 1), заштрихованы значения поля аномальных времен 1: (х, t): r - траеJСТОрии лучей для зондирований с общим центром в точке х.

С учетом введенных обозначений и припятой параметризации среды интегральное соотношение (3.3) запишется в виде:

•k (х) = t (х, lk) - Т (х, lk) = slk�1 (х - lk/2 + L1/2) +

+ s1k�1 (х + /J2 - L1/2) + s2k�2 (х - lk/2 + L1 + L2/2) +

+ s2k�2 (х + lk/2 - L1 + �/2) + . . . + sk-1.k�k-1 ( х - lk/2 +

+ � Lj + Lk-112) + sk-1,k�k-l ( х + lk/2 - � Lj - Lk-112) + sk�k (х).

(3.6)

Это соотношение служит для отыскания аномалий скорости по­следовательно для каждого пласта, начиная с верхнего. Положив в уравнении (3.6) k = l , получим из него выражение для аномалий обратной величины скорости в первом слое на глубинном уровне z = Н1/2:

�1 (х, Н1/2) = •1 (х)//1• (3. 7) Используя соотношение (3.4) , получим искомое распределение

скорости в этом слое: V1 (х, Н1/2) = V1/ [ l + V1�1 (х, Н1/2) ] .

По аномалиям 1:2 (х) , зная значения �1 (х) для первого слоя, определяют величины �2 (х) для второго слоя на глубине Н1 +

48

Рис. 3.3. Опробование ал­

горитмов с фиксированным

(А) и адаптирующимся (Б) начальным приближением

на модели с линейным из­

менением скорости по на-

правлениям х и z.

J - 33.данная модель; 2 - восста­

новленная модель. Изолинии ско-

рости в км/с.

+ Н212. Из соотношения (3.6) при k = 2 следует:

�2 (х, Н1 + Н2/2) = [1:2 (х) - S12�1 (х - /2/2 + Ll/2) -

(3.8)

От �2 (х) осуществляется переход к распределению v2 (х, Н1 + + Н2/2), характеризующему неоднородности второrо слоя. Путем аналогичных операций находятся распределения скорости для более

j- 1

глубоких уровней z1 = Н/2 + 2: Н1 изучаемой среды. 1

Алrоритм был опробован на теоретических моделях, по своим параметрам близких к реальным сейсмическим средам. В качестве закона монотонноrо увеличения скорости выбрано ее лин�йное нара­стание по координатам х и у с углом наклона изолиний скорости 5° (рис. 3.3, А ) . Расчеты показали, что ошибки бывают наименьшими, когда нормальный rодограф соответствует вертикальному сечению поля времен в центре профиля и отклонения 1 являются наи-

49

2 4

G 8

12 14 16

20

22 24

Z,KN

А

_ ;_ - 1

1 1 1 1

&,5 4,5

Z, KN

- 2

6 S,O V11r:#/C'

.; " 1 1 1 1 "1:

Рис. 3.4. Онробоnаtте алгоритмов с фиксированным (А) и адаптирующимся <Б> на'lальным приближением на одномерной модели с волноводом.

J - заданная модель; � - результат восстановлення.

меньшими . Эта модель была использована также для выбора пара­метров поля времен - шага !У.х между центрами зондирований и шага D.l между изолиниями поля времен. Расчеты показали, что часто реализуемые при работах ГСЗ шаг t::..x = 1 О км и шаг /1/ = 1 О к м обеспечивают вполне удовлетворительную точность. На рис. 3.3, А приведсн разрез v (х, z) , построенный для данной модели среды по полю времен t (х, /) с указанным выше шагом дискретизации. Сред­неквадратическая ошибка определения скорости получилась равной 0,02 км/с, а максимальная ошибка - 0,06 км/с.

Значительный интерес представляет опробование алгоритма на моделях сред, содержащих слой с пониженной скоростью. Вначале использовалась модель, характеризующаяся изменением скорости только с глубиной. Взята функция v (z) , соответствующая сло­жившимся представлениям об изменении скорости с глубиной в Байкальской рифтовой зоне (рис. 3.4) . Волновод находится на глуби-

50

А

б

z,км

� 1 \/'\ 2 Рис. 3.5. Оnробование алгоритмов с фиксированным (А) и адаnтирующимся (Б) nриближением на модели с линейным изменением скорости по осям х и z, включающей

волноводный слой. 1 - заданная, 2 - восстановленная модели.

не 1 2- 1 7 км, перепад скорости относительно кровли и подошвы составляет 0,3 км/ с. Над волноводом скорость увеличивается непре­рывно от 4,5 до 6 ,3 · км/с, причем градиент скорости уменьшается с глубиной. Годограф рефрагированной воЛны для выбранной модели характеризуется разрывом по оси времен на 0,5 с на удалениях l = 1 30 км от источника. Опробование алгоритма показала, что в данном случае (см. рис. 3.4, А> основная проблема заключается в выборе нормального годографа. Глубина залегания кровли слоя с пони}кенной скоростью определяется с меньшей погрешностью, если

51

t А

�---- z ,

L----------------L------------------------� x 5

..!L � }:J_ �д �21 1 2 z, z, 2 Xk-r 2 Xk 2 Xtm

z Рис. 3 .6 . К оnределению и (х, z) 110 полю t (х, /) рефраrирова�1ной волны nри

адаптирующемся nриближении. А - поле вреl\1ен; Б - траектор1111 сеiiсмнчески:х лучей 11 ячейки разреза.

нормальный годограф совпадает с наблюденным на удалениях, на которых регистрируется волна, проникающая в среду под волноводом. В случае, когда нормальный годограф близок к первой ветви наблю­денного годографа , функция v (z) практически без ошибок восста­навливается на надволнаводном интервале глубин, величина пласто­вой скорости и мощность волноводного слоя занижаются.

Алгоритм дал аналогичные результаты также для осложненной волноводом модели среды с изменением скорости по горизонтали и вертикали <рис. 3.5, А> . Расчеты показали, что для относительно большого угла наклона в 5° изолиний скорости шаг дискретизации по полю времен ( 1 О км) слишком велик. Это привело к занижению скорости в надволноводной части разреза. Зона волновода четко выделяется на разрезе, однако ошибка в глубине залегания кровли

52

слоя составляет 1 -3 км. Погрешности при восстанов.1ении функции v (х, z) в интервале расположения волновода обусловлены в первую очередь невыполнением требования малости величин � и grad 1: при фиксированном на всем профиле начальном приближении.

Алгоритм с адаптирующимся начальным приближением [54, 57 ] учитывает влияние крупных неоднородностей изучаемой среды на этапе введения функций Т ([) и V (z) . Такой подход обеспечивает малость значений 1: при достаточно больших возмущениях исходного поля времен t (х, l> . Параметры нормального разреза (соответственно и нормального годографа) задаются отдельно для каждого локального элемента поля времен, фиксируется только вид закона V (z) .

Каждый элемент поля времен характеризуется величинами х, t, l и Vп = 1 l (dtl dl)x=const· Предполагается, что на участке профиля (х - 1/2, х + l/2) в интервале глубин (0, z) прохождения луча, относящегося к данному элементу поля времен (рис. 3.6) , скорость изменяется по линейному закону, т. е. нормальный разрез представ­лен здесь функцией

v (z) = v0 (1 + Bz) . (3.9)

В этом случае выражение для нормального годографа записыва­ется в виде:

Т (l) = --;. ln (l�/2 + У (l�/2)2 + 1 ) . ищ.о

(3. 1 0)

Параметры нормального разреза определяются по данному эле­менту поля времен следующим образом. Вначале находится глубина z максимального проникания луча. Ее можно рассчитать любым способом , обеспечивающим определение глубины z с небольшой логрешиостью (способ И. К. Кондратьева, способы , предложенные Н. Н. Пузыревым и 3. Р. Мишенькиной [74 ] ) . В настоящем ал­горитме использован способ расчета глубин из работы [74 ], предпо­лагающий аппроксимацию годографов функцией t = ах - Ьх312 :

z = l! (�t ) , где � t = Vпtl l;

f (!t) = { [(3f.! - 2)2 + l /2 ] arch (3f.! - 2) - 3 (3f.! - 2) х

х Y(3f.! - 2)2 - 1 / 2} / [9n (!t - 1 )2 ] .

После этого определяются значения v0 и �: Uп (f - 4/)

Vo = 2 ;;_ ; 4z + 1

(3. 1 1 )

(3. 1 2)

(3. 1 3)

Такой подход обеспечивает малость величин 1: = t (х, l) - Т (l) ­разницы между наблюденным и нормальным полями времен.

53

Разделим участок среды (х - 112, х + l/2) , (0, z) на отдельные ячейки мощностью !J.z = zk - zk _ 1 с центром (х, zZ) , где zZ = zk-1 + + !J.z/2 (см. рис. 3.6) . Распространяя значение скорости в центре ячейки на всю ячейку, зная аномалию обратной скорости ; (х, zZ) в отдельных ячейках и параметры нормального разреза, распределение скорости запишем как

v (х, zZ) = ( 1 /v (zZ) + ; (х, zZ))-1• (3. 14)

Луч представляет собой дугу окружности. Выражение для ано­мального поля времен приближенно имеет вид:

n 't (х, l) = L ; (xk, zZ) !J.s (xk, zZ) , (3. 15)

1

где � (xk, zZ) - аномалия обратной величины скорости в ячейке (xk, zZ) ; !J.s (xk, zZ) - путь луча через ячейку. Длина всей траектории луча

(3. 16)

Элемент траектории луча через ячейку (xk, zZ) имеет длину • 1

!J.s (xk, zk) = 2 (sk-1 - sk), (3. 1 7)

где .. !

2 2 1 6 2 sk = V (/ - dlk) + 3 (z - zk) ;

- 1 1 ·' . 2 . А. 2, dlk - -R -. - -R -.-. v 1 - sш 10 ( 1 + 1-'zk) , t"' tg IQ t"' SIП IQ

s0 = s, l0 = arcsin (v0/vп) ·

(3. 18)

(3. 1 9)

Если nридать 't и � индексы, соответствующие номерам изолиний поля времен :

т (х, l1) = '1 (х) , т (х, l2) = т2 (х) , . . . , 't (х, lk) = тk (х) ;

� (х, z�) = � � (х) , � (х, z;) = �2 (х) , . . . , � (х, zZ) = �k (х) ,

то аномальное поле времен для отдельных изолиний записывается в таком виде:

54

't1 (х) = �1 (х) · 2!1s1 (х) ;

т2 (х) = �1 (х - l2/2)t1s1 (х - /2/2) + �1 (х + /2/2) !1s1 (х + /2/2) +

+ �2 (х) 2!1s2 (х) ;

тз (х) = �1 (х - lз/2)!1sl (х - lз/2) + �1 (х + lз/2) 11s1 (х + /3/2) +

+ �2 (х - lз/2 + dl1)!1s2 (х - /312 + d/1) + �2 (х + /312 - dl) х

х !1s2 (х + /312 - d/1) + 2;3 (х) !1s3 (х) ; (3.20)

-с,. (х) = �1 ;k ( х - l,./2 + �2

dlk) 11sk (х - ln/2 + � dlk) +

+ �1 ;k ( Х + ln/2 - � dlk) 11sk ( Х + lп/2 - � dlk) + 2;,. (x)11sn (х).

Отсюда последовательно начиная с ;1 (х) до ;,. (х) определяются значения аномалии обратных скоростей:

;1 (х) = •1 (х)/ (211s1 (х));

;2 (х) = [-с2 (х) - ;1 (х - /2/2) /1s1 (х + /2/2) -

- ;1 (х + /2/2) /1s1 (х + /2/2) ]/(2/1s2 (х));

;з (х) = [-сз (х) - ;1 (х - lз/2) /1s1 (х - lз/2) -

- ;1 (х + lз/2) /1s1 (х + lз/2) -

- ;2 (х - lз/2 + d/1) /1s2 (х - lз/2 + d/1) -

- ;2 (х + lз/2 - d/1) /1s2 (х + lз/2 - dll) ]/(211sз (х));

(3.2 1 )

;. (х) = [•· (х) - � (1;.. (х - И + �dt,) �s, (х - 1.12 + �dz.) +

Скорость v (х, z) в ячейке (х, z;) определяется по формуле (3. 14 ) . Рассмотрим результаты проверки работы алгоритма на тех же

теоретических моделях (см. рис. 3.3-3.5) , что и в случае фик­сированного начального приближения. В случае линейного изменения скорости по горизонтали и вертикали (см. рис. 3.3, Б) среднеквад­ратическая поrрешность в определении глубин изолиний скорости составила всего лишь 0,2 км. Вполне удовлетворительный результат получен на одномерной модели с волноводным слоем (см. рис. 3.4, Б) , поrрешности определения скорости на интервалах вне волновода равны 0,06 км/с, положение волновода и его мощность оценены с точностью до 1 км, скорость в нем несколько завышена - на О , 1 к м/с. Улучшенные результаты получены и для двухмерной модели с наклонным волноводным слоем (см. рис. 3.5, Б) . Основной причиной поrрешностей в данном случае является слишком большой шаг использованной дискретизации (!::J./ = 1 О км) сложного временного поля рефраrированной волны, соответствующего круто наклоненным изолиниям скорости (lf' = 5°) .

55

3.2. РЕФРАГИРОВАННЫЕ ВОЛНЫ, ТРЕХМЕРНАЯ МОДЕЛЬ

Этот способ [ 40 ] является обобщением на трехмерный случай линеаризованных алгоритмов, изложенных в предыдущем разделе. Будем считать, что на плоскости наблюдений получена серия поверх­ностных годографов рефрагированной волны. Источники располага­ются достаточно равномерно в пределах всей площади примерно с такой же плотностью, что и приеминки колебаний. Как и в преды­дущем случае, рассмотрим два варианта алгоритма, различающихся видом начального приближения.

Алгоритм с фиксированным начальным приближением. Нор­мальный годограф в простейшем варианте может быть определен следующим образом. Пусть 1; = t (х;, у;; х1, у1) - поверхностный го­дограф от t-го источника. Путем осреднения времен t; для одинаковых расстояний ([) источник - nриемник перейдем к соответствующей этому годографу зависимости t; (!). За нормальный годограф Т (/) примем результат осреднения индивидуальных функций 1; (!) для всей совокупности источников:

1 11 т (!) = - 2: t; (!). 11 i=l

(3.22)

Нормальный разрез, отвечающий введенному нормальному годо­графу, является одномерной функцией V (z) , зависящей только от глубины. Найти эту зависимость можно одним из известных [74 ] приемов интерпретации одиночных годографов рефрагированных волн. Для этого совокупность осредненных времен, определяемая соотношением (3.22) , должна быть аппроксимирована некоторой функцией с возрастающими значениями dll dT при увеличении l. В частности, если аппроксимировать годограф многоэвеиной линией, состоящей из прямолинейных отрезков с последовательно возраста­ющей кажущейся скоростью, то соответствующая зависимость будет иметь вид кусачно-постоянной функции, а в качестве нормального разреза получим горизонтально-слоистую среду с однородными пла­стами с мощностью Н1 и скоростью V1 (см. (3.5) , рис. 3 . 1 ) . Во всех дальнейших операциях в качестве нормального годографа рассмат­ривается аппроксимирующая функция, по которой получен нормаль­ный разрез.

Аномалии скорости v (х, у, z) находим, используя соотношение <3.3> . Заnишем его в форме, учитывающей nринятую nарамет­ризацию среды. Пусть луч, соответствующий произвольмаму зонди­рованию с базой l, с источником и nриемником в точках (х1 , у1) и (х2, у2) , nроникает в условиях нормального разреза вnлоть до кровли слоя с номером k (см. рис. 3. 1 ) . Для простоты введем локальную систему координат l, z для вертикальной плоскости, nроходящей через рассматриваемые источник и nриемник. Начало координат поместим в средней точке (х, у) интервала источник - nриемник.

56

Тогда соотношение (3.3) примет вид:

• (- l/2, l/2) = t (- l/2, l/2) - Т (l) = slk;I (- l/2 + LI/2) +

+ slk;I (l/2 - L1/2) + s21c;2 (- /12 + L1 + �12) +

+ s21c;2 (l/2 - L1 - �12) + . . . + sk-I.k;k-1 (- l/2 + � Li + Lk-/2) +

(3.23)

Здесь sik = Н/ cos iik и � = Hi tg iik - соответственно длина и го­ризонтальная проекция прямолинейного отрезка луча в j-м пласте k-1 (j - 1 , 2, 3 , . . . , k - 1 ) ; sk = l - 2 L � - длина участка скольжения

1 луча по кровле нижнего (k-го) пласта; sin iik = V/ Vk. Величина ;i считается постояннdй в пределах каждого прямолинейного отрезка луча и относится к его середине.

Отыскание аномалий скорости ведется последовательно для каж­дого пласта сверху вниз. Рассмотрим операции для первого слоя. Из всей совокупности исходных данных отбираются аномалии време­ни •1 для фиксированного расстояния источник - приемник - базы /1• Значения этих аномалий относятся к средней точке (х, у) соответ­ствующего интервала источник - приемник. База /1 выбирается в пределах регистрации «прямой» волны, которой отвечает первый, считая от источника, прямолинейный отрезок нормального годо­графа.

Полученное таким образом распределение •1 (х, у) в условиях неоднородной или анизотропной среды является неоднозначной функцией горизонтальных координат средней точки базы зонди­рования, поскольку оно зависит также и от азимута направления источник - приемник. Введем упрощающее допущение о локальной однородности и изотропности рассматриваемого пласта в пределах любого кругового участка плоскости наблюдений с радиусом R1 = = /1/2 + г1, где г1 ;;.. О. При этом допущении все разноориентирован­ные зондирования, центры которых не выходят за пределы круга с радиусом г1 = R1 - /1/2, должны иметь одно и то же значение 11. Однозначное распределение 11 (х, у) получим путем скользящего осреднения исходных аномалий 1:1 (х, у) при круговом окне г1 с отнесением каждого осредненного значения к центру соответствую­щего круга. При г1 = О осредняются данные разноориентированных зондирований с совмещенными центрами баз. На практике, чтобы получить представительный набор разноориентированных зондиро­ваний, приходится осреднятъ данные на пекоторой площади (г1 > 0) . Следует иметь в виду, что изложенная процедура ухода от неодно­значности уменьшает детальность окончательных результатов. Ут­рачивается возможность достоверно вЪIДелятъ неоднородности перво­го пласта, имеющие горизонтальные размеры менее 2R1 •

57

Из соотношения (3.23) , положив в нем k = 1 , найдем выражение для аномалий обратной величины скорости в первом пласте:

�1 (х, у, Н1/2) = 11 (х, у)/ 11. (3.24)

Затем, используя соотношение· (3.4) , получим искомое распределение скорости v (х, у, Н1/2) в этом пласте, которое отнесем к уровню глубин z = Н1/2.

Перейдем ко второму пласту (k = 2) для отыскания распреде­ления скорости на уровне z = Н1 + Н212. Используются аномалии времени для фиксированной базы 12 в пределах второго прямолиней­ного отрезка нормального годографа. В этом случае соотношение (3.23) в локальной системе координат имеет вид:

't2 = S12 [�1 ( -12/2 + L1/2) + �1 (12/2 - L1/2) ] + (12 - 2L1) �2 (0). (3.25)

Оно позволяет получить значения �2 (х, у) , так как распределение �1 уже найдено, а остальные величины известны. Функция �2 (х, у) для системы разноориентированных зондирований неоднозначна по причинам, указанным выше. Соответствующее однозначное рас­пределение получим, допустив однородность и изотропкость вто­рого пласта в пределах локальной круговой области с радиусом R2 = 1212 - L1 + r2, в�ещающей участок скольжения «головной» волны по кровле этого пласта. После осреднения значений �2 в скользящем круговом окне с радиусом r2 ;;.. О находится рас­пределение скорости v (х, у, Н1 + Н2/2) , которое отображает не­однородности второго пласта, имеющие горизонтальные размеры более 2R2.

Аналогичным образом находятся распределения скорости для j-1

более глубоких уровней zi = L Hi + Н/2. Совокупность nолученных 1

карт-срезов определяет искомую трехмерную среду с детальностью, зависящей от дробности принятого разбиения ее на горизонталь­ные пласты и от значений радиусов Ri осреднения данных для каж­дого пласта.

Проиллюстрируем некоторые особенности рассмотренного ал­горитма на nростой модели трехмерной слоисто-блоковой среды, имитирующей условия верхней части разреза кристаллической зем­ной коры в обнаженных районах. Модель содержит три горизонталь­ных пласта мощностью в 1 км, скорости в которых скачком меняются nри переходе через границы пластов и вертикальные ограничения блоков (рис. 3. 7) . Площадная система наблюдений, для которой были рассчитаны времена прихода nервых волн, состояла из равномерно расnоложенных зондирований с базами до 50 км, ориентированными в направлении осей х и у.

Нормальный годограф Т (l) был апnроксимирован четырех­эвеиной кусочко-nрямолинейной зависимостью, которой соответст­вует кусочио-постоянная функция V (z) с одинаковой вертикаль­ной nротяженностью ступенек (Hi = 1 км) . Аномалии времени 't

58

Рис. 3.7. Результаты опробования алгоритма с фиксированным на­чальным приближением на при-

мере слоисто-блоковой модели. / - СЛедЫ 8ер1111W!ЬНЫХ 011J8ННЧОННЙ бло­КОВ в исходной модели; 2 - заданные зна· чении ск.орости в слоях, r:.мfc; 3 - обпас· ти, в каторых nопучены истинные зна· чення CJtOpocnt: 4 - области переходных

значений.

взяты для баз 3, 1 0, 25 и 45 км, обесnечивающих nроникание сейсмических лучей до кровли всех слоев нормального разреза. Ве- 21е==А��������1 личины аномалий не nре-вышали ±0,40 с. Макси­мальные различия времен t (х, y)l•const разноориенти- J-F==_.x;:..:...;::'..L-'.:LJ.�� рованных зондирований с z,t<"' общим центром вблизи c::::::::J 1 j4,2 j2 1=77A J j:- : - : - :j4 контакта блоков возраста- L___j � ют от 0,08 с для /1 = 3 км до 0,75 с для /4 = 45 км. Локальное осреднение данных выполнено при r = 6 км. С учетом длины nробега волны по границам пластов радиусы осреднения свойств среды составили: R1 = 4 ,5; R2 = 9,5; R3 = 1 7 ; R4 = 20 км. Различия осредняемых величин sk�k достигали 0,08 с для nервого слоя и 0,55 с для четвертого.

Результаты восстановления трехмерного распределения скорости в виде четырех карт-срезов nоказавы на рис. 3.7. Найденные зна­чения скорости в точках, отстоящих друг от друга на 1 О км, округ­лены до 0,05 км/с. Для двух верхних срезов получено практически полное совпадение результатов с заданной моделью. На третьем и четвертом срезах вместо резкого вертикального контакта между блоками nолучена зона nромежуточных значений скорости с поnе­речными размерами в 1 0 и 20 км. Последнее обусловлено значитель­ными размерами элементарных объемов, в которых предполагается однородность среды nри осреднении данных.

Алгоритм с адаптирующимся начальным приближением. Как уже отмечалось, условием применения линеаризованной постановки является близость к реальности начального nриближения (нормаль­ного разреза и нормального годографа) , обеспечивающая малость аномалий "t и ;. Исnользование одномерных функций V (z) и Т (l) , как было nринято в рассмотренном выше алгоритме, может нарушить это условие, особенно при обработке данных на большой площади со значительными региональными изменениями скорости в горизон­тальном наnравлении. В этой ситуации нужен nереход к адаптивно меняющемуся по площади начальному nриближению, учитывающе­му такие изменения. Очевидный прием - разбиение nлощади иссле­дований на участки со своими одномерными нормальными разрезами и годографами - приводит к различным результатам на контактах

59

(или перекрытиях) соседних участков и к необходимости учета этих различий. Построим алгоритм с меняющимся по площади исследо­ваний начальным приближением.

Вместо нормального годографа Т (l) будем рассматривать нор­мальное поле времен Т (х, у, Z) , которое, в отличие от реально наблюдаемого поля t (x, у, /1 , 'ф) , не зависит от направления (азимута 'ф) прямой источник - приемник. Как и ранее, х, у - координаты средней точки этого интервала; !1 - набор фиксированных баз. Нор­мальное поле получим в результате осреднения времен для ряда разноориентированных зондирований с неизменной величиной базы, центры которых не выходят за пределы круга с некоторым радиусом г (х, у - в этом случае координаты центра круга) . Если имеется представительный набор таких зондирований с совпадающими цент­рами, то можно положить г = О. Тогда

. 1 n Т (х, у, ZJ) = - L t (х, у, /1 , 'Рт)· (3.26) 11 m=l

Окончательно нормальное поле представляется в виде семейства плавных поверхностей для набора закрепленных баз 11 • При этом в каждой точке поверхности наблюдений обратная величина вер­тикального градиента dl 1 dt поля не должна убывать с ростом базы. В связи с этим при проведении указанных поверхностей могут допускаться некоторые минимальные отклонения от рассчитанных значений Т (х, у, Z1> .

Нормальный разрез V <х, у, z) , соответствующий нормальному полю времен, может быть получен разными способами. Рассмотрим использованный ранее прием представления среды в виде слоистой модели, но без жестких условий о неизменности геометрии слоев и постоянстве пластовой скорости в них. Любое вертикальное сечение нормального поля времен будем рассматривать в виде кусачно-пря­молинейной зависимости Т (/) с изломами при выбранных дискретных значениях баз !1• Тогда поверхность времен при самой малой базе /1 будет отвечать прямой волне для кровли первого слоя; времена Т (х, у, /1) и Т (х, у, /2) принадлежат преломленной волне от кровли второго слоя; Т (х, у, /2) и Т (х, у, /3) - преломленной волне от кровли третьего слоя и т. д.

Параметры нормального разреза найдем способами, используе­мыми в методике дифференциальных сейсмических зондирований [73 ] , в предположении лакально-однородных слоев, ограниченных слабонаклонными преломляющими границами.

Нормальное распределение пластовой скорости в первом слое:

V1 (х, у) = 11/Т (х, у, 11). (3.27)

Распределение скорости для более глубоких слоев:

V1 (х, у) = (11 - /1_1)1 [Т (х, у, 11) - Т (х, у, /1_1) ); (3.28)

Мощности слоев определяются последовательно сверху вниз. Мощность первого слоя:

60

Н1 (х, у) = [Т (х, у, 11) - Z1/V2 (х, у) ] i\ (х, у)/2 cos Тц. (3.29)

Здесь �. 2 = arcsin [ V1 (х, y) I V2 (х, у) J; V1 (х, у) - среднее значение скорости d первом слое на всей длине окружности с радиусом /1 / 2 и с центром в точке (х, у) . Использование величины V нужно для приведения в соответствие расчетной скорости и времени Т1 (х, у, /1) , усредненного ранее по азимуту зондирований с общим центром. Если распределение vl (х, у) на участке с характерным размером /1 близко к линейному, то к указанной операции можно не прибегать, так как в этом случае V :::::: V.

Распределение значений мощности более глубоких слоев найдем с приближенным учетом влияния неоднородностей покрывающей среды. Для j-го слоя

j- 1 -Hj (х, у) = [Т (х, у, /i) - u vj+1 (х, у) - 2 L н", (х, у) х

m=l х V;;;1 (х, у) cos r",,j+ 1 ] vj (х, у)/2 cos lj,j + 1 ;

l,",i+l = arcsin [ V", (х, y)! Vi+ 1 (х, у) ] ,

(3 .30)

(3.3 1 )

Н", и V", - осредненные значения мощности и пластовой скорости в слоях покрьшающей толщи на участках пересечения сейсмическим лучом кровли соответствующего т-го слоя. Осреднение проводится вдоль окружности, имеющей центр в рассматриваемой точке (х, у) и радиус (р",) , зависящий от индекса т. Для слоя с номером j

j - 1 р", = f/2 - L Н", tg im,j • (3 .32)

m=l Полученное поле Т (х, у, li) , инвариантное относительно горизон­

тального азимута направления источник - приемник, и совокуп­ности значений Н1 (х, у) и Vi (х, у) полностью определяют трехмерное начальное приближение. Дальнейшие операции аналогичны тем, что были подробно рассмотрены для алгоритма с неизменным начальным приближениеМ'. Сохраняете? допущение, что лучевые поверхности являются вертикальными плоскостями. Искомое трехмерное распре­деление скорости v (х, у, z) определяется с использованием соотно­шений (3.23) - (3.25) . Отличие состоит в том, что значения Н, V и производные от них величины не фиксированы для каждого слоя , а являются функциями горизонтальных координат.

Изложенный подход к интерпретации данных о временах первых волн, полученных при площадных наблюдениях , был опробован на участках закрытых осадочным чехлом (Западно-Сибирская плита) и обнаженных (Байкальская рифтовая зона) районов. Полученные результаты свидетельствуют о перспективности практического при­менения такого подхода. Существенными вопросами, требующими дальнейшей разработки , являются разделение в исходном поле вре­мен областей регистрации рефрагированных и головных волн и создание способов их совместной интерпретации. Отметим также, что вместо использованной в качестве начального приближения слоистой модели среды можно построить аналогичные процедуры и для моде­лей с непрерывным изменением скорости, как это сделано для двухмерного случая.

61

3.3. ОТРАЖЕННЫЕ ВОЛНЫ, ДВУХМЕРНЫЙ СЛУЧАЙ

При наличии в геологическом разрезе выдержанной пологозале­гающей границы, отраженная волна от которой надежно зареги­стрирована на многократной системе профильных наблюдений в широком диапазоне удалений от источника, становится реальной задача отыскания двухмерного распределения скорости в среде, по­крывающей такую границу. Ниже, на основе результатов работы [44 ], рассматриваются возможности решения этой задачи по двух­мерному полю i (х, [) с применением линеаризации. Для отраженных волн этот вопрос остается малоисследованным, хотя работы в данном направле�:�ии ведутся [ 1 1 7, 1 25 ].

Особенности начального приближения. Как и в предыдущих случаях, в качестве основы примимаются линеаризованные соотно­шения (3. 1 ) - (3.3) . Рассмотрим особенности использования этих соотношений для поля времен отраженной волны. Прежде всего необходимо расширить по сравнению со случаем рефрагированных и проходящих волн понятие начального приближения. Оно должно включать в себя задание не только скорости V в покрывающей среде, но и распределения глубин h (х) отражающей границы, мало отлича­ющегося от реального ее рельефа. Такое начальное приближение позволяет определять траектории лучей отраженной волны для за­данной на профиле х системы источников и приемников.

Запишем выражение для нормального поля времен Т (х, l) от­раженной волны (х - абсцисса середины интервала источник -приемник; l - протяженность этого интервала, база зондирования) . Для V = const и горизонтально-ступенчатой либо слабонаклонной границы

(3.33)

На плоскости х, Т2 линии l = const, совокупность которых образует поле времен, при сделанных допущениях подобны по форме и являются зеркальным о:гображением рельефа границы [73 ]. В случае переменной по глубине скорости в качестве V в формуле (3.33) следует рассматривать эффективную скорость и при необходимости учитывать ее зависимость от l.

Аномалии времен 't , обусловленные неоднородностью покрываю­щей среды, проявляются в поле времен существенно иначе, чем неровности рельефа отражающей границы. Величина и расположение этих аномалий неодинаковы на разных изолиниях поля. Каждая элементарная неоднородность на Зондированиях с фиксированной базой проявляется дважды: при ее пересечении падающим и отра­женным лучами. Соответствующие возмущения времени смещены от эпицентра неоднородности на . расстояния d1 = -l ( 1 - Н 1 h1)/2 и d2 = l ( 1 - Hlh2)12 (рис. 3.8) . Эти смещения имеют максимальную величину (±l/2), когда неоднородность располагается непосредствен­но у поверхности наблюдений, и стремятся к нулю при приближении неоднородности к отражающей границе.

В дальнейшем будем исnользовать следующую параметризацию модели (рис. 3. 9) . Покрывающая среда разбита на ряд горизонталь-

62

SIJI r::i�т��GJ����,",_, ж

� � _, , , 11- - -

1 ,- - -!=1 �,н...;;.;� 1 1 1 1 1 1 1 1

н---i� -,лH-- -rtt-1 нJflLШ_j_'j_J_lLJ _ _ _ � 1 1 1 \ 1 1 11 1 1

1 1 1 \ 1 1 / 1 1 1 1 -�'1 1_ ,,_1 1 1

"_, 1 п-1 2 _ _ n-fi ./ _ _ ',t-lm-l n-1 m n l 11 2 - n i. " ",_, " т пr;;/ - __ ...__ ...... __

Рис. 3.8. Пример прояWiения рельефа отражающей границы и неоднород­ности покрывающей среды в поле

Рис. 3.9. Параметризация среды, покрываю­щей отражающую границу.

времен. ных слоев мощностью Hi (мощность А - nоле t (х. /); Б - сейсмический разрез: НИЖНеГО СЛОЯ МОЖеТ бЫТЬ перемеН­неоднородносrь со скоросrью v включена в од·

нородную среду со скоростью v. ной за счет рельефа отражающей границы) и серию вертикальных бло­

ков. В результате образуется система прямоугольных ячеек, в каж­дой из которых нужно найти значение скорости. Аномалия скорос­ти в каждой ячейке примимается постоянной. Введем следующие обозначения:

J = 1 , 2, . . . , N - индекс зондирования (элементарной систе- · мы источник - приемник) и соответствующего ему. луча отражен­ной волны;

,у> - аномальное время для этого луча; i = 1 , 2, . . . , т - индекс блока; j = 1 , 2 , ... , n - индекс слоя; ji - индекс ячейки на пересечении блока l и слоя j; �ii• Vii, V;; - соответственно аномалия величины обратной ско-

рости, нормальная и истинная скорости в ячейке jl; sffJ - длина J -го луча в этой ячейке; sJJ) - суммарная длина того же луча в j-м слое; o.YJ - угол между лучом и вертикалью в слое j.

Траектории рассматриваемых лучей определяются только распреде­лением нормальной скорости V и не зависят от аномальной состав­ляющей скорости.

В рамках этой параметризации запишем выражение для аномаль­ного времени отраженной волны:

n т т т •(J) = .L .L sfP�ji = .L s�)�н + .L s�>�2i + . . . +

i=l т т т

+ L sff)�ii + . . . + L s�\;�п-l, i + L s�)�ni· i=l i=l i=l

(3.34)

63

Суммирование ведется только по тем ячейкам, которые пересекаются данным лучом, в остальных элементы sii равны нулю.

Будем считать, что число имеющихся уравнений (3.34) равно или превышает число неизвестных значений ;i; во введенной модели, т. е. N ;;.. mn. Решение задачи отыскания распределения скорости в среде над отражающей границей состоит в решении системы линейных уравнений (3.34) и переходе к полному значению скорости

f1; = Vj/( 1 + vji;j;). <3.35)

Условия существования решения. Формально вопрос об интере­сующих нас необходимых и достаточных условиях решения задачи сводится к известному в линейной алгебре исследованию свойСтв системы уравнений (3.34) . Вероятность того, что все аномалии 1: равны нулю, на практике чрезвычайно мала. Поэтому будем считать систему (3.34) неоднородной. Такая система, как известно, имеет одно решение, если ее определитель D не равен нулю. Из физического смысла задачи следует, что существование ее решения зависит от двух факторов: параметризации среды и системы наблюдений. Рас­смотрим влияние этих факторов вначале для модели с горизонтальной отражающей границей.

Параметризация среды сводится к выбору нормального разреза и заданию системы ячеек, в которых ищутся аномалии скорости. ЗапИшем определитель системы (3.34) , оставив для краткости только общий член для каждого слоя:

D =

. . . sU> . . . s�> . . • si�1> . . . s�>

. . . si�> . . . s�> . . . si�2> . . . s�7>

(/) (/) (/) (/) . . . sн . . . s2i • • • Si; • • • Sт

(N) (N) (N) (N) • • • Sн • • • S2i • • • Sji • • • Sп; (3.36)

Выполним следующее преобразование определителя, не меняю­щее его величины. В каждой строке просуммируем все элементы, относящиеся к одному и тому же слою. Для j-го слоя в J -й строке будем иметь: т

L s�> = sy> = 2Н/ cos ау>. (3.37)

Полученную для каждого слоя сумму отнесем к ячейкам, вхо­дящим в один блок. С учетом этого определитель перепишется так:

. . . s)1> • • . S�1> • • • sjl> . . . s�1>

. . . S)2> • • • s�2> . . . sy> . . . s�2>

D = (3.38)

• • • sr) · · · sr) . . , S}N) , . , S;;')

В этой заnиси для краткости во всех строках оnущены остальные т - 1 элементов вида sK> по каждому слою.

Пусть V = const - nокрывающая среда в нормальном nрибли­жении однородна. В этом случае nадающий и отраженный лучи -nрямые линии с одинаковыми для данного зондирования углами а во всех слоях. Соответствующие элементы всех выnисанных столбцов оnределителя (3.38) , как это видно из соотношения (3.37) , равны nри одинаковой мощности слоев или nроnорциональны, если эти мощ­ности различны. Коэффициент nроnорциональности оnределяется толькu значениями мощностей слоев и nостоянен для всех лучей:

s<J> 1 s<n = н 1 н <3.39> р q р q• где р и q - индексы любых двух слоев.

Из равенства или nроnорциональности элементов столбцов оnре­делителя следует, что он равен нулю и неоднородная система урав­нений (3.34) не имеет решения nри любой совокуnности исходных наблюдений. Очевидным исключением является случай , когда nо­крывающая среда содержит только один слой с nроизвольным количе­ством ячеек. В этом случае возможно единственное решение.

Оnределитель (3.38) nри n > 1 имеет n столбцов с nроnор­циональными элементами. Чтобы система (3.34) имела решение, необходимо число таких столбцов уменьшить до одного. Обесnечить это можно заданием значений � в одной из ячеек в каждом из n - 1 слоев. Наnример, зададим значения � в nервой (i = 1 ) ячейке во всех слоях, кроме нижнего (j = 1 , 2, . . . , n - 1 ) . Число неизвестных в такой модели уменьшится на n - 1 nараметров, а необходимое число уравнений сократится до Р = N - (n - 1 ) . В выражении (3.34) для -r nеренесем комnоненты аномалии времен, соответствующие задан­ным ячейкам, в левую часть уравнения. В результате nолучим новую систему исходных уравнений:

п - 1

-:t<J> = ,<JJ - L sfiJ�jl • j=l

(3.40)

где J = 1 , 2, ... , Р, а значения -r оnределяются соотношением (3.34) . Оnределитель D новой системы заnишем в виде, аналогичном

(3.38 ) :

D = (3.4 1 )

Величины sy>, стоящие во всех столбцах, кроме крайнего nравого, имеют смысл суммарной длины J-го луча в j-м слое с вычетом nробега в заданной ячейке i1

(3.42)

3 Заказ N" 480 65

В данном случае элементы столбцов определителя (3.4 1 ) в от­личие от определителя (3.38) не равны и не пропорциональны. Это дает возможность при н.с:длежащем выборе совокупности исходных данных получить искомое единственное решение системы (3.40) . Однако предлагаемое введение априорной информации обеспечивает лишь необходимое, но не достаточное условие такого решения, поскольку последнее определяется еще реализованной системой сейс­мических наблюдений.

Перейдем к случаю V = V (h) , когда скорость в нормальном разрезе меняется с глубиной. Для горизонтально-слоистой покрыва­ющей среды с постоянной скоростью Vi в каждом слое сейсмический луч является кусочио-линейной кривой с изломами на границах слоев. Для J-го луча отраженной волны углы а (см. рис. 3.9) в разных слоях связаны известным соотношением

sin a�J / V1 = sin a�J I V2 = . . . = sin aYJ / Vi = . . . = sin a�J / Vn. (3.43)

Входящие в определитель (3.38) значения суммарной длины луча syJ в произвольных слоях р и q связаны зависимостью

SC'J 1 SC'J = Н cos a<'J !(Н cos aC'J) (3.44) р q р q q р • Это отношение при VP � Vq неодинаково для разных лучей. Следо­вательно, нет пропорциональности элементов столбцов определителя и система (3.34) может иметь единственное решение без введения априорной ичформации.

Если любые два или большее число слоев в нормальном разрезе имеют одинаковые скорости, то выполняется соотношение (3.39) , при котором решение отсутствует для любой системы исходных данных. В этой ситуации необходимое условие существования решения обес­печивается заданием значений � в некоторых ячейках точно так же, как и в рассмотренном случае V = const.

Полученные заключения справедливы не только для кусочно-по­стоянной, но и для произвольной функции V (h) . В последнем случае вместо постоянных значений Vi следует рассматривать эту функцию в пределах каждого слоя. В разных слоях она может быть различной либо совпадающей.

Таким образом, введение априорной информации, переход от постоянного значения V к зависящему от глубины распределению нормальной скорости создают возможности получения единственного решения. Существуют и другие условия расширения этой возмож­ности. К их числу относятся негоризонтальность отражающей гра­ницы, задание двухмерного распределения V, неравномерность сети ячеек. Однако на практике при оценке условий получения единствен­ного решения целесообразно ориентироваться на выводы, найденные выше для однородного нормального разреза покрывающей среды с горизонтальной отражающей границей. При иной параметризации, особенно в случае слабоградиентных пологослоистых реальных сред, как показывает анализ ряда теоретических примеров, получаемое отклонение от пропорциональности столбцов определителя решаемой системы уравнений обычно невелико. Поэтому, хотя определитель

66

отличается от нуля и решение формально существует, система урав­нений оказывается слабо обусловленной, не обеспечивающей ус­тойчивых результатов. Следовательно, дополнительные по срав­нению с моделью V = coпst возможности получения решения оказы­ваются незначительными.

Требования к системе наблюдений рассмотрим, по указанным выше причинам, для случая V = coпst и горизонтальной отражающей границы при параметризации среды, гарантирующей необходимые условия существования решения. Задача состоит в нахождении систе­мы наблюдений, обеспечивающей достаточное условие единственного · решения для конкретного вида такой модели. Очевидно, что в число искомых совокупностей наблюдений можно включать только такие, при которых каждая ячейка модели пересекается хотя бы одним сейсмическим лучом. Требуемое достаточное условие будет обеспе­чено, если в используемой совокупности нет наблюдений, обраща­ющих в нуль определитель системы (3.34) . Процедуру нахождения такой системы покажем на простых примерах, характерных для практики глубинного сейсмического зондирования.

Первый· пример имитирует условия выявления горизонтальных изменений средней скорости до отражающей границы в вертикально­блоковой покрывающей среде, когда отраженная волна зарегистри­рована на удаленлях от источника, превосходящих горизонтальные размеры блоков. Модель содержит три блока шириной а, базы зондирований заключены в диапазоне а < l < 2а (рис. 3. 1 0 , А) . Вид параметризации (один слой, n = 1 , т = 3) обеспечивает необходи­мое условие единственного решения при числе зондирований N = 3. Совместив начало оси х с левым краем среднего блока, запишем уравнения, связывающие аномальное время с параметрами среды: . { (l/2 - х) �11 + (l/2 + хН12 при -l/2 < х � а - l/2; 't SlП O. = (l/2 - х) �11 + а�12 + (l/2 - а + х) �13 при а - l/2 < х < l/2.

(3.45)

Первое уравнение соответствует наблюдениям, занимающим на обоб­щенной плоскости (см. рис. 3 . 10 , А) область 1 , второе отвечает

А

t 1 -а

13 х

h h

Б

1/' ,;z_<:'" / 1 -l-a '-/ ._; o l/ " " ' С1

" 12

21 22

х

Рис. 3. 10. Системы сейсмических наблюдений на обобщенной плоскости х, l для однослойной (А) и двухслойной (Б) параметризации покрывающей среды. Рас­сматриваемым наблюдениям соответствует область внутри параллелограмма, очерчен-

ного утолщенной линией.

67

области 1 1 . Если все три наблюдения принадлежат области 1 , то не будет получено решение для ячейки 13 , которая в этом случае не пересекается сейсмическими лучами. Составим систему уравнений для трех наблюдений (х1, /1 при J = 1 , 2, 3) в области II :

•(JJ = [(ZJ/2 - х1) �1 1 + а�12 + (LJ/2 - а + х1) �1з ]/sin o.(J). (3.46)

Определитель этой системы 3 D = [ (х2 - х1) (/з - /1) � (хз - х1) (/2 - /1) ] 1 П sin o.(JJ

1= 1 отличен от нуля при условии

(хз - х1)/ (lз - /1) :;t (х2 - х1)/ (/2 - /1). (3.47)

Это означает, что в области I I на обобщенной плоскости точки, соответстnующие трем наблюдениям, не должны лежать на одной прямой. В частности, они не должны принадлежать одному годографу любого типа <О ЦТ, ОТВ, ОПВ) .

Точно так же составим определитель для наблюдений, два из которых (х1, /1 и х2, /2) находятся в области 1 и одно (х3, /3) - в области II. После преобразований получим: 3

D = (/312 - а + х3) (l1x2 - /2х1) 1 П siп o.(JJ. (3.48) 1= 1

Поскольку в области I I в соответствии с условием (3.45) х3 > > а - /3/2, то определитель не равен нулю только при

(3.49)

т. е. в области I взятые точки не должны располагаться на одной прямой, выходящей из начала координат обобщенной плоскости наблюдений. Наконец, для одного наблюдения (х1, /1) в области 1 и двух - в области 11 получим:

D = [(хз/ lз - х1/ /1) (а! /2 - 1 /2 - х1/ /1) -3 - (х21 l2 - х11 l1) (а/ /3 - 1 12 - х11 /1) ] П (/1/sin a(JJ) . (3.50)

J=l Требование к системе наблюдений в этом случае сводится к отличию от нуля выражения в квадратных скобках. Оно, в частности, выпол­няется, если на обобщенной плоскости выбранные точки не лежат на одной прямой, проходящей через начало координат.

Таким образом, найдены исчерпывающие для данного примера требования к системе наблюдений, достаточные для единственного решения задачи. Исследованную систему, которой на обобщенной плоскости наблюдений отвечает область, ограниченная параддело­граммом (на рис. 3 . 1 0 , А он показан сплошными линиями) , можно рассматривать как элементарную. Из совокупности таких примыка­ющих друг к другу элементов можно составить системы для изучения профиля произвольной протяженности с большим числом блоков.

Во втором примере рассмотрим двухслойную модель покрываю­щей среды с четырьмя ячейками (см. рис. 3. 10 , Б) . Система наб-

68

людений включает зондирования с базами, превышающими ми­нимальные горизонтальные размеры ячеек, но не большими их удвоенной величины. Лучи каждого зондирования перссекают не менее трех ячеек.

Выражения для аномального времени для областей 1, 11 и 1 1 1 , показанных на рис. 3 . 10 , Б, имеют вид:

. z;н14 + �12/4 + (/14 - х) ;21 + j -х; 11 + (/12 + х) ;12 + �21l2 nри /12 - а < х Е; /14;

't SlП a = + (l/4 + х) ;22 при -/14 .. < х < /14; (/12 - х) ;11 + х;12 + �2212 при /14 Е; х < Ь - а - /12.

(3.51 )

Необходимое условие существования решения выполним путем задания значения ;11• По формуле (3.40) найдем выражения для 1, введя обозначение у = xl l:

_ . ! ( 1 12 + у) ;12 + �2112 при 1 12 - all < у Е; - 1 /4; 't Stn а -· -1- = ;12;4 + ( 1 14 - у) ;21 + ( 1 14 + у) ;22 при - 1 /4 < у < 1 /4;

У;12 + ;22/2 при 1 14 Е; у < (Ь - a)ll - 1 12. (3.52)

Составим системы из трех уравнений 1 и найдем их определители при всех возможных вариантах расположения трех наблюдений в областях 1 , 1 1 , 1 1 1 . Опуская математические выкладки, приведем конечные результаты.

Единственного решения системы не существует (ее определитель равен нулю) , если все наблюдения сконцентрированы в одной из этих областей.

Пусть одно наблюдение у1 находится в любой и1 областей , а наблюдения у2 и Уз - в одной из двух друmх. Тогда для несоприка­сающихся областей 1 и III

где D = L (Уз - У2)/ 4, (3.53)

3

L = П (l1/sin a<J)) ;е О. 1=1

В случае примыкающих друг к другу областей 1 и II или II и III D = L (Yl ± 1 14) (Уз - У2)12. (3.54)

Знак ( + ) соответствует случаю 1 и II, ( - ) - случаю I I и III. Если наблюдения у1, у2 и Уз принадлежат соответственно областям 1, 11 и III , то определитель имеет более сложный вид:

D = L [(У1 - Уз) ( 1 14 - У2) - (У2 - Уз)/2 ]12. (3 .55)

Для рассмотренных смешанных систем наблюдений запреты, выполнение которых достаточно для существования решения, сводят­ся к следующему. При наблцщениях в трех областях не должно обращаться в. нуль выражение в квадратных скобках формулы (3.55) .

69

Оно, в частности, равно нулю при у1 = у2 = у3, т. е. когда все три точки на обобщенной плоскости наблюдений лежат на одной прямой, проходящей через начало координат. Последнее станет очевидным, если учесть, что у есть угловой коэффициент такой прямой, праве­денной в соответствующую точку наблюдения. При использовании наблюдений из двух примыкающих областей запретным является расположение на прямой, исходящей из начала координат, двух точек в одной области, а точка из другой области не должна лежать на ее границе. Если наблюдения берутся из двух разобщенных областей, то достаточно выполнить первое условие.

Вопросы реализации решения. Рассмотрим процедуры опре­деления нормального поля времен, соответствующего ему релье­фа отражающей границы и нахождения аномалий скорости по из­быточной системе исходных данных с оценкой погрешности резуль­татов. Будем �читать нормальную составляющую скорости V в покрывающей среде постоянной либо зависящей только от глуби­ны. Эта скорость может быть выбрана по априорным данным или nутем осреднения по всему профилю значений эффективной скорости,· найденных обычными способами по наблюденному по­лю времен.

Разделение наблюденного поля на его нормальную и аномальную составляющие, связанные между собой уравнением (3.2) , может быть выполнено с некоторым приближением на основе обсужденного выше проявления этих составляющих в поле времен. Если в одних и тех же точках профиля просуммировать с соответствующими времен­ными сдвигами времена на ряде изолиний наблюденного поля, то произойдет усиление синфазных эффектов от неровностей границы и подавление аномалий т , имеющих н'еодинаковые смещения на разных изолиниях (см. рис. 3.8) . Такое подавление аномальной составляющей будет эффективным для неоднородностей , удаленных от границы. Влияние неоднородностей вблизи границы может ока­заться практически неотличимым от проявления ее р�льефа.

Основываясь на этих соображениях, найдем изолинию нормаль­ного поля Tk = Т (х, /k) для базы lk по заданному наблюденному полю f; = t (х, /,) . Пересчитаем одну из наблюденных линий /; = coпst к базе lk. Для произвольной точки профиля х получим пересчитанное время [73 ]

(3.56)

Учитывая, что (// - lk2)1V2 = Т;2 - Tj, f; = Т; + "t;, и пренебрегая вторыми и более высокими степенями малой величины т.;!Тk, найдем после преобразований:

(3 .57>

Имея в точке х совокупность из n пересчитанных времен, выполним их осреднсние:

(3.58)

70

Вследствие несинфазного суммирования второй член в правой части выражения (3.58) будет мал. Пренебрегая им, получим простое соотношение

1 Тк (х) :::::: - 2: tk; (х). ll . 1

(3.59>

Эту оценку нормального времени можно улучшить, избавившись от неравновесного сложения аномалий 1: , происходящего при рассмот­ренных операциях. Переходя к равновесному суммированию этих аномалий , приближенно определяемых из соотношения (3.57) , по­лучим окончательное выражение для расчета нормального поля:

- 1 n Tk :::::: Tk - - L ( 1 - tklt;) (tk; - Tk) , (3.60)

11 i • l

где tk; и Tk определяются формулами (3.57) и (3.59) . Заметим, что при пересчете поля по формуле (3.57) в случае

значительного вертикального градиента скорости и большого разли­чия используемых баз может потребоваться учет зависимости V ([) .

По найденному таким образом нормальному полю строится отра­жающая граница и определяются аномалии времен. Для этих же целей можно воспользоваться упрощенным приемом: найти глубины до отражающей границы по избыточной совокупности наблюденных времен со скоростью V, а затем осреднить полученные значения для одних и тех же или близких точек профиля при существенно различающихся базах. При таком построении нормального разреза получаются практически такие же результаты, как и при неравно­веснам суммировании аномалий времени.

Опробование изложенного способа определения нормального вре-• мени на модельных примерах показала, что он дает удовлетвори-тельные результаты, если базы используемых зондирований пре­вышают размеры неоднородностей, а число изолиний поля времен достаточно велико - не менее четырех-пяти. Рассмотрим один из таких примеров, имитирующий условия изучения континенталь­ной земной коры по данным близкритических и закритических отраженных волн от границы кора - мантия. На рис. 3. 1 1 пока­зана заданная блоковая модель среды и соответствующее ей поле времен t <х, l;) , на котором проявляется суммарное влияние релье­фа отражающей границы и уменьшения скорости на 0,3 км / с в центральном блоке. Использованы четыре изолинии поля времен с базами от 80 до 200 км. Пересчет «наблюденных>> времен сделан к базе lk = 80 км. Полученное распределение нормального вре­мени отличается от истинных его значений не более чем на 0, 1 3 с при среднем отклонении ±0,05 с. С такой же погрешностью най­дено распределение 't (х) - среднее отклонение составляет 1 2 % от полной величины аномалии. Конечные результаты интерпрета­ции близки к заданной модели: средние отклонения в значени­ях скорости равны ±0,05 км /с, в глубине залегания отражающей границы - ±0,2 км.

7 1

t ,c 1 Д2

А Z=200кw

.?l,б � �-----,..._ __ _, 160

22, 3 ��\._ __ ...J :� /� , 80 17,5 �__/\..._ __ _, 1

�;ф о fТ,2 � 0,0� i -�02�

- 40

0 2

Б

в о

ы. 6, 26

б,5 3 6,45

l =ВОкм о

. 40 .r,км

bl... 6, 45

о

Рис. 3. 11 . Модельный пример ин­терпретации поля времен отра-

женной волны. А - •наблюденное• поле времен; Б - нор· мальная и аномальная сосrавляющие поля времен ДJIJ1 lk • 80 хм; В - сейсмический

разрез. 1 - заданные, 2 - рассчитанные значения; 3 - ск.оросrи в nокрывающей среде: в чис­лителе заданные, в знаменателе получен-

ные значения, км/ с.

Рассмотрим особенно­сти отыскания аномалий скорости по существенно избыточной совокупности исходных данных, т. е. при N > mn (см. выражение (3.34) ) . Параметризация среды и система сейсмиче­ских наблюдений выбира­ются такими, чтобы выпол­нялись сформулированные выше условия единствен­ности решения. При пере­определенной совокупно­сти исходных данных ячей­ки среды пересекаются не­сколькими нормальными лучами. Решая в этих ус­ловиях систему уравнений

(3.34) методом .наименьших квадратов, получим некоторые осреднен­ные аномалии �Ji для каждой ячейки. Это позволяет повысить надеж­ность результатов и оценить их точность.

Перепишем систему (3.34) и более компактном виде:

r; = 't. (3.6 1 )

Здесь F - матрица коэффициентов системы уравнений (3.34) ; � -вектор искомых аномалий �1;; 't - вектор аномалий времени ,<JJ.

Решение переопределенной системы (3.6 1 ) по методу наимень­ших квадратов выглядит так [ 1 09 ]:

� = (ГF)-1Г't, <3.62)

где Fт - ?1атрица, транспонированная по отношению к матрице F. Вычислив � для всех ячеек, легко найти распределение скорости q; из уравнения (3.35) . .

Оценим точность определения элементов вектора � . Если пред­положить, что погрешности элементов вектора 't нqсят случайный характер, то точность оценки элементов вектора � определяется матрицей [ 1 09 ]

(3.63)

72

где о� - дисперсия погрешностей элемен'!()в вектора 't. На главной диагонали матрицы ковариаций вектора � расположены дисперсии его элементов для каждой ячейки о€. Переход к соответствующим среднеквадратическим погрешностям скорости lj; осуществляется по формуле

(3.64)

Входящая в соотношение (3.63) величина о, может быть оценена по расхоЖдению исходных и соответствующих полученной модели зна­чений 't [ 1 09 ]:

(3.65)

Из проведеиного анализа следует, что использование данных избыточных систем профильных сейсмических наблюдений отражен­ной волны от выдержанной границы позволяет изучать двухмерное распределение скорости в покрывающей среде при выполнении сфор­мулированных выше требований к системе наблюдений и пара­метризацни среды.

"" 3.4. ТЕЛЕСЕЙСМИЧЕСКОЕ ПРОСВЕЧИВАННЕ ПРОХОДЯШИМИ ВОЛНАМИ

НиЖе рассматриваются волны от удаленных источников с целью отыскания аномалий скорости в области среды под приемными станциями [37 ]. Источниками колебаний могут быть землетрясе­ния либо крупные взрывы, восходящие сейсмические волны от которых зарегистрированы на профильной или площадной сети наблюдений.

Будем использовать не аномальные времена 1:, как это делалось в предыдущих способах, а разности �. этих времен для близких лучей от одного и того же источника. Введем дополнительные (по отно­шению К ·исходным уравнениям (3. 1 ) - (3.3) ) ограничения на вид аномальной ·составляющей � поля скоростей. Исходя из требуемой детальности изучения среды и имеющихся исходных данных, за­дадимся пекоторой величИной расстояния d. Будем считать, что в изучаемой среде в пределах локального объема, любой из линейных размеров которого не превышает по протяженности величины d, функция � изменяется пренебрежимо мало. Имея . в виду это усло­вие, рассмотрим узкий пространственный пучок сейсмических лу­чей, исходящих из одного источника О. Траектории лучей соот­ветствуют нормальному распределению скорости. Поверхность, для которой s = coпst (изодистанта) , есть геометрическое место точек с одинаковыми длинами путей распространения волны из источ­ника. На рис. 3. 12 показан частный (профильный) случай рас­сматриваемой ситуации, когда все приемники, источник, а следова­тельно, и траектории лучей расположены в одной плоскости большо­го круга Земли.

При соблюдении введенного ограничения на вид функции � и соотношения (3.3) изодиетанты будут совпадать с изохронами

4 Заказ N'l 480 73

Рис. 3. 12. К обоснованию спо­

соба телесейсмического просве­

чивания (sd -изодистанта) .

•d = const, если максимальное расстояние между точками лучей, лежащими на изоднетаите sd, не превышает величины d. Дей­ствительно, в этом случае для всех лучей рассматриваемоrо пучка по формуле (3.3) будут получены тождественные значения •d• так как подынтегральные функции и пределы интегрирования окажутся оди­наковыми. Аномальное время 1:; для произвольноrо l-ro луча, входя­щеrо в пучок, можно представить в виде

s;

1:; = •d + f � ds, (3.66)

где •d - время на изохроне, совпадающей с изодистантой sd; S; -полная длина i-ro луча.

Вычтем из времени 1:; время по фиксированному для данноrо пучка k-му лучу:

s; Sk �1:; = 1:; - •k = f � ds - f � ds. (3.67)

Проделав такую же операцию для всех лучей рассматриваемоrо пучка, а также для ряда других аналогичных совокупностей ис­точников и приемников, получим систему интегральных уравнений вида (3.67) , в которые входит искомая функция � в области между приемными станциями и соответствующими линиями sd = const. На рис. 3 . 1 2 эта область заштрихована.

Для отыскания функции � нужно задать ее вид так, чтобы число неизвестных параметров, подлежащих определению, не превышало количества уравнений системы. Удобной является сеточная (блочная) параметризация функции �- Область ее определения делится на ряд ячеек (см. рис. 3. 1 2) . В пределах каждой ячейки эта функция считается постоянной, равной ��� (n - номер ячейки) . В этом случае система для определения совокупности значений ��� будет состоять из уравнений вида

�1:; = L (s: - sZп) �по (3.68) 11

где s: и sZ,. - длины отрезков i-ro и k-ro лучей в пределах п-й ячейки. Суммирование ведется по всем ячейкам, через которые проходят эти лучи. Размеры ячеек (длины их сторон) выбираются близкими к величине d, чтобы не вступать в противоречия с введенным ранее

74

условием о степени изменчивости функции �. Число ячеек, оче­видно, не должно превышать количества уравнений (3.68) , опреде­ляемого используемой совокупностью источников и приемников.

Поскольку в изложенной процедуре используются разности ано­малий времен, то исключается влияние ошибок в определении мо­мента землетрясения (взрыва) . Почти полностью устраняются пог­решности из-за неточного знания пространственного положения ис­точника колебаний.

Способ был опробован на двух теоретических примерах, при­ближенно отражающих условия изучения верхней мантии в тек­тонически активных континентальных районах при расположении источников и приеминков в одной вертикальной плоскости. Началь­ные распределения скорости V (z) , по которым расечитывались нор­мальные годографы Т ([) , в этих примерах взяты в виде {8 ,2 при О � z < 100 , V1 = 8 ,0 ( 1 + 0,00 1 z) при z ;;. 100 ; 18 ,2 при О � z < 100 ,

v2 = 8 , 0 при 1 00 � z < 200, 8 ,0 ( 1 + 0,00 1 z) при z ;;. 200

(V - в км 1 с, z - в км) . Аномальная составляющая поля скоростей, имитирующая подъем астеносферы до подошвы земной коры, задана в виде 1 О О-километрового блока в верхнем слое, как показано на рис. 3. 1 3. ПриемнИки колебаний размещены в районе аномального блока на поверхности верхнего слоя, источники - на его подошве для первой модели и на кровле третьего слоя для второй модели. Контуры ячеек, в которых отыскивались аномалии скорости, совпа­дали с границами слоев, аномального блока и с изодиетантами в нижнем слое. Двухслойная модель содержала четыре, а трехслой­ная - шесть ячеек.

Для первой модели использованы данные по шести лучам из двух источников на удалениях 1 000 и 2000 км от аномального блока. Вторая модель просвечивалась двенадцатью лучами из шести не-

А Б о 100 200 зоо 400 500 !500 2500к.м О 100 200 JOO 400 к .м 0

�,------L---,f �

v, = 8, 2 lvz·�O v1 = 8, 2 700+---�г-����������� 1'

v._ � в,о v5 = 8.o 200

V, "'8,0(1+ O,OOfz) JOO

400 Z,к.м

Z,к.м

Рис. 3. 13. Модели для опробования телесейсмического способа. А - двухслойная модель и схема сейсмических лучей; Б - трехслойная модель.

1 - приемники, 2 - источники колебаний; 3 - сейсмические лучи; 4 - изодистанты.

75

точников, равномерно расположенных в диапазоне расстояний 500-3000 км. Значения аномальных времен достигали 0,2-0,4 с. Были составлены две системы из четырех и шести разностных уравнений (3.68) в соответствии с числом ячеек в каждой модели. Их решение дало практически полное восстановление значений скорости во всех ячейках. Отклонения, не превышающие сотых долей километра в секунду, находятся в пределах точности расчетов.

Помехоустойчивость способа исследовалась путем введения в раз­ности �- случайных ошибок. При ошибке в 10 % от среднего зна­чения этих разностей погрешность определения аномалий получилась около 0 , 1 км /с, т. е. порядка 50 % их полной величины. Значитель­ные искажения результатов, превышающие величину заданной ано­малии скорости, обнаружены при уменьшении числа источников (количество сейсмических лучей сохранялось неизменным) .

Проведеиное опробование показала, что способ может обеспечить достаточную точность результатов. Необходимым является выпол­нение требования относительно малой величины аномалий скорости и их медленной изменчивости. Немалое значение имеет выбор сово­купности источников и приемников. Не следует включать в расчеты разности времен по очень близким сейсмическим лучам. Для повы­шения помехоустойчивости результатов целесообразно иметь боль­шие массивы надежных исходных данных с составлением избыточной системы уравнений, решение которой методом наименьших квадра­тов или другими способами статистической обработки позволяет получить наиболее вероятные значения аномалий скорости и оценить их надежность.

Глава 4

ИНТЕРПРЕТАЦИЯ СЕЙСМИЧЕСКИХ ЗАПИСЕЙ

ПРИ МНОГОКРАТНЫХ СИСТЕМАХ НАБЛЮДЕНИЙ

головных волн

Переход к автоматизированной обработке и интерпретации циф­ровых записей колебаний на ЭВМ привел к весьма существенному прогрессу в развитии сейсмических исследований методом отражен­ных волн. Глубинное сейсмическое зондирование, в котором большая, а нередко и доминирующая роль принадлежит преломленным волнам, существенно отстает по степени автоматизации . Имеющиеся разра­ботки [49, 59, 65, 75, 94, 1 2 1 ] позволяют автоматизировать отдельные этапы обработки записей преломленных волн либо, охватывая весь процесс, не полностью используют в своей основе динамические и кинематические свойства волн этого типа и потому являются част­ными решениями, пригодными для ограниченных сейсмогеологи­ческих условий. Ниже, основываясь на результатах работ [42, 89 ] , рассматриваются свойства совокупности записей преломленных волн для профильных систем наблюдений с многократными перекрытиями.

76

Затем, базируясь на этих свойствах, обосновывается новый подход к автоматизированной обработке данных с целью селекции головных , волн и получения динамических временных разрезов в условиях достаточно сложных двухмерных сред при наличии как случайных помех, так и регулярных мешающих волн. Рассмотрение ведется в рамках лучевой схемы головных волн, скользящих по соответству­ющим преломляющим границам.

4. 1 .СВОЙСТВА ПОЛЯ КОЛЕБАНИЙ ДЛЯ ГОЛОВНЫХ ВОЛН

Будем пользоваться предложенной Г. А. Гамбурцевым обобщен­ной плоскостью наблюдений х, l (рис. 4. 1 ) . Ось х - линия профиля; по оси l откладываются величины баз - расстояний между источ­ником и приемником. Элементарной системе источник - приемник (зондированию) с базой l на этой плоскости соответствует точка с ко­ординатами х, l, где х - абсцисса середины интервала l. При выпол­нении принципа взаимности элементарная система не обладает nо­лярностью - источник и приемник в ней можно менять местами.

Каждой точке обобщенной плоскости отвечает сейсмическая трас­са с записью колебаний f (t, х, l) где t - время, отсчитываемое от момента излучения каждым источником. Совокупность таких за­писей определяет поле сейсмических колебаний, заданное на обоб-

. а ct 1 1 х

\ 1 \ 1

1 /

/ z

Рис. 4. 1. Система наблюдений на обобщенной плоскости и лучевая схема.

77

щенной плоскости. Выделим из этого общего поля поле колебаниii f (t, х, /) , содержащее записи только какой-то одной регулярной волны со временем вступления t*(x, [). Функция t*(x, l) определяет для этой волны специальное временн6е поле, введенное Н. Н. Пузы­ревым и широко используемое в методике дифференциальных зонди­рований [69, 73 ] . В системе координат оно задается семейством линий времен прихода рассматриваемой волны для ряда фиксированных баз l = const (х, как и ранее,- абсцисса середины интервала источник ­приемник) . Если на плоскости х, t представить для фиксированной базы не только время выбранной волны, но и соответствующие сейсмические сигналы f (t, х, l) , то при надлежащем выборе базы получим динамический временной разрез для этой волны.

Будем рассматривать монотипные (РРР, SSS> и симметричные обменные (SPS, PSP> головные волны, для которых выполняется принцип взаимности для времен пробега, а при определенных ус­ловиях - и для формы их колебаний. В случае фланговой систе­мы наблюдений, когда источники колебаний находятся только с од­ной стороны от приемников, в число рассматриваемых волн можно включить и несимметричные головные волны PPS, PSS, SSP и SPP, а также дифрагированные колебания, порожденные скользя­щей волной.

Кинематические свойства головных волн хорошо известны [ 1 7 , 1 8 , 49 ] . Главным для наших целей свойством является параллель­ность нагоняющих годографов, которая реализуется, если можно пренебречь обсуждаемым в следующем разделе эффектом прони­кания волны в подстилающую среду. Форма границы, распределение скорости вдоль нее и в покрывающей среде могут быть произволь­ными. На этом свойстве основаны известные способы составления сводных годографов, пересчета временн6го поля t*(x, [) с изменением баз и другие приемы, широко используемые при интерпретации преломленных волн [ 1 8 , 73 ].

Сформулируем свойство параллельности нагоняющих годо­графов в терминах временн6го поля t*(x, [). На обобщенной плоскости (см. рис. 4. 1 ) возьмем любой прямоугольник, сто­ронами которого являются отрезки прямых (AD, ВС> и встреч­ных (АВ, DC) корреляционных ходов. Пусть и - длина про­екции на ось l каждой из сторон АВ и DC; f.tи - такие же проекции сторон AD и ВС. Вершины углов прямоугольника имеют коорди­наты: А (х, l) ; В (х - и/2, l + и) ; С (х - и/2 + f.tи/2, l + и + f.tи); D (х - f!и/2, l + f.tи). Времена головной волны в точках А, В, С и D, принадлежащие параллельным нагоняющим годографам , связаны очевидным соотношением

t*(x, [) = t*(x - и/2, l + и) - t*(x - и/2 + f.tи, l + и + f.tи) +

+ t*(x + f!и/2, [ + f.tи). (4. 1 )

Поскольку величины и и f! праизвольны, а х и l - текущие координа­ты обобщенной плоскости, то соотношение (4. 1 ) справедливо для всего поля t*(x, [) рассматриваемой волны.

78

Перейдем к рассмотрению совокупности сигналов f (t, х, /) голов­ной волны от одной границы с целью установления связей между формой этих колебаний в разных точках обобщенной плоскости наблюдений. Изучаемую среду, на поверхности которой находятся источники и приеминки колебаний, будем рассматривать как линей­ный преобразователь [23, 1 07 ], свойства которого полностью опре­деляются заданием его спектральной характеристики. Примем, что на сейсмический сигнал, распространяющийся в этой среде, воздей­ствуют только те ее участки, через которые проходит луч голов­ной волны.

Пусть fj (w) - комплексная спектральная характеристика сигна­ла fi (t) , излучаемого j-м источником; fik (t) - сигнал головной волны, зарегистрированный k-м приемником от этого источника; fjk ((JJ) -спектральная характеристика этого сигнала:

(4.2)

где Н (ш) - спектральная характеристика среды для траектории головной волны между точками j и k, включая и характеристику приемника. Разобьем эту траекторию на n участков, каждый из которых имеет свою спектральную характеристику Н; (ш) , тогда 11

fjk ( w) = fj ( w) · П Н; ( ш). (4.3) i= l

Обратимся к рис. 4. 1 , где изображена система наблюдений из двух источников и двух приеминков и соответствующие лучи головной волны. На обобщенной плоскости эта система отображается уже рассматривавшимися точками А, В, С и D, лежащими в вершинах углов прямоугольника , образованными прямыми и встречными кор­реляционными ходами. Излучаемые сигналы !а ( t) , fь (t) и их спектры Fa (ш) и Fь (ш) не обязательно одинаковы. Разобьем сейсмические лучи на у частки (а-е, e-f, f-g, . . . ) , показанные на рис. 4. 1 , и при­меним соотношение (4.3) к спектрам F4 (ш) , F8 (w) , Fc (w) и Fv (w) сигналов, зарегистрированных в точках А, В, С и D:

FA ((JJ) = Fь (w) · Ньr (w) · Hr8 (ш) · Н8с (w) · Не (w) ; Fв (щ) = Fa (ш) · Нае (w) · Hef (ш) · Hrg (ш) · Hgc (ш) · Нс(ш) ;

Fc (ш) = Fa ((JJ) · Нае (ш) · Hef (ш) · Hr8 (ш) · Н8,, (ш) · Нм (ш) · Hd (ш) ;

Fv (ш) = Fь (ш) · Ньr (ш) · Hr8 (ш) · Н8,, (ш) · Нм (ш) · Hd (ш) ;

(4.4)

Из этой системы уравнений получается искомая связь спектраль­ных характеристик колебаний головной волны в рассматриваемых точках:

(4.5)

Переходя от спектров к временн6му представлению, получим:

/4 (t) * !с (t) = fв (t) * fv (t) . (4.6)

где * - знак опеvации свертки. Рассмотрим частный случай, когда зарегистрированные сигналы

в рассматриваемых точках подобны по форме колебаний и отлича-

79

ются друг от друга только амплитудными множителями Q и сдвигами во времени С>:

fв (t + Ьв) = Qв ·fA (t) ; !с (t + Ьс) = Qc · 1� (t) ; fv (t + bv) = Qv · fA (t) ;

Здесь Ь8 = 1; - t� , С>с = t� - t� , bv = t; - t; ,

(4.7)

Соотношение (4.5) для спектральных характеристик таких сигна­лов запишется в виде

Qв · Qv . �.. �.. �.. ) ] FA (о)) = � · FA (w) · exp [ - tw (u8 + uD - uc , откуда следует:

Qc = Qв · Qv; Ьс = Ьв + C>D.

(4.8) (4.9)

Коэффициенты Q имеют также смысл отношения спектральных плотностей амплитуд сигналов в точках В, С и D к соответствующим значениям для сигнала в точке А. Соотношение (4.9) для временнЫх сдвигов равносильно выражению (4. 1 ) , вытекающему из свойства параллельности нагоняющих годографов.

Подставим в уравнение (4.8) значения Q из (4.7) и учтем соотношение (4.9) . После преобразований получим связь сигналов в более простом виде по сравнению с выражением (4.6) для обще­го случая:

fA (t) = !в (t + Ьв) · fD (t + bv)l !с (t + Ьв + ()D) · (4. 1 0)

Пусть подобные по форме сигналы не очень сильно отличаются друг от друга rto амплитуде колебаний. Тогда с относительной погрешностью, не nревышающей величины (д/ U)2 (Д - максималь­ная разность амплитуд, И - nолная амплитуда) , соблюдается при­ближенное равенство:

(4. 1 1 )

Полученная выше связь сигналов головной волны в четырех оnределенным образом выбранных точках обобщенной nлоскости наблюдений справедлива и для всего поля колебаний f (t, х, [) этой волны, так как величины х, 1, и и f..t , определяющие взаимное расположение точек А, В, С и D и их положение на обобщенной nлоскости, могут nринимать любые значения в области существо­вания волны. Запишем эту связь в общей форме. Для поля колебаний:

f (t, х, 1) = ! (t, х + и/2, 1 + и) • f (t, х + f..tи/2, 1 + f..tи) •

* Г1 (t, Х - и/2 + f..tи/2, 1 + и + f..tи) . (4. 1 2)

Для спектральной характеристики этого поля:

80

( 1) _ F (ю, х + и/2, l + и) · F (ю, х + �и/2, l + �и)

F w, х, - 1 . F (ю, х - и/2 + �и/2, + и + �и)

(4. 1 3)

Замечательной особенностью соотношений (4.6) , (4. 1 0) - (4. 1 2) и их спектральных аналогов является то, что они при выполнении сделанных предположений устанавливают достаточно общие связи, присущие самому полю колебаний 1 (t, х, [) головной волны; пара­метры среды в них не входят. Существенно и то, что в этих соотношениях объединены связи кинематических и динамических характеристик колебаний.

На плоскости х, l возьмем область Е, ограниченную с внешней стороны прямоугольником, сторонами которого являются корреля­ционные ходы (см. рис. 4. 1 ) . Из множества ходов, соединяющих любые две противолежащие вершины ограничивающего прямоуголь­ника, выделим какой-либо многозвенный ход L, лежащий внутри области. Этот ход не обязательно должен быть непрерывным, его звенья могут быть и смещены по перпендикуляру к ним. Если во всех точках хода L известна функция 1 (t, х, [) , то, последовательно применяя полученные соотношения, можно восстановить поле коле­баний во всей области. Следовательно, поле колебаний головной волны для области Е полностью определяется его заданием на лю­бом корреляционном ходе, соединяющем противоположные вершины ограничивающего прямоугольника. Любая другая информация о поле 1 (t, х, [) , помимо хода L, будет избыточной. Она может быть использована для многократного определения (пересчета) этого поля в выбранной совокупности точек и создания на этой основе спосо­бов селекции головных волн, регистрируемых на фоне мешающих колебаний.

4.2. ВЛИЯНИЕ И УЧЕТ ИСКАЖАЮЩИХ ФАКТОРОВ

На ирактике регистрируемые иреломленные волны по физи­ческим условиям их образования обычно являются квазиголовными, проникающими в преломляющую среду при возрастании в ней скорости с глубиной и из-за криволинейной формы преломляющей границы. Полученные зависимости для таких волн будут выполнять­ся прИближенно. Можно полагать, что степень этого приближения во многих случаях будет достаточно высокой, если эффект проникания мал. Кроме того, постулируемое равенство воздействий преломляю­щей среды на совпадающих участках разных сейсмических лучей неполностью соблюдается для функции геометрического расхож­дения, величина которого 1 1 R (l) зависит не только от свойств среды, но и от расстояния до источника колебаний.

Рефракция вносит искажения не только в модули спектров сейс­мических сигналов , но и в их фазовые характеристики, т. е. появятся изменения формы и времени прихода сигналов, не учитываемые формулами (4.5) и (4.6) . Ниже оценивается влияние только частот­но-независимых искажающих эффектов и рассматриваются возмож­ности их учета в тех случаях, когда это необходимо.

Влияние геометрического расхождения. Чтобы получить оценки погрешностей, вносимых геометрическим расхождением, и сфор­мулировать рекомендации по их учету, воспользуемся упрощенной

8 1

моделью [24 ], в которой геометрическое расхождение для прелом­ленных волн аппроксимируется зависимостью вида

1 1 1 - = А0 • - • , (4. 1 4) R (l) ln [ 1 - lн.,.I/ J З/2

где l - база наблюдения; lн.т - база начальной точки головной волны; А0, n - параметры геометрического расхождения, которые могут быть рассчитаны по экспериментальному материалу либо выбраны из соображений модельного характера. По данным работы [24 ], для головной волны от границы раздела двух полупространств n = 2; если же граница представляет собой тонкослоистую пачку, то n = 0,5. В практических ситуациях параметр n меняется в еще более широком диапазоне [ 1 ]. При не очень сложных условиях аппрок­симация выполняется достаточно хорошо и вполне подходит для нашей задачи.

Прежде чем перейти к определению погрешности пересчета, обусловленной геометрическим расхождением (если последняя выра­жена зависимостью вида (4. 1 4) ) , определим вид функции 1 /R (l), точно удовлетворяющей уравнению (4.5) . Очевидно, что для этого должны выполняться соотношения

1 1 1 1 R (/А)

. R (/с)

= R (/в) . R (/v)

; (4. 15) ZA + lc = lв + lv.

Второе условие в этой системе выражает связь баз наблюдений для совокупности четырех точек (см. рис. 4. 1 ) . Логарифмируя первое .. уравнение (4. 15) по основанию а, легко заметить, что указанной системе будет удовлетворять зависимость вида

1 А -pl·+c

R (/}) = оа 1 , (4. 16)

где А0, а, р, с - параметры. Из физических соображений должны выполняться ограничения: а > 1 , р > О либо а < 1 , р < О, поскольку интенсивность волн в реальных средах уменьшается при увеличении расстояния до источника. Справедливость утверждения (4. 1 6) прове­ряется простой подстановкой. Особенностью этого выражения явля­ется то, что отношение амплитуд на разных расстояниях от источника зависит только от приращения расстояния и не зависит от абсолют­ного удаления от источника, т. е.

1 - _1_ . -pbl

R (l + l>l) - R (l) а ' (4. 1 7)

Зависимость ( 4. 14) не обладает такой особенностью, поскольку для нее

1 1 R (l + ol) = R (l) .

( О!) n ( 0/ ) З/2 '

1 + - 1 - --/ 1 - lн.т

(4. 1 8)

поэтому будут возникать погрешности при пересчете, если функция геометрического расхождения выражается связью (4. 1 4) .

82

Рассмотрим элемент системы наблюдений, представленНЬiй на рис. 4. 1 . Введем обозначения: k = t!../1/ bl2, Ы1 + Ы2 = Ы. Так как в настоящей работе рассматриваются только частотно-независимые факторы, форму реального сигнала будем считать неизменной и под амплитудой сигнала условимся понимать величи� наибольшего экстремума. Обозначим ее через Ui (j = А, В, С, D) ; Ui - амплитуды пересчитанных сигналов в точках А, В, С и D обобщенной плоскости на рис. 4. 1 . С учетом вышеизложенного нетрудно получить отно­сительные погрешности для амплитуд сигналов, пересчитанных по формуле (4.5) . При пересчете по вертикали (вверх или вниз) на обобщенной плоскости наблюдения относительная погрешность опре­деления амплитуд будет иметь вид

где

3/2-n AUc(A) = Uc(A) - Uc(A) _ (1 + K·At) --"-'-----'--'- - 1 ' Uc(A) Uc(A) (1 + К·l'ч/1

2

к = _k_ . 6.1 = (�) 2 1 ( 1 + �) . (k + 1 )2 ' lc(A) lc(A) '

6.2 = ( lc(A)

A� lн.т) 2 1 ( 1 + lc(A)

A� lн.т) • Индексу С соответствует знак (-) , индексу А - знак ( +) .

(4. 1 9)

При пересчете по горизонтали (вправо или влево) формула относительной погрешности определения амплитуд запишется в виде

312-п AUв(D) = Uв(D) - Uв(D) = ( 1 - K·At) _ 1 (4.20)

где

Uв(D) Uв(D) ( 1 - К·А2)312 '

( ы ) 2 ( k - 1 ы ) 6.2 = 1 1 + -- . -:------:--

lв(D) - lн.т - k + 1 lв(D) - lн.т •

Индексу В соответствует знак ( +) , индексу D - знак (- ) . Нетрудно убедиться, что относительные погрешности пересчета

будут одинаковыми для точек А и С, а также для точек В и D. Знаки погрешностей будут разными для пересчета по горизонтали и по вертикали. При пересчете по вертикали вычисленная амплитуда будет всегда больше наблюденной, а при пересчете по горизонтали ­всегда меньше.

Из формул (4. 1 9) и (4.20) видно, что относительные погрешности пересчета можно минимизировать несколькими способами. Если зафиксировать k, то погрешность будет убывать, когда разности баз пересчета малы по сравнению с удалением от источника, т. е. когда 6.1/ l; (J) -+ О. Если зафиксировать область наблюдения, то более благоприятной является ситуация, когда k -+ О либо k -+ оо ; менее благоприятным является вариант k = 1 .

83

15

10

5

V f t:. 2 Рис. 4.2. Система наблюдений по профилю на юге Западно-Си­

бирской плиты. 1 - неточники колебаний; 2 - приемники.

Применям полученные формулы для анализа конкретного поле­вого материала. На рис. 4.2 изображена система наблюдений на обобщенной плоскости для . одного из профилей на юге Западно­Сибирской плиты. В первых вступлениях следится волна от поверх­ности фундамента. Осредненное значение граничной скорости состав­ляет 6,3 км /с , глубина до границы 1 ,2 км. Средняя скорость в покрывающей толще 2,0 км / с. Рассчитанная база начальной точки головной волны lн.т - 2,5 км, nоказатель степени функции Геомет­рического расхождения n - 0,25. Полученное значение n свидетель­ствует о том, что мы наблюдаем в первых вступлениях преломленную волну с частичной рефракцией в подстилающую толщу [ 1 ], хотя схождения нагоняющих годографов при данных базах обнаружить не удалось. На рис. 4.3 приведены графики относительной погрешности пересчета амплитуд с уменьшением базы для различных значений

д U/ U,t• А 5

20 40

10 20

10 20 lm , к.м

Рис. 4. 3. Относительные ногрешности амплитуд при пересчете с уменьшением баз ( пересчет вниз) (k = 1 ) .

84

А - параметр rеометрнческоrо расхождения n = 0.25: Б - параметр n = 2,0 для головной волны. 1 - 6J ;::: 5 км: � - Ы = 10 км: 3 - f)J = 15 км; 4 - Ы = 20 к.м; lm - миt-Wtмальная база.

!ll. Параметр k = 1 , т. е. взяты наиболее жесткие условия для пересчета. На рис. 4 .3 , А геометрическое расхождение выбрано близ­ким к среднему значению для упомянутого профиля (т. е. n = 0,25) . Кривые на рис. 4.3, Б соответствуют случаю головной волны.

Считается [82 ] , что погрешность определения амплитуд сигналов при стандартных сейсмических работах порядка 1 О % . Из анализа рис. 4.3, А можно заключить, что для условий рассматриваемого профиля при минимальных базах наблюдения Zm ;> 5 км и разности баз пересчета !ll Е;; 5 км погрешности пересчета не будут превышать средних погрешностей определения амплитуд по реальному ма­териалу. При необходимости проводить пересчет с большими зна­чениями !ll может возникнуть потребность в учете влияния гео­метрического расхождения. Из сравнения рис. 4.3, А и 4.3, Б видно, что чем ближе преломленная волна по геометрическому расхождению к головной волне, тем более жесткие условия будут предъявляться к системе наблюдений.

Исправление (коррекция) исходного материала за фактор гео­метрического расхождения может быть осуществлено в одном акте пересчета, для этого нужно в формулу (4.5) ввести соответствующие изменения:

[R (ZA) . PA (w) ] · [R (/c) · Fc (w) ] = [R (/8) · F8 (w) ] · [R (/v) · Fv (w) ]. (4.2 1 )

Функцию 1 1 R (Z) определяют по исходному материалу способами, изложенными в [24, 82 ]. Если горизонтальные неоднородности в среде достаточно малы, то 1 1 R (Z) может быть одна для всего профиля, в противном случае профиль придется разбивать на части, однород­ные по параметрам функции 1 1 R (Z).

При пересчете с накоплением погрешности будут принимать не максимальные, а некоторые средние значения. Так, относительная погрешность рассчитанной амплитуды в точке {55} при отображении на нее всего поля (см. рис. 4.2) составит 14 % вместо 24,5 % , что наблюдалось при одноразовом пересчете для самой неблагаприятной комбинации (когда использовались точки { 15} , { 1 1 } и {51 } . Еще более благоприятной будет ситуация, когда в какую-либо точку пересчет идет со всех сторон обобщенной плоскости наблюдений. В этом случае будет происходить частичная компенсация погрешностей рассчитан­ных амплитуд с разными знаками. При отображении всего поля .в точку {5 1 } суммарная погрешность составит 2,0 % вместо 32 % , которые получатся в случае однократного пересчета из точек {55}, { 1 5} и { 1 1 }.

Когда волновое поле продолжается вниз, в ту область, где голов­ная волна реально не существует, т. е. пересчет проводится, скажем, на базу l = О, значения амплитуд, естественно, получатся фиктив­ными. Они будут равняться величинам, которые можно получить путем экстраполяции по показательной функции вида ( 4. 16) с опорой на реальные амплитуды в той области поля, из которой проводится пересчет.

85

�.км

9

4 1" 11 "1 1 j " ; 1 1111 1 1 1 1 1

в

4--4-1-Лt-г-�tt-­J--IIt-5-4--б __л:__

2,4 3,4 4, 4 2,4 2,9 3,4 3,9 2,8 3,3 3,8 t,c Рис. 4.4.

А - синтеmче::<..."КЗЯ сейсмограмма ОЦТ для системы набл!QD.ений по рис. 4.2 с учетом геометрического расхождения; Б. В - примеры теоретических сиrnалов (Б: 1 - 4 исходные сиrnалы в точках {35), {33), {53), {55}; 5 - cиnfa.rt, nересчитанный в точку {55); 6 - разность между изблюдеиным и пересчитанным сиrnалами - 13 %. В: 1-4 - исходные сиrnалы в точках {33), {31) , {51), {53); 5 - сигнал, пересчитанный

в точку {51); б - разность между наблюденаым и пересчитанным сиrnалам11 - 5,8 % ) .

Чтобы продемонстрировать работу формулы (4.5) , рассмотрим тестовый пример, соответствующий условиям регистрации прелом­ленной волны от поверхности фундамента на юге Западно-Сибир­ской плиты. Поскольку нам нужно проследить влияние одного фактора - геометрического расхождения, а функция 1 1 R ([) яв­ляется частотно-независимой, форма сигнала взята неизменной. Синтетическая сейсмограмма годографа ОЦТ (общей центральной точки) для системы наблюдений на рис. 4.2 и параметров, которые были приведены выше, представлена на рис. 4.4, А. По тестовому материалу сделаны пересчеты с использованием формулы (4.5) для различных вариантов баз наблюдений. На рис. 4.4, Б, В в качест­ве примеров показаны некоторые из них. По приведеиным тео­ретическим сигналам можно визуально оценить величины погреш­ностей, возникающих при пересчете без учета геометрического рас­хождения.

Можно рассматривать также вариант обработки, при котором частотно-независимая функция геометрического расхождения не ис­пользуется в качестве информативного параметра. Примимается во внимание лишь информация, извлекаемая из комплексных спектров сигналов, т. е: частотно-зависимые характеристики среды. В этом случае перед обработкой нужно проводить простое выравнивание амплитуд. Можно еще более упростить обработку, перейдя к модели с одинаковой формой сигнала, как это делается в способе общей глубинной площадки <ОГП) или в его упрощенном варианте -способе редуцированных годографов [59, 94 ]. Следует отметить, что при таком варианте обработки форма сигнала считается неизмен­ной не на всем профиле, а только на базах ее осреднения (сум­мирования) , и плавное изменение формы импульсов вдоль профиля не исключается.

Влияние рефракции. При наличии рефракции в полстилающем слое нагоняющие годографы не будут параллельны. Оценим искажа­ющие эффекты, возникающие за счет схождения годографов прелом­ленных волн, вызванного положительным вертикальным градиентом

86

h,

z Рис. 4 . .5. Схематическое изображение годографов и лучевая схема для модели

с рефракцией.

скорости под границей. Воспользуемся приближенными формулами из работы [70 ] , которые получены для условий не слишком больших градиентов при линейном росте скорости в подстилающем слое с глубиной, т. е. V = Уог ( 1 + yz). Для времени пробега получена формула, которая справедлива при углах наклона границы не бо­лее 3-5°:

2htcOS iог l _j__ (/ l ) t = + - - - н т . vl Уог 24Уог . (4.22)

Здесь lн.т - база начальной точки; Уог - значение граничной ско­рости; V 1 - скорость в покрывающем слое; у - коэффициент ре­фракции. Остальные обозначения понятны из рис. 4.5. Показатель непараллельности получается, если продифференцировать функцию разности времен нагоняющих годографов при расстоянии между источниками, равном /0:

2 е = d ��t) = ��О

г (4J + 2 (/ - Lн.т) ]. (4.23)

Отсюда можно выразить коэффицент рефракции через параметры, получаемые из экспериментального материала:

у = 2 v'2 · Уогеl [/о (Lo + 2 (/ - lн.т)) ] . (4.24)

Разность f!.t между пересчитанными и наблюденными временами в рассматриваемой выборке точек (см. рис. 4. 1 ) определяется соотно­шениями

Дf.t = fв + fo - fc - tA ;

д'iс = tв + fo - tA - fc;

дt'в = tA + lc - lo - tв; дfv = tA + tc - t8 - t0•

(4.25)

87

.. ... ... ... Из (4.25) видно, что 6.t8 = 6.t0 = -6.tA = - 11tc. Подстановкой (4.22) в (4.25) получаем

. . /ы [ ( k2

+ 1 ) ( k3 + 1 ) ] МА = f1tc =

24V 2 (l - lн.т) 1 - --2 + bl 1 - --3 •

Or (k + 1 ) (k + 1 ) (4.26)

При k = 1 имеем оценку для максимальной абсолютной возникающей при пересчетс:

ошибки,

. . /ы2 [ зы] 6.tAm = f1tcm = 24Vor

(/ - lн.т) + 4 • .. ... ... ...

(4.27)

Поскольку 11tA = 11tc ;;;.. О, а 6.t8 = 6.t0 .s;; О, то для у :;1!: О при пересчете по вертикали рассчитанное время будет всегда больше наблюденного, а при пересчете по горизонтали - всегда меньше.

Чтобы оценить реальные искажения, получающиеся за счет рефракции в подстилающем слое, сделаем расчеты на конкретном примере, типичном для юга Западно-Сибирской плиты. В качестве преломляющей границы выберем поверхность фундамента (ф) на глубине 1 ,5 км, с граничной скоростью 6,0 км / с. Средняя скорость в покрывающем слое 2,5 к м 1 с. Будем рассматривать только сигналы в первых вступлениях. Область прослеживания волн от границы Ф в рассматриваемом регионе лежит в интервале 1 0-30 км. Если ис­пользовать всю эту область для пересчета на базу l = 1 О км и учесть, что накопление будет практически синхронным при максимальных сдвигах накапливаемых сигналов, не превышающих 1 1 4 видимого периода наиболее высокочастотных компонент записи (/ max - 25 Гц) , то из формулы (4.27> нетрудно получить максимально допусти.:. мое значение коэффициента рефракции. Для рассматриваемого слу­чая должно выполняться условие: у .s;; 0,009 км - 1 • В рассматри­ваемых условиях коэффициент у, рассчитываемый по кинемати­ческим параметрам годографов, изменяется от нуля (при разности баз наблюдения до 50 км не удается обнаружить регулярного схож­дения годографов) до величины порядка 0,01 км- (это соответству­ет схождению 11t - 0,2 с при разности баз 6./ - 50 км) . Глубину максимального проникания луча можно оценить по формуле из работы [70 ]:

z . = .: . ( ' / 1 + - . у2 ( / - l ) 2 - 1 ) ma.x у V 4 н.т • (4.28)

При базе наблюдения l - 1 О км Zmax - О, 1 1 км, а для базы l - 30 км Zn,ax - 1 , 25 к м, что соответствует схождению годографов - О, О 1 с на разности баз 6./ = 20 км.

Проинтегрировав формулу (4 .23) от минимальной до максималь­ной баз наблюдения, получим наибольшее время схождения годогра­фов для заданного расстояния между источниками. Эта величина совпадает с разностью между пересчитанными и наблюденными временами, полученными по формуле (4.26) для соответствую­щих точек.

88

Из расчетов видно, что в конкретных условиях и для за­данных систем наблюдений можно оценить величину коэффи­циента рефракции, при которой ·допустимо использовать форму­лу (4.5) без дополнительных поправок. При больших значениях у необходимо введение кинематических поправок за рефракцию в сейсмические трассы до пересчета. Формула пересчета с учетом эффекта рефракции и геометрического расхождения запишется в виде

[R (LA) · FA (w) · exp tw1:A ] · [R (/c) · Fc (w) · exp lw1:c ] =

= [R (l8) · F8 (w) · exp iw1:8 ] · [R (/0) · F0 (w) · exp tw1:0 ], (4.29)

где 1: - поправки за рефракцию, рассчитанные рассмотренным выше способом, остальные обозначения прежние.

Проверка выполнения соотношения (4.6> проведсна и на реаль­ных записях преломленных волн, полученных при изучении по­вер]{ности складчатого фундамента на юге Западно-Сибирской пли­ты. Условия полевого эксперимента были изложены выше при оцен­ке влияния геометрического расхождения. Система наблюдений приведсна на рис. 4.2. Использованы записи преломленной волны в первых вступлениях, практически не искаженные помехами. Сравнивались пересчитанная (при одном акте пересчета по форму­ле (4.6) ) и наблюденная записи для одной и той же точки систе­мы наблюдений. Результаты сравнения, один из примеров кото­рого представлен на рис. 4.6, показали вполне удовлетворительное совпадение формы и амплитудных спектров реальных и пересчи­танных колебаний, даже в случаях значительного различия исход­ных сигналов.

А

.J.J J,8 4,.1 т; с о 20 40 f, (ц Рис. 4.6. Сравнение наблюденных и пересчитанных колебаний преломленной волны

(А) и ее амплитудных спектров (Б) . 1 - 4 - исходные Clln<aJtЬI в точхах {41}, {44), {14), {11} (см. сисrему наблюден11й на рис. 4.2); 5 -

nересчитанный сигнал в точке {11}; 6 -- разность наблкщенного и пересчитанного сиmалов.

89

4.3. АВТОМАТИЗАUИЯ ОБРАБОТКИ ПОЛЯ КОЛЕБАНИЙ головных волн

Пусть для пекоторой обобщенной плоскости в результате наблю­дений с многократными перекрытиями получено поле сейсмических колебаний, содержащее записи головных (квазиголовных) волн, а также регулярных волн других классов и фон нерегулярных коле­баний. Для поля головных волн полученная информация является полной и избыточной в том смысле, как указывалось выше в разделе 4. 1 . Обсуждаемые ниже процедуры автоматизированной обработки исходного поля колебаний преследуют две цели: 1 ) преобразование поля колебаний головных волн к компактной, удобной для дальней­шей интерпретации форме без потери информации об этом поле; 2) выделение колебаний целевых головных волн на фоне помех.

В качестве компактной формы можно рассматривать задание поля колебаний головных волн в виде двух сводных встречных дина­мических годографов, имеющих взаимную точку, или в виде сово­купности записей для двух фиксированных баз (двух динамических линий l = coпst) . Такое задание функции f (t, х, l) несет в себе всю информацию о головных волнах внутри уже упоминавшейся прямо­угольной области на плоскости х, l. Стороны ограничивающего прямоугольника проходят через концы выбранных встречных корре­ляционных ходов и параллельны им. По двум динамическим изо­линиям l поле колебаний может быть восстановлено с дискретностью (по l) , равной разности баз этих линий. Заметим, что поле головных волн при некоторых условиях, определяемых размерами области задания исходного поля, может быть пересчитано и к базам, мень­шим, чем расстояние от источника до начальной точки головной волны, т. е. в область, где эта волна реально не существует.

Если поле колебаний преобразуется в динамическую линию l = const, являющуюся аналогом временного разреза ОЦТ, то воз­никает вопрос о рациональном выборе величины базы. Главные требования сводятся к следующему. Пересчитанные записи головных волн от разных границ при выбранном расстоянии источник-при­емник должны быть разрешены во времени, чтобы они не интер­ферировали друг с другом. Временной разрез должен качественно отражать взаимное расположение и форму залегания преломляющих границ. Поэтому нужно выбрать такую величину базы, для которой порядок следования волн по оси времен отвечает расположению соответствующих границ по глубине. Форма линий l = const для головной волны определяется не только формой границы, скоростью в покрывающей среде, но и распределением граничной скорости; кроме того, происходит осреднение рельефа и свойств границы на участке скольжения луча. Наибольшую степень подобия с рельефом преломляющей границы имеют линии времен для баз, близких по величине к абсциссе начальной точки. Выполнение всех изложенных требований возможно путем компромиссного решения с последу­ющими уточнениями. Вначале можно построить временной разрез для l = О, затем, изучив волновое поле, выбрать базу в области начальных точек целевых волн.

90

Для пересчета поля колебаний головных волн в выбранную совокупность точек обобщенной плоскости используются общие фор­мулы (4. 1 2) , (4. 1 3 ) или их упрощенные модификации. Эти формулы становятся более удобными, если точки А, В, С и D, в которых рассматриваются сейсмические Записи при каждом элементарном акте пересчета, располагаются на обобщенной плоскости в верШинах углов квадрата. Положив f.A. = 1 , получим для данного случая:

( l) _ F (ш, x - ul2, l + u) · F (ш, x + ul2, l + u) ,

F (J), X, - F (ш, x, l + 2u) ' (4.30)

l (t, х, l) = l (t, х - и/2, l + и) • l(t, х + и/2, l + и) • Г1 (t, х, l + 2и).

(4.3 1 )

Перейдем к вопросам селекции головных волн. Существо предла­гаемой процедуры состоит в многократном пересчете наблюденного поля f (t) в выбранную компактную совокупность точек плоскости х,

l, каждый раз используя разные исходн�е записи. По достаточно большому набору пересчитанных записей 1 (t) в каждой из этих точек осуществляется селекция целевых волн.

Формулы пересчета по.лучены в предположении, что исходные записи состоят из колебаний только головной волны 1 (t) . Реальное ооле содержит, кроме того, колебания w (t) других регулярных и нерегулярных волн .

1 (t) = 1 (t) + w (t) ; F ((1)) = F ((1)) + W ((1)) .

Применяя к реальным записям преобразования (4.5) и (4.6) , получим после простых выкладок выражения для пересчитанной записи коле­баний в точке (см. рис. 4. 1 ) : • -1 -1

jA (t) = IA (t) * [ l + wв (t) • !в (t)l • [ l �1 wD (t) • ID (t)l ; (4 .32)

l + wc (t) • !с (t)

FA ((J)) = FA ((J)) · [1 + ;:(�n · [l + ;:(�п 1 [1 + ;;(�n · (4.33)

Из этих выражений следует, что при наличии помех в преобразован­ной записи целевая волна не будет совпадать с ее истинным сигналом IA (t) .

Пусть 1 Wc ((1)) 1 < 1 Fc ((1)) 1 во всем рассматриваемом диапазоне частот. Тогда, используя разложение в ряд Тейлора для функции комплексного переменного, выражение (4.33) преобразуется к виду

: [Wв (ш) WD (ш) Wc (ш) FA ((1)) = FA ((J)) + FA ((J)) Fв (ш) + FD (ш) - Fc (ш) +

+ Wв (ш) . WD (ш) _ . . . ] Fв (ш) FD (ш)

' (4·34)

Соответственно во временн6м представлении

IA (t) = IA (t) + IA (t) • ф [/ (t) , w (t) ], (4.35)

91

где Ф - функция времени, зависящая от колебаний целевой волны и помех в точках В, С и D. Следовательно, если гармоники полезного сигнала по амплитуде превышают соответствующие гармоники дру­гих колебаний, то в преобразованной записи они будут искажены только аддитивными помехами. В общем случае (формулы (4.32) , (4.33) ) искажения целевой волны будут иметь более сложный вид.

Обратимся к преобразованиям ( 4. 1 О) и ( 4. 1 1 ) , предполагающим подобие формы исходных колебаний головной волны. Подставив в формулу (4. 1 0) функцию f(t), убедимся, что преобразованный сиг­нал будет искажен как аддитивными (при w (t) < f (t)) , так и мульти­пликативными помехами. Преобразование (4. 1 1 ) , справедливое для подобных сигналов с близкими величинами амплитуд колебаний, приводит только к аддитивным искажениям пересчитанной записи головной волны при любых соотношениях полезных и мешающих колебаний:

IA (t) = IA (t) + Wв (t + Ь8) + Wv (t + bv) - w (t + Ьв + bv). (4.36)

Рассмотренные особенности искажений следует учитывать при построении способов селекции головных волн по большому числу пересчитанных записей. Простое суммирование этих записей будет эффективным средством выделения головных волн только в случае аддитивных помех. В других случаях необходима более сложная обработка пересчитанных записей с учетом априорной информации о свойствах полезных сигналов и помех.

Пример сложных искажений, не устраняемых полностью путем суммирования пересчитанных записей, дан на рис. 4.7. Пример ими­тирует условия изучения чехла и фундамента Западно-Сибирской плиты. Были рассчитаны упрощенные синтетические сейсмограммы (см. рис. 4.7, А) с записями трех головных волн (1 , 11 и 111) от горизонтальных границ, глубины залегания и граничные скорости которых равны соответственно: 2 км, 4 км/с; 3,5 км, 5,6 км /с; 6,25 км, 6,2 км/с. В годографы введены поверхностные искажения. Исходные записи на удалениях 28-33 км от источников колебаний, где волны 11 и 111 накладываются друг на друга, были подвергнуты многоступенчатому пересчету к базе Z = О по общей формуле (4.30) с использованием программы, реализующей быстрое преобразование Фурье. При пересчете каждой волны колебания двух других волн выступают в качестве помех. Трассы временного динамического разреза при числе суммируемых записей от 6 до 24, соответствующие одной и той же точке профиля, даны в сопоставлении с эталонной трассой, лишенной помех (см. рис. 4.7, Б) .

Рассмотрим приемы выделения головных волн в условиях ад­дитивных искажений, когда преобразование исходного поля коле­баний ведется на основе соотношения ( 4. 1 1 ) . Требуемое подобие формы сигналов и небольшое отличие их амплитуд могут быть достигнуты введением узкополосной частотной фильтрации и авто­матической регулировки усиления. Будем различать две постановки задачи, которые можно рассматривать как два взаимодополняющих этапа процедуры обработки: 1 ) выделение поля колебаний всех

92

>С ""

l = 32, 7к.м А о б

1

1,0 I

2,0

ш тттт-т t •' • 1 1 1 1 1 1 1 1 • • 1 1 1 t 1 1 1 т т 1 • J т гr т TTTTTJTI 1 1 1 1 1 1 1 1 1 11 1 1 1 1 1 3,0

1,0 7,5 в,о 8,5 s,o t ,c tq,C

Рис. 4.7. Пример пересчета поля колебаний трех головных волн к l = О с использованием соотношения (4.30) . А - элемеiП исходной синтетической сейсмограммы: Б - трассы временнОго динамическ.оrо разреза ( 1 - эталонная трасса; 2 - 5 - рассчиrанные трассы nри суммировании соответственно 6, 12, 18 и 24 пересчкrанных записей). \

зарегистрированных rоловных волн при подавлении колебаний, не относящихся к этому классу волн; 2) выделение одной целевой rоловной волны с подавлением всех других колебаний.

Выделение группы волн. Пусть в трех точках обобщенной пло­скости (В, С и D на рис. 4. 1 ) имеются исходные записи !в (t) , !с (t) ,

ID (t) , содержащие колебания нескольких rоловных волн. ВременнЫе сдвиги этих волн Ов и oD по отношению к соответствующему времени в точке А заключены в заранее известных диапазонах (р1, р2) и (ql, q2) . Требуется найти запись rоловных волн в точке А. Искомую сейсмограмму получим, просуммировав результаты пересчетов по формуле (4. 1 1 ) при всех возможных сочетаниях врем.:ннЫх сдвиrов в указанных диапазонах:

Р1 Ql - !с (t + Ов + oD) ) doвdOD.

При дискретном изменении временнЫх сдвиrов с шаrом 1:!. : l n т • • IA (t) = - L L [/в (t + Р1 + о.!:!.) + ID (t + Q1 + \31:!.) -

tnl! а-о�-о

- !с (t + Р1 + Q1 + о.!:!. + \31:!.) ), где n = (Р2 - Pl)/1:!.; т = (q2 - Q1)/l:!..

(4.37)

(4.38)

Пересчитанная таким образом сейсмическая запись содержит колебания всех rоловных волн, поскольку для каждой из них спра­ведливо использованное соотношение (4. 1 1 ) . Кроме тоrо, будут при­сутствовать аддитивные помехи, обусловленные мешающими коле­баниями в исходных записях, а также суммированием rоловных волн со сдвигами, отличными от их значений, свойственных каждой из этих волн.

Селекция rоловных волн на фоне аддитивных помех сводится к суммированию достаточно большоrо числа пересчитанных записей в каждой выбранной на плоскости х, l точке. При суммировании колебания rоловных волн будут складываться синфазно, а все прочие колебания - несинфазно. В результате отношение сигнал/ помеха для rоловных волн будет возрастать.

Выделение одной волны. В ряде случаев задачей сейсмических работ является изучение одной или небольшоrо числа преломляющих границ. Соответствующие целевые волны могут быть выбраны при анализе полноrо поля колебаний rоловных волн, полученноrо в итоге рассмотренных выше операций.

В основе процедуры, ориентированной на одну волну, также используем соотношение (4. 1 1 ) , позволяющее найти запись выбран­ной волны в заданной точке пересчета, если известны значения ее временнь1х сдвиrов а8 и aD относительно этой точки. Осуществив мноrократный пересчет исходных записей f (t) <без повторноrо ис-

94

пользования одних и тех же трасс) • в выбранную совокупность точек обобщенной плоскости и просуммировав записи в каждой из этих точек, получим динамическую линию l = const или динамический годограф целевой волны с подавлением помех.

Считая колебания-помехи в исходных записях независимыми, нетрудно убедиться, что в результате одного акта пересчета по формуле (4. 1 1 ) отношение сигнал/ помеха уменьшается в v"J раз. При суммировании k пересчитанных записей указанное отношение будет расти как ..,I]Jj. Это следует учитывать при определении необходимого числа суммируемых записей и требований к системам наблюдений с многократными перекрытиями.

Перейдем к определению временнЫх сдвигов, входящих в форму­лу (4. 1 1 ) . Напомним, что сдвиг �в есть разность времен нагоняющих годографов рассматриваемой головной волны для прямых корре­ляционных ходов, проходящих через точки В и А (см. рис. 4. 1 ) . Сдвиг �D соответствует ходам обратного направления, проведеиным через точки D и А. Разность времен каждой пары нагоняющих годографов постоянна и может быть найдена без специальной обработки записей, если волна выходит в первые вступления. В других, более сложных, условиях целесообразно воспользоваться функцией взаимной корре­ляции сейсмических трасс [42, 1 07 ], принадлежащих нагоняющим годографам. Для этой цели пригодны и все так называемые функции подобия, зависящие от сдвига сигналов одинаковой формы. Для определения сдвига � между двумя нагоняющими ходами вычислим функцию взаимной корреляции в интервале времен (t1 , t2) , в котором заключена запись целевой волны:

. .

12

r (�) = -1- J i1 (t - �) .j2 (t) dt, 12 - fJ (4.39)

где /1 и /2 - сейсмические трассы для соответствующих точек наго­няющего и нагоняемого корреляционных ходов.

Оценку искомого сдвига получим по положению главного макси­мума функции r (�) . Надежность этой оценки будет существенно повышена в результате суммирования таких функций для многих пар сейс-мических трасс, относящихся к тем же корреляционным ходам. Рис. 4.8 иллюстрирует определение временнь1х сдвигов для двух интерферирующих головных волн от границ со скоростями 5,6 и 6 ,2 к м 1 с. В исходные синтетические сейсмограммы с криволи­нейными осями синфаэности (см. рис. 4.8, А) , соответствующие двум нагоняющим корреляционным ходам при расстоянии меж­ду источниками 9, 1 км, внесен фон случайных помех. Функции взаимной корреляции (см. рис. 4.8, В) при их 18- и 24-кратном суммировании имеют максимумы, точно отмечающие величины ис­комых сдвигов.

• Повторное использование трасс для nолу<�еш•я оптимальных резую,татов требует введения весовых коэффициентов nри суммировании [51 ] .

95

"' о- А l • S2, 7 к.м

28, 1/r.М 1 ,----

1,0 7, 5 8,0

Z • 41, 8 к.м 5

J7, 2км г

9,0 9,5 t, c

8

f!, O'z � ! 1 1 т 1 т---т т- r-1 1 1 1 1 1 1 1

1,4 7,6 1,8 о, с

Рис. 4.8. Пример определения временных сдвигов о 1 и о2 для д�ух интерфернрующих головных волн с использованием функции взаимнои корреляции.

А. Б - itсходные синтетические сейсмоrраммьr для двух наrоняющнх корреляционнЬL"< ходов; В - функции взаимной кор�яции (1 - для одной пары сейсмических трзсс; 2 - 5 - резульТЗ'Тhl 6-, 12-, lS. и 24-к.ратноrо накопления; 6 - эталонная кривая).

>О .....

А о

1, 0

2,0

1 1 1 1 1 1 1 1 1 ' 1 1 1' 1 1 1 1 1 1 1 11 1 '..---. ••• -,-.. 1' 1 1 1 1 1 1 1 ' • 1 1 1 1 ' 1 •• 1. 1 1 7,5 8,0 8,5 9,0 9,5 t,c

S,O

1

б 6

2 CJ' 4 5

t0, c Рис. 4.9. Пример пересчета поля колебаний трех головных волн со случайными помехами к l = О с использованием

соотношения (4. 1 1 ) . Уел. обозн. см. на рис. 4.7.

Во временн6м интервале (t1, t2) помимо целевой волны могут содержаться записи и других головных волн, которые создадут свои максимумы в функции взаимной корреляции. В этом случае возника­ет . ,вопрос об идентификации сдвигов, соответствующих одной и той же волне на разных парах корреляционных ходов. При этом полезно учитывать отличия в интенсивности и форме колебаний разных волн, проявляющиеся в графиках r (6) .

На рис. 4.9 дан пример выделения трех головных волн с криво­линейными осями синфазности при наличии случайных помех. Мно­гократный пересчет по формуле (4. 1 1 ) при найденных значениях временнЫх сдвигов и селекция целевых колебаний путем сумми­рования разного числа пересчитанных записей выполнены для одной точки линии Z = О отдельно для каждой волны, затем для всех трех волн . .

Глава 5

СПОСОБЫ ИНТЕРПРЕТАЦИИ ВОЛН РАЗНЫХ КЛАССОВ И ТИПОВ ПОЛЯРИЗАЦИИ ПРИ ПРОФИЛЬНЫХ И ПЛОЩАДНЫХ НАБЛЮДЕНИЯХ

Ниже дается обоснование способов кинематической интерпре­тации опорных волн от устойчиво прослеживаемых отражающих и преломляющих границ, таких как граница Мохоровичича, поверх­ность кристаллического фундамента. Способы опробованы и приме­няются при детальных глубинных исследованиях в Восточной Сиби­ри. Рассматриваются случаи профильных и площадных наблюдений в условиях изотропных и анизотропных сейсмических моделей среды. Упор делается на совместное использование волн разного класса (отраженные, квазиголовные) или разного типа поляризации (Р- , SV-, SН-волны) от одной границы. Совместное использование разных волн качественно расширяет состав результативной информации. В ряде случаев такой подход позволяет существенно упростить системы полевых наблюдений при детальных работах.

5. 1 . ОПРЕДЕЛЕНИЕ ПАРАМЕТРОВ СЕЙСМИЧЕСКОЙ АНИЗОТРОПИИ ПО РАЗНОПОЛЯРИЗОВАННЫМ ОТРАЖЕННЫМ ВОЛНАМ

В рассматриваемом способе [86 ] по временам пробега продольных и поперечных SV- и SН-отраженных волн от одной пологозалегающей границы находятся эффективные параметры покрывающей эту гра­ницу толщи горных пород, которая аппроксимируется моделью ло­кально однородной трансверсально-изотропной среды с вертикальной осью симметрии.

Исходные соотношения [82 ]. Однородная трансверсально-изо­тропная среда характеризуется пятью упругими константами с11, с13,

98

с33, с44, и с66 либо пятью упругими параметрами, связанными с этими константами и плотностью р:

V .LP = ..j Сзз/ р ; kp = ..j Снl с;;; � = ..j С13/ Сз-;; (5. 1 )

где V .LP и V .Ls - нормальные скорости продольных и поперечных волн по вертикали; kp и ksн - коэффициенты анизотропии для Р- и SН-волн, равные отношению соответствующих скоростей по горизон­тали и вертикали. Нормальные скорости Р-, SV- и SН-волн имеют вид

V sн (о.) = V .Ls [ 1 + (k�н - 1 ) · sin2 а. ]112;

VP, SV (о.) = v.LP [ 1 + у� (k; - 1 ) · sin2 о. ± F (o.) ]112! .f'I, (5.2)

где F(o.) = {(�2 + y�)2 sin2 2o. + [ (k� - 2yi + 1 ) · sin2 a. - 1 + yi ]2} 112; V .LS u у .L = -v ; о. - угол между вертикальнон осью симметрии и нормалью .LP

к фронту волны. Знак ( + ) соответствует Р-, а (-) - SV -волнам. В работе [62 ], используя разложение в ряд Фурье, получены

приближенные формулы для нормальных скоростей Р- и SV-волн. После простых преобразований они приводятся к виду

V�l' (о.) = V�s [ 1 + (k�1, - 1 ) sin2 2о. ];

V� (о.) = V�p [1 + (k� - 1 ) sin2 о. ] - V.Ls (k�v - 1 ) . (5.3)

Здесь введен параметр ksv = � V(c11 + с33 - 2сiЗ)/4с44 = Vsv (о. = = 45°)/V .Ls ; Vsv (о. = 45°) - нормальная скорость SV-волны под уг­лом 45°.

Лучевые скорости Р-, SV- и SН-волн определяются в пара­метрической форме через значения нормальных скоростей:

Vn (6) = [ V� (о.п) + (dVn/do.п)2 )112; (5.4)

где n соответствует индексам Р, SV и SH, е - угол между лучом и вертикалью.

Для волны SH лучевая скорость записывается в явном виде: Vsн (6) = V.Ls [ 1 - (k�н - 1 ) · sin2 6/k�н Г112• (5.5)

Решение прямой задачи с использованием численных методов можно найти в работе [63 ].

Ятерационный способ решения обратной задачи. Ниже обосно­вывается способ определения упругих параметров поперечио-изо­тропной среды с вертикальной осью симметрии, покрывающей гори­зонтальную отражающую границу. Учитываются особенности ус­ловий работ методом ГСЗ, когда надежные исходные данные о временах отраженных Р-, SV- и SН-волн обычно получаются в

99

относительно узком диапазоне баз вдали от источника в близкритиче­ской и закритической области, что соответствует углам 45-60° на индикатрисах скоростей этих волн. Существующие в сейсмической разведке способы [ 10 , 45, 60, 86 ] этим условиям не удовлетворяют, так как требуют знания скорости Р- и S-волн в вертикальном направлении либо наличия протяженных годографов в области, включающей источник колебаний.

Пусть на двух Зондированиях с базами lm (т .. 1 , 2) от одной границы с глубиной зал�гания Н зарегистрированы отраженные волны всех трех типов (n = 1 , 2, 3 ) поляризации с временами прихода t,,m. Тогда можно составить систему из семи уравнений

tnm sin emv (6m) = lm; (5.6)

В этой системе неизвестными являются 61, 62, ksн. V .ts• у .L• kp и ;. Учитывая, что в случае однородной среды годограф отраженной SН-волны является гиперболой, из двух уравнений системы (5.6) выразим to (время поперечной волны на пункте взрыва) :

fo = (2HIV.ts)2 = (l{· t]Нl - l�· t]Н2)/(l{ - l�) = [lm/(tg 6m · V.Ls) ]2• (5.7)

Оставшиеся пять уравнений системы (5.6) с учетом соотношений (5.2) , (5.4) и (5.7) перепишем в виде

<toltnm> = Фпт <у1, �. kp, em> ; (5.8)

где Фпт - llп (6m) . cos em 1 v .LS; n .. Р, sv.

Будем искать решение системы уравнений (5.8) , используя метод минимизации многомерной целевой функции, предложенный Нелде­ром и Мидом [ 1 08 ]:

2 2 Fun Х (J) = L L [(tolt",,i - Ф� (хх) ]2, если Xj Е А. (5.9)

n•l m=l Здесь хх - начальные приближенные значения у .L • 1;, kp, 61; Xj -

j-e приближение значений этих параметров; А - (хх + nxx) -область изменения параметров, где ищется решение.

Алгоритм строится следующим образом: задаются приближенные значения лучевого угла 61 и параметров y.l, �. kp. Из уравнения, связывающего el и е2, рассчитывается значение угла е2, и все данные подставляются в систему уравнений (5.4) , которая численно разре­шается относительно нормальных углов и лучевых скоростей Р- и SV-волн для баз /1 и /2• После этого определяется значение целевой функции (5.9) . Минимизируя его, находим уточненные значения Y.t • ;, kp, е. Решение ищется в заданной области А . Это позволяет избавиться от многих локальных минимумов, не являющихся физи­ческим решением. Затем из уравнений (5.7) и (5.5) для SН-волн

100

определяются параметры V .�.s. ksн и из уравнения (5.2) - V .J.P· Совокупность этих упругих параметров полностью характеризует поперечио-изотропную модель с вертикальной осью симметрии.

Проверка алгоритма осуществлялась на тестовых примерах. Вре­мена Р-, SV- и SН-волн определялись при решении прямой задачи для модели однородной поперечио-изотропной среды с вертикальной осью симметрии. Коэффициенты анизотропии по Р- и SV -волнам изменялись до 1 3 % , по SН-волне - до 20 % . При получении решения количество итераций зависит от требуемой точности опре­деления искомых параметров и начального приближения. В случае задания начального приближения с точностью ± 3-5 % для нахож­дения упругих параметров с точностью 0, 1 -0,2 % требуется около 30-50 итераций. В некоторых случаях при минимизации можно попасть в локальный минимум, где Fun ;,t 0 . . Тогда необходимо в заданной области А выбрать (по какой-либо сетке) другое начальное приближение и повторить вычисления. В реализованной программе задана равномерная сетка с двумя значениями по каждому парамет­ру. Глобальный минимум находился обычно после второго-четвер­того шага.

При использовании данного алгоритма важно, чтобы начальное приближение было близко к точному решению и ооласть А была небольшой. Необходимые начальные значения находятся с использо­ванием приближенных соотношений (5.3) для случая слабой анизо­тропии. Приняв в них е == а., составляютСя системы уравнений:

(k:/tsv,т)2 = [ 1 + (k�v - 1 ) · sin2 26т ] · соs2 em; (5. 10)

(4:J/tp, m)2 = ( [ 1 + (k� - 1) · sin2 ет ]/у� - (k�v - 1 ) · sin2 26m} COS2 em,

Система

где

tg e2/tg el = 12111. <5. 1 1 >

(5. 1 0) сводится к уравнению

Ау3 + Bl + Су + D = О, (5. 12)

А = r (Т1? - Т2); В = Зr (T1r - Т2) + r ( 1 - r) ; С = 3r (T1 - Т2) ; D = (Т1 - 1 ) + r ( 1 - Т2) ;

r = (11/12)2; Т т = (4:Jitsv, m)2; у = tg2 62.

Из последнего уравнения определяются 62, затем 61 и из (5. 10) k.т· Из (5. 1 1 ) определяются kp, у.�. . Параметры V .J.S и ksн находим из уравнений (5.5) и (5.7) для SН-волн.

Проверка полученного начального приближения осуществлялась на тестовых примерах, описанных выше. Средние ошибки в опреде­лении параметров kp, V.�.p, ksн. ksv. V.�.s и em составляют 1 -2 % . Наблюдается возрастание ошибок при увеличении коэффициентов ksv и kp. Например, при увеличении ksv до 1 , 1 - 1 , 12 максимальные ошибки в определении параметров достигают 3-4 % . При обработке больших массивов информации, когда необходимо сократить время счета при минимизации функции (5. 9) , можно воспользоваться изло-

101

женной в работе [86 ] процедурой уточнения начального прибли­жения. В этой работе приведен также приближенный способ решения обратной задачи при непалнам наборе данных о временах пробега поперечных волн.

Таким образом, имея по два значения времен Р-, SV- и SН-волн, отраженных от горизонтальной границы, путем последовательных приближений можно найти все пять упругих параметров, харак­теризующих покрывающую среду в рамках однородной трансвереаль­но-изотропной модели с вертикальной осью симметрии. Исходные данные получаются на двух Зондированиях с существенно различа­ющимися базами. Предпочтительнее иметь симметричные зонди­рования (с совмещенными центрами баз) - в этом случае уменьша­ются искажения результатов из-за возможной негоризонтальности отражающей границы. Для повышения устойчивости решения следу­ет использовать не шесть, а значительно большее число значений исходных времен с переходом к избыточной системе уравнений (5.5) .

На практике найденные значения упругих характеристик анизо­тропной среды следует рассматривать как некоторые эффективные параметры. По сравнению с изотропными средами понятие эф­фективных параметров должно быть расширено, так как кроме влияния неоднородности изучаемой среды в данном случае будет сказываться и песовпадение припятой (трансверсально-изотропной) и реальной модели анизотропии. Как и в случае изотропной модели, эффективные параметры будут зависеть не только от свойств среды, но и от используемой системы наблюдений, определяющей изучае­мый сектор углов на индикатрисах скоростей. В зависимости от размеров этого сектора Судем иметь интегральные или дифферен­циальные параметры [68 ].

5.2. КАРТИРОВАНИЕ ГРАНИЧНОЙ СКОРОСТИ ПРИ СОВМЕСТНОМ ИСПОЛЬЗОВАНИИ ПРЕЛОМЛЕННЫХ И ОТРАЖЕННЫХ ВОЛН

Площадное распределение граничной скорости Уг (х, у) несет важную информацию о свойствах толщ горных пород, подстилающих преломляющие границы. Для получения достаточно детальных и точных карт Уг (х, у) обычно требуется развивать на местности громоздкие системы прямых и встречных наблюдений иреломленных волн со многими источниками колебаний [9, 18 , 49, 77 ]. Реализация таких систем при исследованиях методом ГСЗ сопряжена со значи­тельными трудностями. Ниже по результатам работы [43 ] рас­сматривается случай, когда рельеф отражающей границы и скорость в покрывающей среде известны на основе интерпретации отраженных волн или других априорных данных. В этом случае для картирования граничной скорости можно ограничиться рассмотрением одиночных поверхностных годографов преломленной волны.

Существо процедуры состоит в следующем. Используя соотно­шение геометрической сейсмики, дифференциальные элементы (гра­диенты времени) поверхностного годографа иреломленной волны

102

А Б А

о

Рис . .5. 1. Дифференциальный элемент поверхностного годографа. А - веJсrОр-rрадиент '1 и ero состамяющие. Б - С00'111ошение элементов noвepxнocrnoro rодоrрафа и преломляющей границы (точки отрыва луча ar границы и ero выхода на поверхносгь наблюдений совмещены в nункте О): 1 - nоверхность наблюдений; 11 - к.асатепьная плоскость к. границе в точке отрыва луча; ОА - наnравление выходящего сейсмического луча; ЕО и ОВ - соответственно налравпеиия падения и nросmрания rраницы; ВС - вертикальное сечение rраницы; ОС - наnрамение скол.ьзящеrо луча; OD -

nроекция зroro луча на nоверхносrь набпкщений.

соотносим с соответствующими точками отрыва сейсмических лучей от границы. В окрестности этих точек определяем скорость и направ­ление распространения скользящей волны. Необходимые данные о геометрии сейсмической границы и о скорости в покрывающей среде берем по результатам интерпретации отраженных волн. Типичной ситуацией для реализации такого подхода является изучение раздела Мохоровичича, от которого обычно получаются как преломленные, так и отраженные волны.

Запишем нужные нам соотношения для дифференциального эле­мента поверхностного годографа преломлеяной (головной) волны от фиксированного источника для следующей модели: преломляющая поверхность криволинейна, граничная скорость может изменяться, а скорость в покрывающей среде V (z) зависит только от глубины. В любой точке О горизонтальной поверхности наблюдений этот элемент задается вектором градиентом 11 функции поверхностного годографа, являющимся величиной, обратной кажущейся скорости в направ­лении нормали к изохронам поверхностного годографа (максималь­ного нарастания времени) . Для определения модуля и направления вектора 1J достаточно иметь две его составляющие 1)1 и 1)2, равные обратным значениям кажущихся. скоростей в двух не лежащих на одной прямой направлениях (рис. 5. 1 , А) :

1J = 1]1/cos а ;

tg а = <112 - 1]1 cos �)/1]1 sin �· (5. 1 3)

Если скорость в покрывающей среде постоянна или зависит только от глубины, то луч преломлеяной волны после его отрыва от границы целиком лежит в вертикальной плоскости, проходящей через вектор

1 03

'YI· Лучевая плоскость, содержащая отрезки сейсмического луча в покрывающей среде и на участке его скольжения по границе в окрестности точки отрыва, перпендикулярна к границе в этой точке. В лучевой плоскости (на ее пересечении с поверхностью наблюдений) лежит составляющая 1JN вектора-градиента 'У) (см. рис. 5. 1 , Б) :

1'JN • '1'] COS ('ЧJN - 'ЧJ) ; (5. 1 4)

здесь 'Ч' и '-!'N - азимуты векторов 'У) и 1JN относительно направления падения преломляющей границы в точке отрыва луча. Из простых геометрических соображений (см. рис. 5. 1 , Б) получается следующее соотношение, определяющее азимут 'ЧJN:

tg 'ЧJN = 'У) sin 'ЧJI(YJ cos 'Ч' - ..!.. v1 - V�YJ2 tg lf>), (5. 15) vo

где ч> - угол падения границы; v0 - скорость в области выхода луча на поверхность наблюдений.

Горизонтальная проекция скользящего луча в точке его отрыва образует угол 'Ч'м с направлением падения границы (см. рис. 5. 1 , Б) :

tg 'Ч'м = tg 'ЧJN/cos2 lf>· (5, 1 6)

При сделанном допущении об отсутствии горизонтальных изменений скорости в покрывающем слое величина 'YJN связана с параметрами среды известными соотношениями

1 . 'YJN = - SIП (l + \f>N); vм \f>N = arcsin (sin ч> · соs 'Ч'N) ; (5. 1 7)

i = arcsin vм.

Vr

Здесь \f>N - кажущийся угол падения границы в лучевой пло­скости; Vм - скорость в нижней части покрывающей среды; Vr ­граничная скорость на конечном участке скольжения рассматривае­мого луча головной волны; i - критический угол.

Перейдем к процедуре вычисления граничной скорости по эле­менту поверхностного годографа. В ней можно выделить два этапа: определение участка границы, к которому относится значение ско­рости, и нахождение самой скорости.

Определение координат точки отрыва сейсмического луча от границы сводится к отысканию пересечения двух линий, соответст­вующих восходящему лучу и вертикальному сечению преломляющей поверхности. Обе линии лежат в вертикальной плоскости, проходя­щей через заданный вектор-градиент "l· Поместив начало прямо­угольной системы координат в точку наблюдения О и совместив ось х с вектором У), в общем случае имеем следующие уравнения:

1 04

Х = f '1V (z) dz) . 0 Y1 - ТJ2}(z) . (5. 1 8 )

z = z (х)

Координаты хм, zм искомой точки находятся решением этой системы уравнений для конкретной функции скорости в покрываю­щей среде v (z) и сечения z (х) рельефа преломляющей границы, снимаемого со структурной карты. Решение может быть выполнено численно либо графически с использованием лучевой диаграммы, на плоскость которой наносится сечение границы. В частном случае неизменной скорости v в покрывающей среде и плоской границы (z = kx + Ь) nолучим следующие выражения для точки отрыва луча:

Хм = Ьv1]1(V1 - J112 - kvТj); Zм = Ь У 1 - V21]2 /(У 1 - J112 - kvТJ). (5. 1 9)

Эти nростые формулы можно использовать и для более сложных моделей среды, если ввести в рассмотрение лучевую скорость в nокрывающем слое, а сечение криволинейной границы аппрокси­мировать на локальных участках прямолинейными отрезками. На сложных участках могут потребоваться более точная аппроксима­ция рельефа границы и применение итерационных сnособов поиска решения.

Азимут 'Рм скользящего луча (его горизонтальной проекции) в найденной точке вычисляется по формуле (5. 1 6) .

Для оnределения Vг вначале найдем критический угол i в точке М между нормалью к границе z (х, у) и сейсмическим лучом (ка­сательной к нему) , отрывающимся от этой точки. Во введенной раннее системе координат (ось z направлена вертикально вниз) уравнения нормали и вертикали имеют вид

где

х - хм у - Ум z - zм --р- = -q- = ---=-1;

х - хм z - zм --'1

- = ., 2 2 ' v 1 /им - '1

dz (х, у) р = 1 = tg ч> . cos 'ljJ; dx м

dz (х, у) . q = 1 = tg (j> • SlП 'ф.

dy м

(5.20)

Как и ранее, ч> - nолный угол падения границы; 'ф - азимут nадения относительно вектора Т), с которым совмещена ось х; Vм -скорость в nокрывающей среде в окрестности точки М. Если эта среда однородна (v = const) , то vм = v. После nреобразования получим

cos i = Vм · 11 · sin ч> · cos 'ф + v' 1 - vt112• (5.2 1 )

Из этого выражения найдем формулу для расчета граничной скорости:

(5.22)

Воспользовавшись соотношениями (5 . 1 7 ) , граничную скорость можно выразить и через параметры, относящиеся к лучевой nло­скости:

Vг • Vм/sin (arcsin VмfJN - ч>н) . (5.23)

5 Заnз N'1 480 1 05

Соотношения (5.22) и (5,23) равнозначны, однако для дальней­шего исследования предлагаемого способа удобнее использовать фор­мулу (5.22 ) . Заметим, что простая замена в двух последних формулах величины Vм на лучевую скорость в покрывающем слое не является корректной операцией в отличие от такой замены в формуле (5. 1 9) . В конкретных условиях необходимо оценивать возникающие погреш­ности в значениях граничной скорости.

Таким образом, если по данным отраженных волн или по другим данным известны скорость в покрывающей среде и рельеф границы, то по дифференциальному элементу поверхностного годографа пре­ломленной волны по (5.22) или (5.23) рассчитывается значение граничной скорости, относящееся к локальном)' участку отрыва луча, скользящего вдоль границы в направлении, определяемом выра­жением (5. 1 6) . Располагая представительной совокупностью диффе­ренциальных элементов, можно найти площадное распределение векторов vг. Имея на изучаемой территории несколько поверхностных годографов при соответствующем расположении источников коле­баний, можно судить об анизотропии скорости на преломляющей поверхности.

Перейдем к оценке погрешностей определения граничной ско­рости тvг возникающих из-за ошибок тv' • тv, т,Р и т,., в исходных значениях v" = 1 /1'}, v, ЧJ и ')! (v" - кажущаяся скорость в направ­лении вектора '1· тv•!v" = - т,/ '1) · Ограничимся случаем однород­ной покрывающей среды <vм = v) . В результате дифференцирования выражения (5.22) и простых преобразований получим следующие формулы для относительных погрешностей в граничной скорости, обусловленных ошибками каждого из перечисленных выше парамет­ров в отдельности:

(m,y.)"• cos е cosi . 111 ,.. -- = 2 (ctg е cos ЧJ - sш ЧJ cos 'J!) -;-; 1'г sin i v

( m,г),. 1 ( cos i ) т,, -- = -2- 1 - -.- cos IP · -; ·

Vг sin i sш е l' ( lll,y.).p cos i . . -- = -2- ( COS е COS \{) COS ')! - SIП е SIП \{)) т,Р;

Vг sin i cos е cos i . .

. 2 . SIП \{) SIП ')! т,., , SIП 1

(5.24)

где cos е = V!J = cos IP 1 ( 1 - sin2 IP sin2 ')!) ( cos i tg IP cos ')! -- v' sin2 i - sin2 ЧJ cos2 ')! ) .

Относительные логрешиости граничной скорости прямо пропор­цианальны ошибкам в исходных данных при неизменных значениях других величин. Коэффициенты пропорциональности определяются отношением скоростей vlvг, наклоном границы ЧJ и азимутом ')!. Графики погрешностей, рассчитанные для значения vlvг = 0,8 , близ­кого к условиям и3учения nоверхности фундамента Сибирской плат­формы и границы кора - мантия, приведены на рис. 5.2. Обсудим

1 06

(mvг )v ту Vr v 1 А

о

- 1

- 2

-,3 (тvг)ч 1 в

Уг mlf ' град

0,01

о

± \1'0 о

45

lfo

90

(mvг)v• mv • v;:- 7

3

2

1

о 10

�ЧI 1 , -г 41 град 0,01

-0,01 1J5 -0,01 t------ 180

Б ± � о

45

90 1�5 � о

20 (/"

г

Рис. 5.2. Относительные погрешности определения граничной скорости.

эти графики с целью выяснения требований к системам наблюдений и точности исходных данных.

Углы наклона рассматриваемых преломляющих границ обычно не превышают 1 0°. В этих условиях относительные логрешиости в граничной скорости имеют примерно такую же величину, что и вызвавшие их относительные ошибки в исходных значениях кажу­щейся скорости (см. рис. 5.2, Б> . Погрешности (их модули) макси­мальны при наблюдении в направлении падения границы ('!J "' 0) и минимальны в направлении восстания ('!J "' 1 80°) .

Влияние ошибок в скорости в покрывающей среде (см. рис. 5.2, А) характеризуется такой же зависимостью от соотношения направле­ния вектора 11 и падения границы. Погрешности, возникающие за счет неточного знания скорости v, относительно невелики: при ч> � � 1 0° mv lvr � 0,5mvfv во всем диапазоне азимутов ЧJ. Следователь-г но, если при изучении поверхности мантии скорость в коре известна с погрешностью в 0, 1 -0,2 км/с, то возникающие за счет этого

1 07

ошибки в граничной скорости составят около 1 % ее nолного зна­чения. Относительные логрешиости в vг за счет неточностей в углах lf> и 'ЧJ (см. рис. 5.2, В, Г) не превышают существенно 1 % nри 1f> " 1 0°, если m.P :::::: 1 °, а тЧ> :::::: 5°.

При картировании интенсивных аномалий граничной скорости в большинстве случаев достаточно обесnечить точность оnределения этой скорости примерно 2-3 % (около 0,2 км/с) . Для того чтобы суммарное влияние независимых ошибок в значениях v• , v, 1f> и 'Ч' не превышало указанного nорога, нужно nотребовать, чтобы ошибки в скоростях v• и v были не более 0, 1 -0,2 км/с, в угле наклона границы - 1 -2°, в азимуте ее падения - 5°. По всей видимости, эти условия выполнимы, если кажущаяся скорость (градиент 1]) и элементы залегания рассчитываются с осреднением данных на доста­точно больших интервалах 00-20 км nри изучении границы Мохо) . Системы наблюдений отраженных и преломленных волн должны обеспечивать получение необходимых данных на таких интервалах. На участках с очень малыми углами наклона границы можно пре­небречь отличием граничной и кажущейся скоростей. Для условий изучения поверхности мантии это отличие nри lf> < 1 о составляет не более О, 1 к м/С.

Практическое опробование рассмотренного способа выполнено на материалах ГСЗ при изучении nоверхности мантии в Заnадной Якутии и на восточном фланге Байкальской рифтовой зоны, где имелись достаточно полные системы nрофильных наблюдений отра­женных и преломленных волн от этой поверхности. Рельеф границы и скорости в коре были получены по данным близкритических и закритических отражений, а значения граничной скорости найдены по системам встречных и нагоняющих годографов преломленных волн корректным способом полей времен. С полученными эталонными значениями сравнивались результаты расчетов vr по линейным диф­ференциальным элементам годографов преломлеяной волны для интервалов в 20 км. Расхождение в значениях граничной скорости не превышало 0,2 км/с при среднеквадратическом их отклонении О, 1 км/с. Такая точность вполне достаточна для надежного карти­рования крупных аномалий vr (х, у) , известных в этих районах.

5.3. ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ДАННЫХ ПЛОЩАДНЫХ НАБЛЮДЕНИЙ ПРЕЛОМЛЕННЫХ ВОЛН

Ниже, с использованием результатов работ [83, 85 ] , излагаются реализованные на ЭВМ способы определения рельефа опорной пре­ломляющей границы и граничной скорости Vr по совокупности поверх­ностных годографов опорной волны. Покрывающая среда считается однородной и изотропной, граница - локалъно (на участке двойного сейсмического сноса) плоской, а площадное распределение Vг может быть как изотропным, так и анизотропным. Скорость v в nокрываю­щей среде примимается известной. Рассматриваются также случаи, когда величина этой скорости может быть оценена no поверхностным

1 08

годографам преломленной волны на участках больших углов наклона границы либо при значительной азимутальной анизотропии Vr.

Приведем основные соотношения, связывающие определяемые по поверхностному годографу значения горизонтальных составляющих ч. и f\y градиента времени с искомыми параметрами среды. Эти градиенты входят в уравнение эйконала

� + � + � = 1 �2 1 = 1 lv, (5.25)

где 1'J полный вектор-градиент времени; 1'Jz - его вертикальная составляющая.

Для направляющих косинусов nxo ny и nz вектора нормали n к границе в точке отрыва от нее луча преломленной волны справедливо соотношение

(5.26)

Критический угол l п.Реломленной волны определим из скалярного произведения векторов 1'J и n:

COS l = ( 1 - v2 1 v�) 112 = 1J.,nx + f\yfly + 1Jznz. (5. 27)

С учетом уравнений (5.25) и (5.26) преобразуем последнее равенство к в�у

1J.,nx + f\yfly + [( l lv2 - 1].� - �) ( 1 - п; - n;) J112 = ( 1 - v2/v�)1121v. (5.28)

Это выражение связывает исходные значения градиентов времени 1]., и f\y с физическими параметрами среды и элементами залегания преломляющей границы, так как

nx = cos 'Р sin !р; ny = sin 'f' sin Ч'·

(5.29)

Здесь 'f' - азимут падения границы (положительный угол отсчиты­вается от оси х против часовой стрелки) ; ч> - угол ее падения (всегда положительный) .

Рассмотрим способы определения неизвестных параметров в слу­чаях изотропного и анизотропного распределения граничной ско­рости.

Изотропная модель. Простейшим является случай, когда полу­чено три поверхностных годографа t1 (х, у) , j = 1 , 2, 3, а скорость v в покрывающей среде задана. Имея для каждой точки исследуемой площади три пары значений составляюЩих поверхностного градиента времени <111х, YJ;y) и используя соотношение (5.28) , составим систему уравнений, из которой определяются направляющие косинусы нор­мали к преломляющей границе и граничная скорость. Переход к значениям угла наклона и азимута падения границы осуществляется на основе формул (5.29) . При избыточном количестве поверхностных годографов решение целесообразно осуществлять методом наимень­ших квадратов для повышения устойчивости результатов.

1 09

А l Б

2

!1

х

:х:

Рис. 5.3. К обоснованию сnособов интерnретации nлощадных наблюдений nреломлен­ных волн.

Для перехода к абсолютным глубинам залегания преломляющей границы z (х, у) нужно иметь хотя бы одно значение глубины или времени t0 в пределах площади наблюдений. Поверхность z (х, у) находится путем интегрирования функций дz/дх и дz/ду, определяе­мых по найденным значениям ср и '!':

дzl дх = cos '!' tg ср; дzl ду = sin '!' tg ср. (5.30)

Рассмотрим способ решения обратной задачи, базирующийся на наглядных геометрических построениях (рис. 5.3, А) .

Пусть в произвольной точке О плоскости наблюдений (х, О, у) от множества окружающих ее источников зареmстрирована прелом­ленная волна от одной и той же границы. Соответствующее множе­ство восходящих и продолженных в верхнее полупространство сейс­мических лучей образует два конуса с общей вершиной в этой точке. Если в области, ограниченной нижним конусом, скорости v и Vг постоянны, а граница плоская, то основанием верхнего конуса с образующей, равной по величине 1 1i 1 = 1 /v, является круг с ради­усом 1/vг. Плоскость круга параллельна преломляющей границе. Проекция его на плоскость наблюдений при ср '# О есть эллипс; при ср = О это круг. Концы проекций векторов 1j на плоскость х, у описывают этот эллипс. Его малая ось проходит через точку наблю­дений в направлении, перпендикулярном простиранию границы.

110

Введем обозначения: а и Ь - большая и малая полуоси эллипса; хц и Уц - координаты центра эллипса. Один из диаметров круга, который проецируется на плоскость наблюдений, параллелен боль­шой оси эллипса и они равны, т. е.

1 /Vr = а. (5.3 1 )

Азимут падения границы 'Р определяется из соотношения tg 'Р = УцfХц· (5.32)

Косинус угла падения границы есть отношение малой и большой осей эллипса:

cos Ч' = Ь/а. (5.33) Для скорости в покрывающей среде справедливо соотношение

1 /J = а2 ( 1 + х� + У�) . (5.34) а - Ь

При малых углах Ч' величины Хц, Уц стремятся к нулю, а значение а - к Ь, что приводит к неопределенности. Поэтому устойчиво оценить значение скорости v можно лишь при больших углах наклона преломляющей поверхности.

Итак, если известны параметры эллипса а, Ь, хц, Уц• то можно определить параметры среды v, Vr, lf', Ч'· Следовательно, задача сводится к определению параметров эллипса по известным векторам rt;.,y (УI;л rt;y) (j - индекс поверхностного годографа) .

Уравнение эллипса можно записать в виде

11� + 2е121'l<'Ъ· + е22'У\� + 2eвrt. + 2е2зf\у + езз = О. (5.35)

К нему следует добавить условие прохождения малой оси эллипса через начало координат

2 ] � _ е23 - е13е21 l _ е2з - еве21 1 - е22 - ( е13е22 - е12е2з) / [ ( е13е22 - е21 е2з) · (5.36)

Для нахождения коэффициентов е нужно в каждой точке поверх­ности наблюдений иметь набор значений градиента 'Y\i.ty• определенных не менее чем по четырем поверхностным годографам (j = 1 , 2, 3, 4) , и найти решение системы линейных уравнений (5.35) с учетом условия (5.36) . Параметры эллипса рассчитываются по формулам

где а2 = - А/ D/...2; Ь2 = - А/ D/...1 , (5.37)

е12 ев А = е21 е22 е2з

ез1 ез2 езз

1 1 1 е13 1 Уц = - D е21 е2з · (5.38)

1 1 1

В рассмотренной процедуре сделано допущение о постоянстве параметров среды (v, Vг, <р, 'f) в пределах нижнего конуса (см. рис. 5.3, А) . Область, где выполняются эти допущения, можно ме­нять, если значения yt,xy брать не в одной точке поверхности наблю­дений, а в совокупности точек, лежащих на окружности (см. рис. 5.3, Б) с радиусом r :Е; lн.т Uн.т - абсцисса начальной точки пре­ломлеяной волны) . При неоднородной нижней части разреза векторы 1l;xy целесообразно определять на окружности радиуса 1: :::::: lн. �· Если неоднородности расположены в верхней части разреза, то пред­почтителен выбор r = О [77 ].

Квазианизотропная модель. Термин «квазианизотропия» ис­пользуется с учетом того, что различия величины граничной скорости по разным направлениям могут быть вызваны не только истинной анизотропией скорости, но и латеральной неоднородностью прелом­ляющей среды на интервале определения vг. Примем эллиптическую аппроксимацию изменения скорости в плоскости преломляющей границы в зависимости от азимутального угла у: в2

v; (y) = [ 2) , 1 - 1 - :2 ·cos2 (у - Уа)

(5.39)

где А и В - большая, малая полуоси эллипса; Уа - угол между большой полуосью и осью абсцисс. Граница раздела, как и ранее, считается локально плоской и определяется азимутом 'Р и углом падения <р. При известной скорости v для нахождения lf>, 'f, А, В и еа необходимо иметь значения 11ж и 1\у как минимум с пяти поверхно­стных годографов.

При припятой аппроксимации азимутальной зависимости гра­ничной скорости совокупность векторов-градиентов времени, исхо­дящих из фиксированной точки, в плоскости преломляющей границы описывает эллипс с полуосями 1 1 А и 1 1 В. В данном случае Уа -угол между осью абсцисс и малой полуосью. Уравнение этого эллипса в координатной плоскости Х, У, совпадающей с преломляющей границей: СХ2 + DY. + ЕХУ .. 1 . (5.40) Центры эллипсов, определяемых уравнениями (5.39) и (5.40) , со­вмещены с началом координат.

Путем поворота на углы 'Р и <р исходной системы координат (х, у, z) , в которой определены значения градиентов времени, перейдем к новой системе (Х, У, Z) с плоскостью (Х, У) , параллельной преломляющей границе. Если YJ - вектор в системе (х, у, z) , то в новой системе он запишется в виде YJ' = М�, где М - ортогональная матрица:

1 1 2

[cos 'Р · cos <р М = sin 'Р · c�s <р

- Slll <р

- sin <р cos 'Р о

c�s 'Р · s�n <р] Slll 'f · Slll <р • cos <р

(5. 4 1 )

Для новой системы координат выразим составляющие Xi и }j градиента времени через исходные значения Т\;х и 11;у, соответству­ющие j-му поверхностному годографу: xj = ( Т\;х . cos 'Р + Тj;у • sin 'Р) . cos Ч' - у� - ( 1lfx + �) . sin Ч' ;

v (5.42) }j = - Т\;х · sin 1.1' + Тj;у · cos 1.!J, j = 1 , 2 , . . . , 5.

Подставляя в (5.40) уравнение (5.42) для трех различных направ­лений j = 1 , 2, 3, получаем линейную систему уравнений отно­сительно С, D и Е. Эту систему решаем методом Крамера, в качестве Ч' и 1р берем их некоторые приближения:

где

С = �. D = lli._l. Е = � (5.43) I Q 1 ' I Q 1 ' I Q 1 '

(xf Yf 1 ] Qз = Х� У� 1 .

х� У� 1

Используя оставшуюся информацию, строим целевую функцию: 5

F (tp , 1.1') = L (СХ] + DY} + Е · Xj }j - 1 )2• (5.44) j=4

Минимизируя данную функцию по переменным Ч' и 1.!J, определяем эти углы и коэффициенты С, D, Е, с помощью которых определяются параметры аппроксимирующего закона для граничной скорости А, В и Уа (5.39) :

A = YC + D + p . 2 '

B = YC + D - p . 2 '

Уа = � arctg (с � D) , где p = V(C - D)2 + E.

(5.45)

В рамках анизотропной модели по сравнению с изотропной средой появляются дополнительные возможности по данным поверхностных годографов оценивать значения скорости в покрывающей толще, в том числе и при Ч' = О. Это обусловлено различием лучевых углов по различным направлениям (из-за меняющихся значений граничной скорости) . Способ, реализующий эти возможности, рассмотрен · В работе [88 ] .

1 1 3

J Рис . .5.4. Схемы площадных наблю­дений преломленных волн (треуголь­ником отмечены источники коле-

баний) .

Особенности реализации решений. Рассмотрим вспо­могательные процедуры, ис­пользуемые при обработке исходных данных изложен­ными выше способами, и по­следовательность операций при их реализации на ЭВМ.

Определение поверхност­ного градиента времени и его составляющих существенно влияет на точность конечных

к результатов. В связи с этим реализована программа

сплайн-аппроксимации наблюденных поверхностных годографов t1 (х, у) с последующим аналитическим определением градиентов времени. Использованы аппроксимирующие сплайны различных сте­пеней. Чем выше степень сплайна, тем выше детальность и ниже точ­ность результатов при фиксированных ошибках во временах вступ­лений волн. Расчеты и опробование на экспериментальных ма­териалах показали, что при выполнении площадных работ в ти­пичных условиях Восточной Сибири при густоте точек наблюде­ний 2-3 на 1 00 км2 и точности определения времен (в основ­ном из-за сложности учета влияния поверхностных неоднородностей) ± О ,,05 с целесообразно использовать сглаживающие сплайны второй степени.

Определение значений времени t0 по поверхностным годографам проводится в рамках изотропной модели. Восстановление глубин залегания преломляющей поверхности по данным о 10 обычно при­водит к более точным результатам, чем по дифференциальным элементам залегания границы. Для отыскания зна\Jений t0 в области А, в которой определены поверхностные годографы от ряда источ­ников (рис. 5.4) , необходимы дополнительный поверхностный годог­раф от источника О, расположенного в центральной части этой области, либо одно или несколько значений t0 (точка N) , определен­ных в области А по данным профильных наблюдений.

В первом случае, используя профильные сечения поверхностных годографов в направлении источника О, можно определить область Q, за пределами которой от источника О следится та же иреломленная волна, что и с дальних источников. Используя в дальнейшем отрезки встречных годографов этой волны (например, на участке ВР от источников 1 и 0) и зная взаимное время, находятся по известным формулам значения t0 на Этом и других аналогичных отрезках.

1 1 4

г - Б .л о к .:J а n tJ c v iJcr н ны.:.с

т 1 8oi(!OiJ на ne<.'amь

1 1 1

_j б .110rr l/нmepлpt?n7 a Ц l/ t/ iJанньtх

Гг П�р::l/е-:ее.::-нос-::ы:-:�о-:.:-о� в-:::ис-=vе =tl cocrnatJ./IЯIOЩl/.Z г.pauveN/770/9 nol!e,o.x,..-ocmныx е0r7иг;:юtро8 1

L

Опреuеление \

Оп,оеt7&.ленvе проv.з­ео�ны.r g�, $g v еос­Сn?аноелени?�ера�иц

1 1

L:-�--=---=-_--J - - - -Рис. 5.5. Блок-схема интерпретации данных площадных наблюдений преломленных

волн.

1 1 5

Используя свойство параллельности нагоняющих годографов, зна­чения t0 определяют и в точке источника О.

На участках (например, в пределах отрезков прямых MN, ОР) , где необходимые для нахождения времен 1Q встречные годографы отсутствуют, они могут быть рассчитаны с использованием ранее полученных данных о величине Vr и наклоне преломляющей границы. Встречные годографы рассчитываются для воображаемого источника, помещаемого в точку с априорно известным значением !Q.

Блок-схема программы интерпретации данных в рамках изотроп­ной и квазианизотропной моделей приведсна на рИс. 5.5. Программа состоит из трех блоков.

В блок записи данных вводятся все данные о системе наблюдений, временах прихода волн, различных ошибках, модели, в рамках которой необходимо провести интерпретацию (глубины до границы в точках , где они известны, значения !Q, сведения о скорости в покрывающей среде и др. ) , информация о том, какие данные необ­ходимо получать и в каком виде.

В блоке интерпретации времена вступлений преломленных волн аппроксимируются сплайнами заданной степени и в заданных точках вычисляются составляющие градиентов поверхностных годографов. Выбирается модель, в рамках которой проводится интерпретация, и включается в работу одна из подпрограмм по определению парамет­ров среды, на выходе которых получаем массивы значений v"' А, В, v, е , 'lj!, lf> , значения t0 в заданных точках.

В блоке построения карт по значениям lf', 'lj! и опорным глубинам либо по значениям t0 восстанавливается преломляющая граница и строится карта глубин в изолиниях. Информация о значениях гра­ничных скоростей выводится в двух видах. Строится векторное поле осей эллипсов, если интерпретация проводится в рамках анизотроп­ной модели, или карта распределения граничных скоростей в изо­линиях для изотропной модели.

Час т ь I I

ПРИМЕРЫ ДЕТАЛЬНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ В ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ

Глава 6

БАЙКАЛЬСКАЯ РИФТОВАЯ ЗОНА

Исследования методом ГСЗ в этом обширном (около 1 млн км2) регионе новейшей тектонической активизации , а также на прилега­ющих территориях древней Сибирской платформы и складчатых областей Забайкалья ведутся с 1 968 г. В итоге в основном уже завершенного этапа рекогносцировочных работ на серии сейсмиче­ских маршрутов общей протяженностью более 6 тыс. км с привле­чением данных сейсмологии местных и удаленных землетрясений получены сведения о крупных чертах строения земной коры и верхней мантии, обобщенные в работе [61 ]. Рассматриваемые в данной главе последующие детальные исследования выполнены в минувшее десятилетие на участках северо-восточного фланга Бай­кальской рифтовой зоны (Верхнеангарский и Муйско-Чарский рай­оны) и Южно-Байкальской котловины. Приводимые примеры деталь­ных сейсмических исследований земной коры на Р- и S-волнах иллюстрируют возможности применения изложенных в первой части книrи методических разработок для решения задач глубинной гео­логии и прогноза землетрясений в высокосейсмичных тектонически активных районах.

6. 1 . ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ГЛУБИННОГО СТРОЕНИЯ РЕГИОНА ПО РЕЗУЛЬТАТАМ РАБОТ НА Р- И S-ВОЛНАХ

Предварим рассмотрение результатов детальных работ краткой характеристикой общих особенностей глубинного строения зоны Бай­кальского рифта по материалам рекогносцировочного этапа сейсми­ческих исследований, дополненных новыми данными, прежде всего по сдвигоным волнам. Напомним (см. гл. 2) , что в этом регионе для основных опорных S-волн по имеющимся данным не отмечено суще­ственного эффекта их расщепления на колебания разного типа поляризации. Это позволяет в качестве векоторого приближения использовать изотропную сейсмическую модель среды при описании разреза кристаллической литосферы.

Земная кора и верхи мантии. По результатам глубинного сейсми­ческого зондирования в восточных районах Байкальской рифтовой

1 1 7

0,2 O,J6

� 1 1 1

! Рис. 6. 1. Схематизированные зависимости скорости продоль­ных (vp) и поперечных (vs) волн и коэффициента Пуассона (о) от глубины для северо-вос­точного фланга Байкальской

рифтовой зоны. Особенности, имеющие nрерыр.исrое латеральное распространение: 1 -вкуrрикоровый сейсмический волно­вод; 2 - градиентный слой в низах земной коры; 3 - МаН11fйный слой с аномально низкой скоростью. М и М 1 - соответственно поверхность ано­мальной и нормальной мактиИi 4, 5 -интервалы с повышенной rоризонтапь-. ной расслоенностью разрем по данным

ПJЮдольных отраженных волн.

зоны составлено генерализованное вертикальное расчленение кри­сталлической части разреза без осадочного выполнения рифrовых впадин (рис. 6. 1 ) . На рисунке в обобщенном виде отражены главные особенности распределения по глубине скорости продольных, попе­речных волн и рассчитанных по ним значений коэффициента Пуас­сона, проявляющиеся на фоне обычного для континентов нарастания упругих параметров по вертикали. К этим особенностям относятся: внутрикоравый сейсмический волновод, область повышенного гра­диента скорости в самой нижней части земной коры, слой с аномально низкой скоростью в верхах мантии, интервалы тонкой субгоризон­тмьной расслоенмости разреза. Все перечисленные объекты распро­странены по латерали в пределах изученной территории с переры­вами. Охарактеризуем кратко эти объекты и поясним использованные приемы их выделения по исходным сейсмическим материалам.

Внутрикоравый волновод имеет прерывистое распространение в горизонтальном направлении и переменную глубину залегания, обычно не выходящую из интервала 1 1 -22 км. Он выделяется по характерному разрыву сводных годографов и вертикальных сечений временн6го поля t (х, [) волн Р" реф и S� на удалениях от источника 1 10- 1 70 км. Величина волноводного разрыва для продольных волн составляет 0,3-0,7 с, для поперечных - до 1 ,6 с . (см. раздел 2.2, рис. 2.6) . Одномерные зависимости IJp,s (z) по вер1·икальным сече­ниям временн6го поля определялись следующим образом. Вначале с использованием способов, разработанных для элементов годографа [74 ], находились зависимости скорости от глубины по доволноводно­му и послеволнаводному интервалам функции t (l)x=const· Глубины максимального проникания соседних лучей для этих интервалов определяют вероятное положение кровли и подошвы волновода. Оценка величины скорости в волноводе и корректировка зависимости v (z) во вмещающей среде осуществлялись путем перебора решений прямой задачи при условии, чтобы разность наблюденных и рассчи­танных значений времени не превышала О, 1 с. Средние значения параметров волновода по Р- и S-волнам, приведеиные на рис. 6. 1 ,

1 1 8

практически совпадают. В обоих случаях интервал глубин с понижен­ной на 0,2-0,3 км/с скоростью - 1 2- 1 8 км, мощность волновода -5-7 км. Однако относительное уменьшение скорости по поперечным волнам почти в 2 раза больше, поэтому значение коэффициента Пуассона для волновода несколько больше, чем во вмещающей среде.

В интервале глубин, где выделяется внутрикоравый волновод, отмечена область повышенной расслоенкости разреза (4 на рис. 6. 1 ) . Она имеет вид пачки близко расположенных прерывистых отража­ющих площадок с малыми углами наклона. Соответствующие до­критические и близкритические отраженные волны P"arp с малым радиусом корреляции (см. раздел 2.2) зарегистрированы как при наблюдениях с многократными Перекрытиями на участке Верхнеан­гарской впадины, так и при работах методикой дифференциальных сейсмических зондирований на ряде региональных профилей. На отдельных участках этих профилей построены отражающие границы вблизи кровли и подошвы волноводного слоя [61 ].

Зона повышенных значений вертикального градиента скорости непосредственно над контактом кора - мантия (2 на рис. 6. 1 ) выде­лена только по данным продольных волн в Муйском районе, где выполнены наблюдения повышенной детальности. Соответствующих исходных данных по S-волнам пока недостаточно для обоснованного анализа. В высокоградиентной зоне, подошва которой совпадает с Границей М, а вертикальная мощность оценивается в 5-7 км, ско­рость Vp нарастает с 6,8-7 до 7,8 км/с. В вышележащей толще до уровня нижней кромки внутрикорового волновода скорость с ростом глубины меняется значительно медленнее, в диапазоне 6,4-6,8 км/с. Мощность выделяемой над границей М градиентной зоны варьирует вплоть до полного выклинивания. Намечается тенденция ее мак­симального развития под участками рифrовых впадин (Кондинской, Муйской) �

Выделение и оценка параметров рассматриваемого высокогра­диентного интервала основывались на результатах изучения экс­периментальных полей t (х, [) (их вертикальных сечений) волны P"'arp в области закритических удалений от источника колебаний. Было показано [52 ] , что на ряде участков при удалениях 1 30-150 км достигается предельная точка регистрации отражения от границы М и далее наблюдается обратная ветвь годографа рефрагированной волны из низов земной коры. Критерием перехода к рефрагированной волне служило закономерное возрастание при удалении от источника значений эффективной скорости и глубин, рассчитанных по изблю­деиным годографам с использованием формул для отраженной волны. Зависимость v (z) рассчитывалась способами для рефрагированных волн [74 ] после учета влияния неоднородностей верхней половины разреза земной коры.

Верхнемантийный слой с аномально низкой скоростью продоль­ных (7,6-7,8 км/с) и поперечных (4,3 км/с) волн выделен по данным ГСЗ с привлечением материалов сейсмологии местных землетря­сений. От кровли и подошвы аномального слоя получены как прелом­ленные, так и отраженные волны. Для него характерно повышенное

1 1 9

j

2,6 0 \

20 � \ \

40

б О к м

�о J.4 jJ, r;cм'J

50 100

к, ina

\ \

о 20 40 50 'Vo

)(

Рис. 6.2. Вторичные корреляционные образы вертикального расчленения кристалличе­ской земной коры и верхов мантии для северо-восточного фланга Байкальской

рифтовой зоны по данным ГСЗ на Р- и S-волнах. р - плотность; G и К - COO'I'Вe'I'C'I'HHO упруmе модули сдвига и всестороннего сжатия; pr и рп - показатепи уnругой энергоемкости для фиксированных величин касательных и нормальных наnряжений, не nревосхо· д.ящих предела ynpyrocm; Si02 - содержание кремнезема. Q - кварца, Е - суммы окислов железа и маmия;

М и М 1 - nоверхности аномальной и нормальной мali"nlи.

значение коэффициента Пуассона (а = 0,28) не только по срав­нению с вышележащей толщей кристаллической земной коры, но и по отношению к подстилающим породам мантии с нормальной вели­чиной скорости (см. рис. 6. 1 ) . Верхняя часть рассматриваемого ин­тервала разреза характеризуется тонкой субгоризонтальной рассло­енностью, установленной по данным многократных систем наблю­дений докритических отраженных волн рмаrр· Область распростра­нения аномального слоя в верхах мантии имеет ширину 200-400 км, вытянута в северо-восточном направлении более чем на 1 500 км и охватывает всю Байкальскую рифтовую зону с выходом на прилега­ющие территории [61 ]. Мощность слоя колеблется от О до 50 км; утолщения его, как nравило, располагаются nод круnными рифто­вымя впадинами, где возможно существование узких каналов, дохо­дящих до мантийного волновода Гутенберга. В поперечном сечении аномальный слой представляется в виде утолщенного nод рифтом тела с nочти вертикальным ограничением со стороны Сибирской платформы и плавным выклиниванием в юго-восточном направ­лении.

Воспользуемся полученными в гл. 1 трехnараметровыми корре­ляционными зависимостями и найдем по рассмотренному вертикаль­ному распределению исходных значений Vp и Vs (см. рис. 6. 1 ) одно­мерные корреляционные вторичные образы, дающие полное описание упругой изотропной модели среды и характеризующие ее вещес;твен­ный состав. Полученные вторичные образы представлены на рис. 6.2.

В распределении по глубине физических параметров (плотности р, упруmх модулей сдвига G и всестороннего сжатия 10 проявляются все рассмотренные выше объекты. Качественный вид зависимостей р (z) , G (z) и К (z) такой же, как у исходных распределений скорости.

1 20

Отметим, что перепад плотности на контакте аномального слоя с породами нормальной мантии около 0,07 г/смЗ, что практически совпадает с независимой оценкой этой величины, сделанной ранее по аномалиям поля силы тяжести [35 ].

Вертикальное распределение показателей удельной упругой энер­гоемкости среды (р, и Рп> , рассчитанных пq формуле ( 1 .4) , харак­теризует способность глубинных горных пород накапливать энергию под действием приложеиных касательных (r) и нормальных (n) напряжений. Эти показатели численно равны величине упругой потенциальной энергии, приобретаемой единичным объемом горных пород, если соответствующие деформации равны единице. Получен­ные распределения дают дополнительную информацию для анализа условий возникновения байкальских землетрясений, очаги которых располагаются преимущественно в верхней и средней частях земной коры. .

Вещественный сОстав кристаллической земной коры и верхов мантии на рис. 6.2 характеризуется вероятным распределением по глубине процентнаго содержания кремнезема (Si02) , кварца (Q) и суммы окислов железа и магния (F) . Из совокупности этих показа­телей можно сделать заключение, что в разрезе земной коры рас­сматриваемого региона доминируют кислые и средние горные породы. В нижней ее части, в зоне повышенного вертикального градиента скорости, наряду с породами основного состава следует допустить присутствие ультраосновных пород.

Глубокие части мантии. Рядом исследователей [ 1 4, 22, 78 ] отмечено запаздывание прихода первых волн от удаленных земле­трясений и ядерных взрывов к сейсмическим станциям Прибайкалья. С учетом поправок за влияние неоднородностей земной коры вели­чина запаздывания составляет 1'-3 с по отношению к годографу Джеффриса - Буллена , что указывает на значительное региональное отклонение свойств мантии от стандартного разреза. Имеются разные варианты интерпретации этого аномального временн6го эффекта; критический анализ их дан в работе [37 ]. Применим изложенный в разделе 3.4 способ сейсмической томографии на временн�х задерж­ках проходящих волн для количественной оценки различий скорости продольных волн под Байкальской рифтовой зоной по отношению к прилегающим районам Сибирской платформы.

Исходными данными послужили опубликованные в работе [78 ] таблицы отклонений времен от стандартного годографа для 20 сейс­мологических станций (рис. 6.3) от 1 1 групп землетрясений с эпицен­тральными расстояниями 1 2-53° и ядерных взрывов на северо­американском полигоне в Неваде (70-86°) . Аномалии времен приве­дены к глубинному уровню вблизи поверхности мантии. За нор­мальную зависимость скорости от глубины V (z) взята модель Джеф­фриса. С целью получения геологически значимых результатов среда была разбита на объемные ячейки (блоки) следующим образом. Контур горизонтальной проекции средней ячейки совмещен с гра­ницами Байкальской рифтовой зоны (см. рис. 6.3) . Прилегающие ячейки, внешними ограничениями которых служат изодистантные

1 2 1

о 100 1 1

\

200 км 1

1

Чuта о

1

.. .

Рис. 6.3 . Схема Байкальского региона.

· · ·· · · ··

1 . · .

� 1 С] г

k--] .r Е;;;а .,

1

1 - сейсмопоntчесхие станции и наnравления подхода сейсмических лучей ar удаленных землетрясений и ядерных взрывов (заштрихованы лучи, испо.льзоаанные дли nостроения разре33 на рис. 6..5); 2 - коmур Байкальской рифrовой зоны 113 работы ]29]; З - проекции внешних оrраниче11ий мантийных ячеек-блоков для определения аномалий cкopocrn; 4 - rраницы област! аномально н11зкой cкopocrn на поверхности

мантии по данным rсз ]61]. 1, 11, 111 - проекци11 мантийных ячеек-блоков под южной часrью Сибирской платформы, Байкальской

рифrовой зоной, Забайкальской областью умерениото rорообразоваиия.

поверхности, соответствуют южным районам Сибирской платформы и Забайкальской области умеренного горообразования. Глубинное продолжение границ ячеек принято вертикальным, простирающимся по земному радиусу до глубины 1 600 км. Средний блок в плане целиком находится в области аномально низкой скорости на поверх­ности мантии с наиболее развитым аномальным слоем. Пространет­венные пучки сейсмических лучей выбраны так, чтобы расстояния d между крайними лучами не превышали 300-400 км.

Согласно процедуре, изложенной в разделе 3.4, была составлена и решена методом наименьших квадратов избыточная система 45 уравнений (3.68) с тремя неизвестными �1, �2 и �3, характеризу­ющими средние отклонения скорости в каждом блоке от ее стандарт­ного значения. Затем по формуле (3.4) были найдены разности аномальных составляющих скорости v2 - v1 и v3 - v1 по отношению к платформенному блоку. Разности получились равными -0,07 и -0,02 км /с. Это означает, что под Байкальской рифговей зоной скорость продольных волн понижена, даже если сравнение с со­седними районами ведется для очень большого интервала глубин, охватывающего не только верхнюю, но и часть нижней мантии Земли.

1 22

Рис. 6.4. Относительные анома-

лии скорости продольных волн в

мантии под Байкальским регио­

ном для двух вариантов ее разде-

ления на блоки (ячейки) .

I

1

v,

2 3

чсц lvJ-ц-= �07 �0< км/с км/с

�

15<

Для выявления тенденций изменения аномальной составляющей скорости по вертикали каждая из ячеек была разделена на две части сферической поверхностью, проходящей вблизи границы между верх­ней и нижней мантией на уровне 800 км. При такой более дробной параметризации среды по тем же исходным данным получено, что относительное (по отношению к платформенному блоку) пониже­ние скорости под Байкальской зоной в верхней мантии составляет - 0,09 км/с, в нижней мантии -0,07 км/с.

Оба варианта распределения аномалий скорости показаны на схематичном вертикальном сечении вкрест оси рифта (рис. 6.4) . Рассчитанные по найденным моделям значения 1: имеют среднеквад­ратическое отклонение от экспериментальных величин, не превыша­ющее погрешности исходных аномалий времени для землетрясений (0,4 "-:) . Соответствующая вероятная погрешность найденных ано­малий скорости составляет 0,02-0,03 км/с. Аналогичный подход ранее [6 1 ] был опробован на значительно менее представительной выборке исходных данных, что, естественно, привело к менее надеж­ным результатам, также указывающим на относительное умень­шение скорости в мантии под Байкальским рифтом.

Имеющиеся сейчас данные по прибайкальской сети сейсмических станций недостаточны для получения более детальных устойчивых сведений о распределении скорости в глубоких частях мантии исполь­зуемым способом. Поэтому был реализован следующий приближен­ный прием, изложенный в работе [78 ]. Для сейсмических лучей, входящих в область с заданной аномальной составляющей скорости, определяется протяженность участков их траекторий, проходимых с аномальной скоростью. Это позволяет найти точки входа лучей в аномальную область и по их совокупности определить примерный контур области. Траектории лучей строятся для стандартного рас­пределения скорости. Уменьшение скорости в аномальной области в соответствии с полученными выше оценками задано равным 0,09 км/с в верхней мантии (до уровня 800 км) и 0,07 км/с в нижней мантии. Учтено уменьшение скорости на 0,02 км/с для станций в забайкаль­ском .блоке. Было использовано 28 лучей (см. рис. 6.3) . Найденные точки их пересечения с контуром аномальной области снесены параллельна длинной оси рифтовой зоны на плоскость большого круга, проведеиного через середину Байкальского рифта вкрест его простирания.

1 23

CudupCirtJ я nл(lmtpopмo ОJ.Оt7ЙШ.Л -1000 о о

пшш 1

Рис. 6.5. Сейсмический разрез мантии по линии Байкал - южные Японские острова (на врезке - разрез земной коры и верхов мантии через Южно-Байкальскую впади-

ну [61 ] . 1 - аномальный слой в верхах мантии; 2 - аномальная область в мантии с дефицитом скоросrи Vp 0,09 км/с; 3 - то же с дефиц11том 0,07 км/с; 4 - осадочные породы в Байкальской впадине; 5 - проекция пересечения сейсмического луча с контуром аномальной мантии. М - nоверхность манnуt; М 1 - подошва

аномального слоя в верхах мантии. 1 - верхняя, 11 - нижняя манntя; 111 - ядр6 Земли.

Полученный в этой плоскости разрез (рис. 6.5) дает приближен­ное представление о вероятном контуре аномальной области по профилю протяженностью около 3 тыс. км, проходящему через юж­ный район Сибирской платформы, Байкальский рифт и далее на юго-восток вплоть до южных Японских островов. Намечается рас­пространение поиижеиных значений скорости в глубокие части ниж­ней мантии, возможно вплоть до земного ядра, в виде относительно узкого (первые сотни километров) канала. Северо-западное огра­ничение области, проележеиное от поверхности мантии под южным краем Сибирской платформы до глубины 2 тыс. км, отклоняется от вертикали не более чем на 1 0° в сторону платформы. Ширина аномальной области в самой верхней части мантии составляет в рассматриваемом сечении 200-300 км. Интересной особенностью является горизонтальное ответвление аномальной области на уровне границы между верхней и нижней мантией. Это ответвление, имею­щее толщину 300 км, прослеживается в юго-восточном направлении на расстоянии в 3 тыс. км от Байкала до зоны перехода от Азиатского континента к Тихому океану.

Найде�;�ное сечение мантии следует рассматривать как интеграль­ную характеристику. Внутренняя структура аномальной области, по всей видимости, неоднородна. На это указывает разрез самой верхней

1 24

ее части (см. врезку на рис. 6.5) , изученный с большей детальностью методами ГСЗ и сейсмологии местных землетрясений. Здесь вытяну­·тое в юго-восточном направлении линзавидное тело верхнемантийно­го вещества с низкой скоростью продольных и поперечных волн, охарактеризованное в начале данного параграфа, подстилается поро­дами с нормальными свойствами (Vp = 8 , 1 -8,3 км/с) . Последние, видимо, прорваны узким, почти вертикальным каналом, уходящим в верхнемантийный волновод Гутенберга.

Построения, представленные на рис. 6.5, могут быть истолкованы с позиции концепции конвекционных потоков в мантии, если до­пустить, что выявленные относительные уменьшения скорости явля­ются сейсмическими следами восходящих разогретых ветвей этих потоков. Их нисходящие охлажденные ветви не будут отмечаться пониженнем скорости. В этом случае нижнемантийная часть ано­мальной сейсмической области , включающая вертикальный канал и горизонтальное ответвление, будет соответствовать половине круп­ной конвекционной ячейки, движение разогретого вещества в которой направлено по часовой стрелке с предполагаемой нисходящей охлаж­денной ветвью под зоной сочленения Азиатского континента и Тихого океана. В самой верхней части мантии (см. врезку на рис. 6.5) замкнутый конвекционный поток того же направления , но меньшего масштаба, можно предположить, допустив существование к юго-во­стоку от рифтовой зоны второго вертикального канала, связывающего аномальный слой со скоростью 7, 7-7,8 к м/с с астеносферным волно­водом Гутенберга на глубинах около 1 00 км. Для оценки достовер­ности этих предположений нужны дальнейшие сейсмические иссле­дования на соответствующих территориях.

6.2. ИССЛЕДОВАНИЯ НА СИСТЕМАХ МНОГОКРАТНЫХ ПЕРЕКРЫТИЙ В ВЕРХНЕАНГАРСКОМ РАЙОНЕ

Профильные системы наблюдений с многократными перекры­тиями , ориентированные на регистрацию близвертикальных отра­жений вблизи источников колебаний, широко и с большим гео­логическим эффектом применяются для изучения тонкой геометриче­ской структуры кристаллической земной коры. При рассматриваемых ниже исследованиях [38 ] предпринята попытка реализовать избыточ­ные многократные системы наблюдений в значительно более широ­ком диапазоне удалений от источников (0-1 00 км) . Это позволяет наряду с докритическими и близкритическими отраженными волнами регистрировать квазиголовные и рефрагированные волны, в резуль­тате чего появляется возможность детально изучать не только гео­метрическую структуру среды , но и распределение ее физических свойств. Реализуются полные корреляционные системы наб,ТI.юдений для преломленных волн с малой областью надежной регистрации в первых встуnлениях. Это позволяет выделять доnолнительные, обыч­но пропускаемые, глубинные границы.

1 25

� 1 Рис. 6.6. Обзорная схема Верхнеангарского района.

/ /

/ О 30км 1

1 - КОН'Т)'р Верхнеангарской рифтовой впаднны; 2 - дизъюнктивные нарушения по rеолоnrческ.им данным (19]; 3 - осевая линия сквозной зоны разломов (32]; 4 - сейсмичесJШЙ профиль.

t,c 18

14

10

б

2

о 1

� l=100км -------

-------- 90 --------

-------- 80 ------------�,--------

1 50 1 100 � 2

1 150

.го

.х, км

Рис. 6. 7. Поле времен t (х, [) первых вступлений волн "i1tp. Ptp и Р"'реф по профилю через Верхнеангарскую рифтовую впадину.

1 - ЛIIНIШ / ""' const; 2 - границы областей nрослеживания разных волн; З - источники колебаний: 4 -реntстрирующие установки.

1 26

Особенности проведения исследований. Рассматриваемый сейс­мический профиль расположен вблизи северо-восточноrо окончания оз. Байкал (рис. 6.6) и пересекает Верхнеангарскую рифrовую впа­дину. Впадина вытянута в северо-восточном направлении, имеет rо­ризонтальные размеры 1 20 х 35 км и окружена Баргузинским, Верх­неангарским и Северо-Муйским хребтами. Полная амплитуда вер­тикальных неотектонических движений достигает здесь почти 4 км: опускание кристаллическоrо основания впадины оценивается в .2 км при примерно такой же величине воздымания прилегающих хребтов [30, 32 ).

В районе исследований широко развиты дизъюнктивные нару­шения преимущественно северо-восточноrо и ортоrональноrо к нему направления. Сама впадина ограничена со всех сторон разломами. У ее юrо-западноrо ограничения выделяется [32 ) сквозная зона разло­мов, проходящая в северо-западном направлении через всю область неотектонической активизации. Осевая Линия этой зоны пересечена сейсмическим профил ем вблизи 50-ro километра (см. рис. 6.6) . Бу­рением под четвертичными отложениями, выполняющими рифrовую впадину, вскрыты карбонатные породы раннекембрийскоrо возраста. Верхняя часть разреза молодых терригеиных осадочных пород со­держит прерывистый слой вечной мерзлоты, проявляющийся в поле сейсмических волн. Более подробную геолоrо-геофизическую харак­теристику района можно найти в работе [20 ].

Реализованная система детальных 1 2-кратных наблюдений (см. рис. 2. 1 , Б) с аппаратурой <<Тайга>> и особенности зарегистрирован­ного волнового поля были охарактеризованы в гл. 2 (см. рис. 2.8 , 2 .9 , табл. 2. 1 ) . Поэтому ограничимся пояснениями к способам интерпре­тации и сводным построениям, выполненным в основном по продоль­ным волнам, для которых получены представительные первичные данные.

Построение преломляющих границ Ф и К в верхней части разреза на участке профиля в пределах рифтовой впадины выполнено по f_ВОдн�м встречным годографам и временн�м полям волн �Р' �Р' �Р и S�P (см. табл. 2. 1 ) с учетом влияния поверхностных неоднород­ностей. Параметры среды определены в рамках двухмерно-неодно­родной модели среды. При малодетальных наблюдениях в Байкаль­ском регионе названные волны, обладающие малым радиусом визу­альной корреляции, нередко объединяются в одну опорную волну Рреф и S�еф· При избыточных системах наблюдений области их суще­ствования надежно обособляются на сводном поле t (х, [) на осно­ве известного признака параллельности нагоняющих годографов (рис. 6.7) .

Распределение скорости Vp (х, z) в верхней части кристаллической земной коры до глубины 17 км найдено по исправленному за влияние неоднородностей верхней части среды временн6му полю волны ?реф. Использован изложенный в разделе 3 . 1 способ линеаризованной интерпретации поля t (х, /) рефрагированной волны при адапти­рующемся начальном приближении с последующим сглаживанием

1 27

-N QO

о

5

60 1

t0,c

80 1 100 1 х , к м

- ."- _ .. . ;;... -� � - '1., " ,. , �·��.. • :i �-i'", · - � -=- .- --- .::-"F -- � -::::::=�""" ...... ... ............ .. ........ ...... ...... --� ................. ........................ - ... . 120 1

16 22

40

60

h, к м Рис. 6.8. Временной разрез по данным ГСЗ-Огr по Верхнеангарскому профилю. Интервалы разреза с t0 = О + 1 0 с и t0 = = 10 + 20 с получены по записям на удаленних от источника соответственно 0-45 и 45-90 км.

значений скорости в скользящем окне с вертикальными и горизон­тальными размерами в 1 и 1 0 км. Одномерное распределение ско­рости Vp (z) в нижележащей части разреза, содержащей сейсми­ческий волновод, определено по вертикальному сечению поля времен первых вступлений с привлечением данных по системе зондирований с базами, превышающими 100 км.

Цифровая обработка записей с целью селекции глубинных отра­жений по материалам наблюдений с многократными перекрытия­ми выполнена с использованием стандартного комплекса программ СЦС-3, применяемого в сейсмической разведке. Исходные данные в связи с этим были подвергнуты масштабированию - сжатию в 5 раз. После предварительной фильтрации записи суммпровались способом общей глубинной точки. Вводились априорные статические и кине­матические поправки. Распределение скорости в среде взято по результатам интерпретации опорных волн в первых вступлениях и отражений от границ М и М1•

ВременнЫе разрезы строились как по всей совокупности записей, так и по их выборкам для разных диапазонов расстояний источ­ник - приемник. По степени проявления сейсмических границ эти разрезы не одинаковы. По выборке записей на расстояниях 0-45 км от источника колебаний получено более четкое и детальное расчле­нение верхней части · разреза <to .. 2,5-7,0 с) (рис. 6.8) . Вблизи границы М отражающие площадки <to = 13 ,5- 15 с) наиболее надеж­но проявились на временн6м разрезе, построенном по записям в интервале от 45 до 90 км. Реальность выделения крутопадающих и пологих отражающих площадок в верхней части крИсталлической коры на временн6м разрезе находит подтверждение в исходных сейсмических записях, относящихся к фиксированному источнику (см. рис. 2.9) .

Результаты работ. На сводном сейсмическом разрезе (рис. 6.9) по профилю, пересекающему Верхнеангарскую впадину с выходом на участки Баргузинекого и Северо-Муйского хребтов, объединены результаты интерпретации всей совокупности отраженных, прелом­ленных и рефрагированных волн разных типов поляризации. Для большей наглядности вертикальная шкала по сравнению с горизон­тальной растянута почти в 3 раза. Наиболее полные сведения полу­чены для верхней половины разреза земной коры по данным много­кратных наблюдений. Неотектонические структуры - рифтовая впадина и горные хребты - существенно различаются по глубинным сейсмическим характеристикам.

· Мощность кайнозойских осадочных отложений во впадине меня­

ется вдоль профиля от 0,5 до 1 ,6 км. Минимальные значения полу­чены на юго-западе, максимальные - в центральной и северо-вос­точной частях впадины. Ограничения слоя осадков при переходе к хребтам происходят резко, по разломам. Средняя скорость продоль­ных волн в этом слое составляет 2 км/с. В самой верхней части разреза на ряде участков отмечены повышенные (3,4-3,9 км/с) значения скорости, по всей видимости обусловленные развитием вечной мерз­лоты, мощность которой оценивается в 50- 1 00 м.

1 29

h,км I

2

о

- 10

-го

- 4 0

-50

-б О

50 100 1 1

II

к м

Vrp = 7,7 - 7,8 Vr$ = 4,2-4,J 1$ = 0,28-0,29

--------- м1 V rp =-8,2-8,3

1

l

� 5 � Рис. 6.9. Сводный сейсмический разрез через Баргузинекий хребет (1) , Верхнеангар-

скую впадину (11) и Северо-Муйский хребет (111 ) . 1 - сейсмические границы и дневная поверхность; 2 - изолинии скорости продольных волн, км.Jс; 3 -sизъюнктивы; 4 - отражающие площадки по данным ГСЗ- ОГГ; .5 - кайнозойские осадочные породы. Vp. i>s и О - средние скорости продольных, поперечных волн и коэф:рициеlfТ Пуассона в земной коре; Vг , Vr - граничные скорости, км/с; М и М1 - nоверхносrь мантии с аномально низким и нормальным з!ачен

sием скорости. В правой части рисунка приведем осредненный график скорости Р·волн в интервале

глубин 10-25 км.

Преломляющая граница Ф, характеризующаяся значениями гра­ничных скоростей продольных и поперечных волн соответственно 5,3-6,0 и 3,3-3,6 км/с при преобладающих величинах коэффи­циента Пуассона 0,24-0,26, отождествляется с поверхностью докай­нозойского фундамента Верхнеангарской впадины. Граница имеет расчлененный рельеф с абсолютными отметками -О, 1 + - l , О к м и углами наклона до 4°.

Между поверхностью Ф и нижележащей преломляющей границей К с vr = 6,0-6 , 1 км/с заключен слой горных пород, имеющий перемеiiную мощность до 2 км. Этот слой развит только под рифтовой впадиной и, по-видимому, соответствует нижнекембрийским преиму­щественно карбонатным породам.

На обоих концах профиля, выходящих на учас!ки горных хреб­тов, самая верхняя часть разреза, сложенная кристаллическими горными породами, имеет величину скорости продольных волн 4,5 ± ± 0,55 км /с. С углублением на несколько километров скорость быстро возрастает и приобретает значения 6 , 1 - 6,4 км /с.

Существенные особенности структуры кристаллической земной коры под границей К выявляются по совокупности результатов

1 30

детальных работ на рефрагированных и отраженных продольных волнах. По первым из названных волн построено двухмерное поле изолиний скорости вплоть до глубинного уровня - 17 км, по вто­рым - совокупность непротяженных отражающих площадок в ин­тервале -5 + -25 км. Результаты детальных исследований доста­точно полно характеризуют разрез в центральной части профиля и лишь частично его краевые горные участки.

В поле скоростей под рифтовой впадиной обособляется область их поиижеиных значений. Под горными участками скорости на 0,2-0,4 · км/ с больше, чем под впадиной на том же уровне глубин. Особенностью земной коры под впадиной является наличие в интер­вале глубин 1 8-22 км горизонтально расслоенной зоны, отмечаемой в виде пачки коротких пологозалегающих отражающих площадок. В этом же интервале глубин установлен сейсмический волновод с дефицитом скорости продольных волн в 0,2-0,3 км/ с по сравнению с вмещающей его средой. Можно предположить, что эти сейсмические особенности отвечают зоне тектонической расслоенности, вдоль ко­торой происходят относительные смещения крупных массивов горных пород в горизонтальном направлении.

Имеющиеся данные позволяют судить о глубинном сочленении Баргузинекого и Верхнеангарского блоков земной коры. Это сочле­нение происходит по круто падающему под впадину разлому. Разлом проявляется как серия упорядоченных отражающих площадок со средним углом наклона 38-40° в интервале глубин -5 + -25 км. Выше по разрезу он отображается в конфигурации изолиний ско­рости, а у дневной поверхности выходит на уже упоминавшуюся осевую линию сквозной серии разломов, пересекающей всю рифто­вую зону вкрест ее простирания.

Для оценки вероятной величины смещения блоков земной коры по рассматриваемому разлому у юго-западного ограничения Верхне­ангарской впадины рассмотрим поле скорости по разные стороны от разлома. Со стороны Баргузинекого хребта изолинии скорости 6,2 и 6,4 км /с находятся на уровне -2 + -4 км. Под впадиной такие зна­чениЯ скорости отмечаются на абсолютных глубинах -5 + -7 км. Следовательно, возможная величина вертикальной составляющей смещения 3-4 км, что совпадает с независимой оценкой полной амплитуды неотектонических движений на данном участке в олиго­цен-плейстоценовое время по комплексу геолого-геофизических дан­ных [30 ] .

Представленное на рис. 6.9 соотношение наклонных и почти горизонтальных отражающих элементов в виде двух пересекающихся совокупностей, по всей видимости, лишь приближенно отражает особенности сложной трехмерной структуры земной коры, свойствен­ной рассматриваемому району. Имея в виду возможное влияние неучтенных эффектов бокового отклонения сейсмических лучей от вертикальной плоскости разреза, можно допустить и плавный переход от наклонной к субгоризонтальной расслоенности среды. В этом случае будем иметь единую выполаживающуюся с ростом глубины

1 3 1

зону сейсмической расслоенности, характерную для структур типа листрических разломов.

Значения средней (эффективной) скорости продольных и попе­речных волн во всей толще земной коры на участке Верхнеангарской впадины составляют соответственно 6,4 и 3,55 км /с , а = 0,275. В верхах мантии, как и на других участ}(ах Байкальской рифтовой зоны, по данным опорных преломленных и отраженных волн на больших удалениях выделяется слой с аномально низкой скоростью (Vp = 7 ,7-7,8 км/с, Vs = 4,2-4,3 км/с, а = 0,28-0,29) , имею­щий мощность около 15 км. Поверхность аномальной мантии (М) под центральной частью впадины залегает на уровне -42 км и погружа­ется под обрамляющими горными хребтами. Дополнительной особен­ностью, установленной в результате детальных наблюдений глу­бинных докритических отражений, является сейсмическая расслоеи­ность среды вблизи границы М, где выделена пачка коротких от­ражающих площадок с небольшими углами наклона.

6.3. ТРЕХМЕРНАЯ МОДЕЛЬ ЗЕМНОЙ КОРЫ ПО ДАННЫМ Р-ВОЛН В ЗОНЕ МУЙСКОГО ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ

Выявление объемных (трехмерных) глубинных неоднороднос­тей · - одна из важнейших задач детальных сейсмических исследо­ваний кристаллической литосферы. Во многих случаях только при таком подходе возможно полноценное изучение геометрии и свойств сложно построенных глубинных объектов различной геологической природы. Ниже рассматривается пример выявления пространствен­ных неоднородностей расnределения скорости продольных волн в очаговой части разреза земной коры в районе катастрофического Муйского землетрясения, пронешедшего в 1 957 г. на северо-востоке Байкальской рифтовой зоны (рис. 6. 1 0) . Детальное изучение свойств среды выполнено по данным продольных рефрагированных волн и близкритических отражений от поверхности мантии с использо­ванием изложенных в гл. 3 способов сейсмической томографии на временнь1х задержках.

Характеристика района исследований. Муйское землетрясение 27/ VI - 1 957 г. - одно из сильнейших в нашей стране в текущем столетии. Магнитуда его оценивается в 7,6-7,9, интенсивность -1 0- 1 2 баллов, энергетический класс - 17 , глубина очага около 1 5 км [2 1 , 33, 8 1 ]. Землетрясение произошло на малообжитой в то время территории и ощущалось на площади в 2 млн км2• Форма изосейст (см. рис. 6. 1 0) показывает, что область проявления земле­трясения на поверхности смещена в северо-западном направлении относительно эпицентра, определенного по инструментальным дан­ным с невысокой точностью.

Особенности строения и свойств среды, возможно обусловленные конкретным сильным землетрясением, проявляются на фоне неодно­родностей, сформированных в предьщущие этапы развития изучае­мого объема земной коры. В нашем случае такие неоднородности

1 32

о JООкм 1 1

Рис. 6. 10. Обзорная схема района Муйского землетрясения 1 957 г. 1 - эпицентр по инструментальным данным (21]; 2 - •<зосейстьl по махросейсмическим данным (81]; 3 -

rраницы области ощутимости эемлетрясенияi 4 - площадь детальных исследований методом ГСЗ.

могут быть связаны с дорифтовым этапом развития района, новейшей тектонической активизацией за последние 20-30 млн лет и с совре­менным сейсмическим режимом. Для характеристики этих «Фоно­вых» факторов, которые необходимо учитывать при анализе резуль­татов ГСЗ, на рис. 6. 1 1 приводятся фрагменты геологической карты, карты неотектоники и сейсмической активности с эпицентi'ами круп­ных землетрясений [ 1 9 , 3 1 , 1 20 ].

К числу дорифтовых геологических неоднородностей (см. рис. 6. 1 1 , А) относятся обнажающиеся на дневной поверхности протера­зойские интрузии основного и ультраосРовного состава. Образуемый ими базит-mпербазитовый пояс почти меридионального простирания в северной части площади раздваивается, оконтуриная с запада, востока и юга древнюю (архейскую) Муйскую глыбу. Глыба сложена преимущественно кислыми породами и имеет поперечные размеры 40-50 км. На остальной территории доминируют кислые мета­морфические и магматические породы.

Нестектонические морфоструктуры, показанные на рис. 6 . 1 1 , Б, имеют почти ортогональное простирание по отношению к древнему структурному плану. Наиболее крупные из них - Муйская рифтовая впадина (участок пересечения профилей 1 и 2) и граничащие с ней с севера (Северо-Муйский и Кодарский) и юга (Южно-Муйский, Удоканский) горные хребты. По простиранию рифтовой зоны Муй­ская впадйна через межвпадинцые перемычки переходит в Верхне­ангарскую (на западе) и Чарскую (на востоке) впадины. ВеJ>Тикаль-

1 33

150 к м

50

700

150

о

112° о

700

100 Б

А 200

200

300

сЭ 1 " 2 (fJ//j) 3 � 4,; >-5

118° JOO км

км L-�L---��������--�--��--����------� в

700 200 JOO км

Рис. 6. 11. Сейсмоrеолоrическая характеристика Муйскоrо района исследований. А - фрагмент геолоntческой

·карты (по данным 119], с упрощениями): 1 - кайнозойские терригеиные

отложения в рифrовых впад.инах; 2 - протерозойск.J1е основные и уль'tРаосновные интрузивные nороды; 3 - эqхрузивы основноrо состава (на остальной территории доминируют разновозрастные породы кислоrо состава); 4 - сейсмические профили; .S - примерный контур поrребенной области с повышенной скоростью

Р-волн. Б - неотектоническая струх-rура (по данным [31], с упрощениями): 1 - рифrовые впадины lt их разломные ограничения {31); 2 - И30линии суммарных амплитуд неотектонических движений, км; З - сейсмические

профили; 4 - конrур области с nовышенной скоростью Р-волн. В - ха рта сейсмической активности (А 10) и эnицентров сильных землетрясений по данным работ {21, 120]: 1 -4 - эпицентры землетрясений. энергетический класс (К) КО1Uрых составляет соответственно 17, 16, 14 - 15 и 12 - 13 (вьщелены Муйское (К к 17) и Северабайкальское (К = 16) землетрясения); .5, 6 и 7 - уча<:JХИ с сейсмической активносrью: 0,5 < А 10 с 2, 0,1 < А 10 < 0,5 и А 10 < 0,1; 8 - сейсмические профил и; 9 -

контур области с повышенной схоростью Р·волн.

1 34

ная составляющая амплитуды неотектонических движений (сме­щение днищ впадин относительно вершин хребтов) составляет 3-4 км.

Сейсмическая активность (см. рис. 6 . 1 1 , В) , по данным наблю­дений за период 1 962-1979 гг., повышена в западной и северо-вос­точной частях района, где значения А10 достигают соответственно 2,0 и 1 , 1- 1 ,3. Только на этих участках располагаются эпицентры инструментальна зарегистрированных землетрясений 1 2-го и более высоких энергетических классов. Подавляющее большинство таких землетрясений произошло после Муйской катастрофы 1 957 г. Круп­нейшим событием на северо-востоке рассматриваемой территории является уже охарактеризованное Муйское з�млетрясение, на за­паде - Северабайкальское землетрясение 1 9 1 7 г. (энергетический класс К = 1 6 , магнитуда 6,6-6, 7, интенсивность 9 баллов) , глубина гипоцентра которого грубо оценивается в 20 км [2 1 , 33, 8 1 ] . В разделяющей эти участки зоне <<сейсмического затишья}> в текущем столетии не зарегистрировано ни одного землетрясения с К 01о 1 2. Однако ранее (сотни, тысячи лет тому назад) в отмечаемой сейчас зоне затишья сильные (сравнимые с Муйским) землетрясения были. По палеосейсмогеологическим данным здесь установлены [ 2 1 , 8 1 ] эпицентральвые области нескольких таких землетрясений.

Методика исследований. В Байкальском регионе, как уже отме­чалось в гл. 2, надежно регистрируемые в первых вступлениях рефрагированные волны проникают на значительную глубину. При дальности регистрации 1 70�200 км глубина проникания достигает 20-25 км. Это позволяет использовать рефрагированные волны для выявления объемного распределения скорости в области очагов коро­ных землетрясений. Информацию о неоднородностях земной коры несут отраженные от ее подошвы волны, которые обычно устойчиво выделяются на удалениях от источника колебаний 70- 150 км. Со­вместная интерпретация этих двух типов волн дает возможность охарактеризовать распределение скорости вплоть до подошвы коры. Методика полевых наблюдений и способы интерпретации этих волн должны обеспечивать надежное выявление глубинных аномалий скорости , протяженность которых не превосходит характерных раз­меров очаговых зон крупных землетрясений. Ожидаемые горизон­тальные размеры последних оцениваются в десятки - первые сотни километров [76 ].

В районе эпицентра Муйского землетрясения на территории около 60 тыс. км2 проведены детальные площадные и профильвые наблю­дения методом ГСЗ. Контуры исследованной площади и главные сейсмические профили показаны на рис. 6. 1 О и 6. 1 1 . Источники колебаний (взрывы в естественных водоемах) располагались отно­сительно равномерно через 1 0-20 км, шестиканальные регистри­рующие установки - через 8-15 км. Получено около 1 600 зонди­рований с записями рефрагированных волн в первых вступлениях при удалениях до 200 км от источников колебаний. Близкритические отражения от поверхности мантии, использованные в данной работе, зарегистрированы на профиле 3 на 50 зондированиях.

1 35

Трехмерное распределение скорости по данным площадной сети зондирований рефрагированными волнами найдено с использованием алгоритма, базирующеrося на линеаризованной постановке обратной кинематической задачи. Обоснование алгоритма дано в разделе 3.2. Его программмая реализация включает многоцветную визуализацию результатов сейсмической томографии на комплексе «Периколор-2000». В качестве начального приближения использован единый для всей площади нормальный разрез, содержащий 1 0 горизонтальных однородных слоев с мощностью 2,5 км каждый при скачкообразном нарастании пластовой скорости от 5,5 до 6,7 км/с. Рассчитаны значения скорости в совокупности объемных ячеек, размеры которых по осям х, у, z составляют соответственно 10 , 1 0 и 2,5 км.

С учетом реализованной плотности площадных наблюдений, особенностей нормального разреза и применеиного алгоритма досто­верность полученных результатов может быть оценена следующим образом: видимо, без существенных искажений выявляются ано­малии, имеющие величину скорости более 0, 15-0,2 км /с, горизон­тальные размеры не менее 30-40 км и протяженность по вертикали 3-5 км и более. Ранее часть использованной нами выборки исходных данных была обработана в рамках двухмерной модели среды по ряду прямолинейных сейсмических профилей в пределах рассматриваемой площади [53 ]. Сопоставление результатов интерпретации с приме­некием алгоритмов для двух- и трехмерной моделей показало их качественное совпадение в отображении nротяженных (десятки кило­метров по горизонтали) аномалий скорости. Средние расхождения полученных значений скорости увеличиваются с ростом глубины (от 5 до 20 км) и составляют 0 , 1-0,2 км/с.

Совместная интерпретация рефрагированных и отраженных от границы М волн предпринята с целью получить сведения о распре­делении скорости в нижней части земной коры на профиле 3 (см. рис. 6. 1 1 ) , проходящем через эпицентр Муйского землетрясения. Использован способ (см. раздел 3.3) линеаризованной интерпретации двухмерного временн6го поля отраженной волны от опорной полого­залегающей границы (в нашем случае - границы М) . Этот способ по избыточной выборке времен пробега отраженной волны позволяет найти значения скорости в совокупности ячеек, на которые разбива­ется покрывающая среда. Вначале была использована однослойная модель среды, покрывающей отражающую границу, разделенная вертикальными линиями на три блока (ячейки) с горизонтальной протяженностью 15 км каждый. Получены значения скорости (и их среднеквадратические погрешности) в этих блоках, определено поло­жение границы М (рис. 6. 1 2, А) .

При многослойной аппроксимации покрывающей среды требуется априорное задание скорости в части ячеек, что и было сделано с использованием результатов интерпретации рефрагированных волн. В четырехслойной модели с 1 2 ячейками (см. рис. 6. 12 , Б) в восьми ячейках для верхней и средней частей земной коры значения скорости заданы. Значения, найденные для четырех лежащих ниже ячеек, дают дополнительную информацию о распределении скорости в низах

1 36

Рис. 6. 12. Расnределение ско­рости nродольных волн в зем­ной коре no nрофилю 3 (см. рис. 6. 1 1 , А) no результатам ин­терnретации отраженных волн

от границы М. 1 - граница М; 2 - границы ячеек; 3 - ячейхи с априорно заданным зна­чением скорости. Числа - значения ск.о-­рости и их среднеквадра-mческие по-

rрешности, r.м/с.

земной коры. Точность этой информации в двух крайних блоках на се­веро-востоке профиля (225-300 км) понижена из-за относительно ред­кой сети наблюдений на этом участке.

Объемная модель земной коры. В результа­:rе применения способов

0 1 20J J

100 1

б,40 ± O,OJ

А 2f0

8,49 ± 0,03

300км 1 6,40 1

1 ± 0,03 1 м 4�L-__..L.. __ ....___

б

O rr���������rr77� 2� 40- 6,62 ± 0,06

км l----------

линеаризованной интерпретации рефрагированных и отраженных волн по материалам ГСЗ построена томаграфическая модель для области очага рассматриваемого землетрясения - найдено трехмер­ное распределение скорости продольных волн в объеме земной коры, имеющем вертикальную мощность 20-25 км и горизонтальные раз­меры 1 00 х 250 км. Сведения о скорости в нижней части земной коры получены на профиле 3, проходящем через эпицентр землетря­сения у юго-восточного ограничения исследованной площади.

Объемные неоднородности представлены на рис. 6. 1 3 в виде пяти карт-срезов изолиний скорости на уровнях О (уровень моря) , 5, 1 0, 1 5 и 20 км. На рис. 6. 1 4 в этой модели сделаны вертикальные вырезы, несущие информацию об изменении скорости в промежутках между горизонтальными срезами.

На верхнем срезе, секущем не только кристаллические породы, но и осадочные (выполнение рифтовых впадин) , имеем наиболее широкий диапазон изменения скорости (3,5-6 км/с) . При перехо­де к более глубоким уровням доминирующие значения скорости последовательно возрастают от 6-6,25 км/с на уровне 5 км до 6,5-6,75 км/с на глубине 20 км. Однако степень неоднородности (размах колебаний значений скорости на фиксированном уровне) с глубиной не уменьшается и составляет около 1 км 1 с вплоть до уровня 20 км.

На двух верхних срезах (0 и 5 км) распределение скорости тесно связано с неотектоникой: простирания (почти широтные) изолиний скорости и охарактеризованных выше неотектонических морфострук­тур (см. рис. 6. 1 1 , Б) совпадают. Муйской, Чарекой и Кондинекой рифтовым впадинам соответствуют области с ниЗкой скоростью, под горными хребтами преобладают повышенные значения скорости.

6 Захаэ N<! 480 1 37

100

N

� s

150 к м

3,5 1,0 1,5 SjO /о о'оо 0 01 o o 0�o0 o 0 o10 o0 o�d/• .:. • .•. • .*:/' 5,5 1 1 610 6,5 1 1'111111 111

10,0

7,0 км/с 1

Рис. 6. 13. Объемный монтаж карт-срезов с расnределением скорости nродольных волн в районе Муйского землетрясения ( 1, 2 - эnицентры Северобайкальского и Муйского

землетрясений ) .

Главной особенностью распределения скорости на уровнях 1 О км и глубже является проходящая через всю площадь исследований внутренне неоднородная область повышенной (на десятые доли кило­метра в секунду) скорости, вытянутая в северо-восточном направ­лении. Повышенные значения скорости, судя по оценкам, получен­ным на проqтле 3 (см. рис. 6. 1 2) , распространяются и в нижнюю часть разреза земной коры вплоть до ее подошвы. По имеющимся данным размеры объема глубинных пород с высокой скоростью могут

1 38

о юо 200 300 400 км

15 1,0 4,5 1 5,,0 s"s 1 610 6,5 7,0кмfс lli:::�t::�:l:ittt!t!: : : : : : : : :l 1 i'pp;' 1

Рис. 6. 14. Объемная модель расnределения скорости nродольных волн в земной коре в районе Муйского землетрясения (1, 2 - см. на рис. 6 . 1 3) .

быть оценены лишь приближенно: по вертикали не менее 10-1 5 км, по горизонтали (40 + 80) х 250 км.

Рассматриваемая область неоднородна, что особенно четко про­является вблизи глубинного уровня 20 км. Здесь у границ области выделяются два локальных участка повышенной неоднородности с резкими изменениями скорости на величину 0,8-1 км /с. Один из участков располагается под эпицентром Муйского землетрясения (см. рис. 6. 1 3 ) , второй - вблизи очага сильного Северобайкальского зем­летрясения.

Область высокой скорости включает в себя рассмотренную выше зону современного сейсмического затишья (см. рис. 6. 1 1 , В) . С дорифтовыми геологическими неоднородностями и неотектониче­скими структурами (см. рис. 6 . 1 1 , А, Б) она не коррелируется ни по местоположению, ни по направлению простирания. Отмеченные особенности: пониженпая современная сейсмическая активность над погребеиной областью высокой скорости, совпадение ее резких кра­евых неоднородностей с гипоцентрами двух сильных землетрясений

1 39

1 9 1 7 и 1 957 гг. , отсутствие четкой связи с известными поверхност­ными неоднородностями предшествующих этапов геологического раз­вития района - все это позволяет рассматривать выявленную об­ласть как объект, возможно связанный и с современными глубинными процессами, порождающими крупные землетрясения.

Какова вероятная природа этого глубинного объекта? Возможный вариант ответа на этот вопрос состоит в том, что область повышенной скорости продольных волн является глубинным накопителем упругой энергии. В этом случае слагающие ее горные породы должны обладать повышенной упругой энергоемкостью и прочностью. Вероятными местами разрядки накопившейся энергии могут служить неоднород­ные ослабленные участки на контактах высокопрочного объема с вмещающей его средой. Возможны и иные истолкования выявленных глубинных аномалий. Для более определенных суждений необходимы дополнительные данные о свойствах среды, прежде всего на основе совместного использования при глубинном сейсмическом зондиро­вании очаговых зон земной коры поперечных волн в комплексе с продольными. Такой комплексный анализ дан ниже.

6.4. ПРОФИЛЬНЫВ ИССЛЕДОВАНИЯ НА Р- И S-ВОЛНАХ В МУЙСКОМ РАЙОНЕ

Детальные исследования земной коры с совместным использо­ванием продольных и поперечных волн в пределах охарактеризован­ного в предыдущем разделе Муйского района Байкальской рифтовой зоны выполнены на двух профилях общей протяженностью 400 км ( профили 2 и 3 на рис. 6. 1 1 ) . Получены двухмерные распределения полного набора упругих параметров, в основном для верхней поло­вины разреза кристаллической коры, а также распределения показа­телей вероятного вещественного состава глубинных горных пород. Эти данные рассматриваются в двух аспектах - в связи с изучением глубинного продолжения развитых в исследованном районе неотек­тонических и древних геологических объектов и для более полной физической характеристики неоднородностей среды в области очагов пронешедших здесь крупных землетрясений.

Первичные сейсмические образы среды. Исходными данными для построения сейсмических разрезов в изолиниях скорости Р- и S-волн в верхней 20-километровой толще земной коры послужили времена пробега рефрагированных волн разного типа поляризации, зареги­стрированных преимущественно при вертикально ориентированных приеминках и отчасти на трехкомпонентных установках. Записи этих волн (см. гл. 2) получены через каждые 8-15 км профиля на удаленлях до 1 70-200 км от пунктов взрыва, отстоящих друг от друга на 1 0-20 км. Нижележащая часть разреза вплоть до подошвы земной коры изучена менее детально по данным преломленных (головных) волн и близкритических отражений от границы М. На профиле 2 от этой границы выделены как Р-, так и S-волны, на профиле 3 - только продольные волны.

1 40

При анализе заnисей колебаний сдвиговых волн (см. раздел 2.2) не обнаружено существенного эффекта их расщеnления на SV- и SН-составляющие, что nозволяет в nервом nриближении считать изучаемую среду изотроnной. С исnользованием одних и тех же сnособов сейсмической томографии на временнь1х задержках, изложенных в разделе 3. 1 , были найдены двухмерные расnреде­ления скорости в верхней половине разреза земной коры раздель­но по временнЫм полям рефрагированных Р- и S-волн. Осред­ненные значения сейсмических параметров для крупных блоков в нижней части земной коры найдены в результате совместной ин­терnретации отражений от границы М и рефрагированных волн (см. рис. 6. 1 2) .

П о совокуnности указанных данных для каждого профиля не­зависимо nостроено по два сейсмических разреза земной коры -исходных образов среды по продольным (рис. 6 . 15 , А и 6. 1 6 , А) и поnеречным (рис. 6. 1 5, Б и 6. 1 6, Б) волнам. Разрезы для профиля 2 имеют практически одинаковую степень достоверности и деталь­ности. Из-за пониженной надежности выделения поnеречных волн на некоторых участках nрофиля 3 на соответствующем сейсмическом разрезе nоказаны крупные достаточно обоснованные особенности расnределения скорости только до глубинного уровня 20 км. В отоб­ражении круnных черт глубинного строения земной коры разрезы по Р- и S-волнам близки. Однако в существенных деталях они значимо различаются. Наличие значимых различий свидетельствует о nолу­чении новой доnолнительной информации о среде по комnлексу волн разной nоляризации.

Рассматриваемые сейсмические профили находятся в существен­но различных геологических условиях, характеризующихся сложным сочетанием закартированных на дневной поверхности древних и неотектонических структур (см. рис. 6. 1 1 ) . Профиль 2 проходит по резко неоднородному участку. Он пересекает древнюю Муйскую глыбу, сложенную преимущественно кислыми породами архейского возраста. Базит-гиnербазитовый пояс здесь разделяется на две ветви, обрамляющие с запада и востока эту глыбу. Полный размах вер­тикальной составляющей неотектонических перемещений кристал­лического основания превышает 3 км. Его поверхность погружена до отметки - 1 ,6 км в пределах Муйской рифтовой впадины, а на прилегающих горных хребтах поднята до 1 ,5 км над уровнем моря. Значительно более однородную геологическую обстановку имеем на участке профиля 3, располагающегося южнее Муйской глыбы и одноименной рифтовой впадины. Амплитуда вертикальных движений неотектонического этапа здесь не превышает 0,5- 1 км, а протера­зойские базит-гипербазитовые интрузии объединяются в единый пояс. Профиль 2 проходит у самого края контура выделенного в предыдущем разделе тела с высокой скоростью продольных волн, а профиль 3 пересекает этот контур, несколько отклоняясь на юга-во­сток от его длиной оси.

Несмотря на отмеченное выше сложное сочетание наложенных друг на друга разновозрастных геологических объектов , намечается достаточно определенное их соотношение с особенностями получен-

1 41

1 42

I0.71CHO-M!JUC!fiiU .хребет

А Xpedem l!'otJap

200 к м к м 1 1 о�����

v =6,з5

� 50 Vr =7,6-7,8 Vr=7,2-7,4

5

50�------------------------------------------------� 8

6 = 0,28 50�------------------------------�

ных по данным. Р- и S-волн сейсмических разрезов. Под Муйской

впадиной, как и под многими другими неотектоническими впадинами Байкальской рифтовой зоны, отмечается поднятие границы М , за­фиксированное на профиле 2 по результатам интерпретации волн обоих типов поляризации. Верхняя часть разреза кристаллической земной коры на том же профиле под рифтовой впадиной и совпада­ющей с ней по местоположению Муйской глыбой характеризуется относительно поиижеиными на 0,4-0,6 км /с значениями скорости продольных волн и увеличением скорости волн сдвигового типа примерно на 0,3 км/с. Обе ветви пояса основных и ультраосновных интрузий, обрамляющие Муйскую глыбу, отмечаются для Р-волн повышенными, а для S-волн пониженными величинами скорости. Эти особенности прослеживаются в поле скоростей на рис. 6. 15 , А, Б до глубин не менее 20 км.

При переходе к профилю 3 в соответствии с изменением гео­логической обстановки меняется и распределение скорости сейс­мических волн в земной коре. Здесь доминирующей особенностью поля скорости Р-волн является обширная область с повышенными значениями этого параметра , выделяющаяся в средней части профиля начиная с глубин в несколько километров на участке развития базит-гипербазитового пояса. Эта область проележена до уровня 30 км и, по-видимому, продолжается вплоть до подошвы земной коры (см. рис. 6. 1 6 , А) . Скорость поперечных волн в этой области также имеет относительно повышенные на величину до 0,3 км/ с значения (см. рис. 6. 1 6 , Б) .

Общим свойством исходных сейсмических разрезов по обоим профилям является существование прерывающегося в латеральном направлении волновода с меняющимися мощностью и глубиной залегания. Инверсия скорости более четко выражена для продольных волн, чаще всего в интервале глубин 1 0-20 км.

Вторичные образы среды. Из функциональных образов рас­смотрим распределения коэффициента Пуассона - о (см. рис. 6. 15 , В и 6. 1 6 , В) , рассчитанного по исходным значениям vp и v5• На про­филе 2 на фоне общего нарастания о с глубиной вьщеляются горизон­тальные неоднородности, тесно коррелирующиеся с близповерхност­ными геологическими особенностями. В осевой части рифтовой зоны (под Муйской впадиной и Муйской глыбой) преобладают поиижеиные значения этого коэффициента и в верхней, и в нижней частях разреза земной коры. Под горными хребтами на участках развития интрузий основного состава значения о существенно выше. Для профиля 3 получены менее представительные данные. В отмеченной выше об-

. ласти относительно повышенной скорости продольных волн значения о составляют 0,2-0,25. Малая величина коэффициента на уровне 1 О км обусловлена локальным уменьшением скорости Vp.

Рис. 6. 1:5. Сейсмические разрезы земной коры по профилю 2 в Муйском районе Байкальской рифтовой зоны (см. рис. 6. 1 1 ) .

А - по данным Р·волн; Б - по данным S·волн; В _- распределение кооффициента Пуассона (а). М -поверхность мантии; изолинии скоросги даны в км/с; v, "' - средняя и граничная скорости. Заштрихованы

области повышенных значений соответствующих параметров.

1 43

б

о "·3 45 J,З

3,5 10

20

в

о 0,2()

tO

20 Рис. 6. 16. Сейсми<Jеские разрезы земной коры по профилю 3 в Муйском районе Байкальской рифтовой зоны. Уел. обозн. см. на рис. 6 . 1 5 . На рис. А указаны зна<�ения

среднепластовой скорости продольных волн для нижней части земной коры, км/с.

Корреляционные вторичные образы двухмерного распределения плотности, упругих модулей и показателей вещественного состава горных пород приведены на рис. 6. 1 7 и 6. 1 8 для верхней 20-километ­ровой части кристаллической земной коры. Они получены с исполь­зованием соответствующих трехпараметровых корреляционных зави­симостей , обоснованных в гл. 1 .

Вначале обратимся к распределениям, характеризующим вероят­ное содержание кварца и кремнезема. Величины этих показателей для обоих профилей близки к максимальным значениям , свойствен-

1 44

А 100 200 K t.1 к м 1 1

о

10

20

Б

о

10

20 в

о

10

20

г

о

10

20

д

о

10

20 1 Рис. 6. 1 7. Вторичные корреляционные образы среды по профилю 2 в Муйском районе. А - плотность, r/см3; Б - модуль объемного сжатия К, ГПа 1t соответствующий показатель удельной

упругой энергоемкости р" ; (К/2) · 109. Джjм3; В - модуль сдвига G, ГПа и показатель pr ; (G/2) · 109,

Дж/м3; Г - содержание кварца, %; Д - суммарное содержание кремнезема, %. Заштрихованы области повышенных значений.

1 45

100 tl t.l

л 200 1 км soo

о*=========�������� 10

с:::::.2 7 ,

201----6

8

i

20 ..__ ____ _ д

Рис. 6. 18. Вторичные корреляционные образы среды по про­филю 3 в Муйском районе. У ел. обоз н. см. на рис. 6. 1 7 .

ным горным породам кислого состава - 20-40 % для кварца и 65-15 % для суммарного содержания кремнезема. Полученные значения, возможно, завышены из-за неучитываемого влияния на­пряженного состояния и тектонической нарушенности среды. На профиле 2, где, по геологическим данным, доминируют кислые

1 46

породы, средний уровень этих показателей несколько выше. Локаль­ные особенности рассматриваемых распределений для профиля 2 находятся в хорошем соответствии с закартированными при гео­логической съемке комплексами горных пород разного состава (см. рис. 6. 1 1 , А) . Эти комплексы уверенно прослеживаются на глубину не менее 20 км. Вплоть до этого уровня в данном сечении обе ветви базит-гипербазитового пояса разделяются массивом пород кислого состава, проявляющимся как область с высоким содержанием квар­ца и Si02.

Для обсуждения вопроса о вероятной физической природе по­гребенного объемного тела с повышенной скоростью Р-волн (см. рис. 6. 1 1 , 6 . 13 и 6. 1 4) воспользуемся распределениями полного набо­ра упругих свойств среды на рис. 6. 18 , А, Б, В для профиля 3, иерееекающего контур этого тела. Напомним, что само тело распо­лагается на участке относительного затишья современной сейсмиче­ской активности, а к его краевым глубинным неоднородностям приурочены очаги двух крупных землетрясений, пронешедших в текущем столетии.

Рассматриваемое тело, несмотря на существование в нем локаль­ных внутренних неоднородностей, в целом характеризуется отно­сительным увеличением плотности и обоих упругих модулей. В его пределах модуль сдвига увеличен на 15-20 % от среднего значения в изученной области. Вследствие этого тело обладает относительно повышенной способностью к накоплению упругой потенциальной энергии при его деформировании приложеиными силами. Введенные в разделе 1 .3 показатми удельной упругой энергоемкости Рп и р, численно равны половине соответствующих упругих модулей (см. формулы ( 1 .3) и ( 1 .4) ) . Поэтому изолинии модулей всесторонне­го сжатия и сдвига на рис. 6. 1 8 , Б, В являются одновременно и изолиниями этих показателей с учетом различий в размерности величин. Показатель энергоемкости горных пород р, для сдвиго­вых деформа�ий в пределах высокоскоростного тела оценивается в 20 · 1 09 Дж 1 м при его значениях около 1 7 · 109 Дж 1 м3 во вмещающей среде. К оценке величины накопленной энергии в объеме рас­сматриваемого тела можно перейти, задавшись конкретными зна­чениями упругих деформаций.

По полному набору данных об упругих свойствах среды в рас­сматриваемом районе можно сделать следующее заключение. Распо­лагающееся под зоной сейсмического затишья обширное тело с увеличенной скоростью продольных волн, вероятнее всего, является областью аккумуляции упругой потенциальной энергии, разрядка которой на участках его периферических неоднородностей приво­дила к возникновению крупных землетрясений (Северобайкальского 1 9 1 7 г. , Муйского 1957 г. ) . Альтернативное предположение о том, что аномальное тело является областью среды с нарушенной этими землетрясениями структурой, следует отвергнуть, прежде всего, из­за высоких значений модуля сдвига, свойственных этому телу. По-видимому, рассматриваемый участок в настоящее время на­ходится в стадии накопления упругой энергии, могущей завершиться крупным сейсмическим событием.

1 47

6.5. РАСЧЛЕНЕНИЕ ОСАДОЧНОГО ЧЕХЛА ПО ДАННЫМ ПРЕЛОМЛЕННЫХ ВОЛН НА АКВАТОРИИ 03. БАЙКАЛ

Детальные сейсмические исследования структуры мощного (до нескольких километров) осадочного выполнения сложно построенной Байкальской рифтовой впадины, получившие широкое развитие в последние годы на акватории одноименного озера, ориентированы на использование отраженных волн (методы общей глубинной точки, непрерывного сейсмоакустического профилирования) . Рассматривае­мые ниже исследования методом преломленных волн дополняют эти работы. По данным преломленных волн обеспечивается необходимая глубинность исследований с надежным решением вопроса о поло­жении кристаллического основания впадины и, что особенно важно, получается информация о распределении скорости в пластах глу­бинных пород. Эта информация необходима как для уверенной интерпретации материалов по отраженным волнам, так и для гео­логического истолкования сейсмических разрезов.

Особенности методики работ. Сейсмический профиль (рис. 6. 1 9) протяженностью 60 км располагается вдоль длинной оси Южно-Бай­кальской котловины, где толщина слоя воды достигает 1 ,5 км. Ме­тодикой обращенного профилирования получено три двухсторонних нагоняющих годографа с максимальным расстоянием источник -приемник 20-30 км. В средней части профиля (х = 30-40 км) с интервалом в 4-5 км на дне озера размещались три автоматические регистрирующие станции. Возбуждение колебаний велось с исполь­зованием пневмоисточника на движущемся корабле через каждые 1 20 м профиля. Глубины до дна озера измерялись эхолотом. При топографической привязке использовались времена пробега гидро­волн (прямых , отраженных от дна и берегов озера) . Расстояния на профиле определялись по временам вступлений прямых и кратных водных волн с точностью в первые десятки метров.

Аналоговые записи донных станций подвергались частотной фильтрации в полосе частот 3- 1 8 Гц и оцифровывались с дискре­тизацией 0,02 с. В результате получено три сводных монтажа сейс­мических записей , каждый из которых содержит до 600 трасс. Один из этих монтажей, относящийся к крайней западной донной станции, показан на рис. 2. 1 0.

Волновое поле было кратко охарактеризовано в разделе 2.2 (см. рис. 2. 1 0) . В первые вступления, вслед за прямой водной волной с кажущейся скоростью 1 , 43 ± О, 1 км 1 с, последовательно выходят сменяющие друг друга преломленные волны ��' ��' Р��, .J1P и Р"Р. Нагоняющие годографы каждой из этих волн практически параллель­ны. Заметное схождение нагоняющих годографов при удалении от источника колебаний отмечено только для волны ��' образующейся на поверхности малоуплотненных донных осадочных пород и харак­теризующейся кажущейся скоростью около 1 , 7 км 1 с. Максимальной кажущейся скоростью обладает волна Р"Р. (6-6,5 км 1 с) , которая начинает регистрироваться в первых вступлениях на удалениях более

1 48

о

5

10 !{М

20 Б

40 бО км

1,43 ± 0,05 --��----------------------��4�==�"� � Ог 1, 7 ±. 0,1

o----o���-c�--o--u�� �

D-0---..о-сю--. ф 4,6 ± 0,2

� к 6,2 t.0,2.

Рис. 6. 19. Схема расnоложения сейсмического nрофиля (А) и сейсмический разрез верхней части земной коры (Б) на участке Южно-Байкальской вnадины по данным

nреломленных волн. 1 - зона nредполагаемого глубинноrо разлома; 2 - глубины по данным преломленных волн; 3 - то же по данным аrраженных волн; значения граничной скорости nродольных волн даны в км/с. 01 - дно оз. Байкал; О2, Оз - сейсмические границы в кайнозойском осадочном чехле; Ф, К - nоверхносrи докайно·

зойско� и кристаллического фундаментов.

22-25 км от источника. Скорости иреломленных волн от промежу­точных границ заключены в диапазоне 2,2-4,6 км /с.

В последующей части сейсмических записей наряду с отмечен­ными в разделе 2.2 многочисленными кратными волнами, возника­ющими преимущественно в водном слое, выделяются названные выше иреломленные волны и отражения от некоторых промежуточ­ных границ в осадочном чехле. Видимые частоты колебаний выде­ленных волн составляют 8- 1 1 Гц.

При переходе в западном направлении через участок профиля с х = 25-30 км (см. рис. 2. 1 0/ на всех трех годографах происходит уменьшение времени вступлений первых волн на величину до 1 с*.

• На интервале nрофиля х = 24-30 км сейсмические заnиси не nолучены по техническим nричинам.

1 49

По всей видимости, это вызвано тем, что здесь пересекается глу­бинный разлом со значительным воздыманием сейсмических границ на западном конце профиля.

Интерпретация годографов выделенных волн, в том числе и кратных, проведена в рамках модели многослойной среды с перемен­ными значениями мощностей слоев и пластовых скоростей [73, 83 ] . Считалось, что граничные и пластовые скорости совпадают.

Результаты работ, представленные в виде сейсмического разреза на рис. 6. 1 9, характеризуют вертикальное расчленение разреза оса­дочного выполнения Байкальской рифтовой впадины и дают сведения о глубине залегания ее кристаллического основания. Имевшиеся ранее геофизические данные о вероятной мощности кайнозойских осадков в исследуемом районе базпровались на интерпретации ано­малий естественных геофизических полей и материалов малоде­тальных сейсмических работ [7 , 29 , 61 ]. По этим оценкам толщи­на осадочного слоя в Южно-Байкальской котловине может дости­гать 5 - 7 км.

Толща осадочных пород под дном озера (под преломляющей границей 01) до глубины 6 км на сейсмическом разрезе подразделя­ется на три слоя. На границах 02 и 03, разделяющих слои, величины скорости продольных волн скачкообразно возрастают, принимая зна­чения 1 ,7; 2 ,2 и 3,45 км /с. Вероятно, комплекс пород с такими скоростями соответствует терригеиным осадкам кайнозойского возра­ста, отложившимся в ходе рифтогенеза. Подошвой толщи (ее докай­нозойским фундаментом) является преломляющая поверхность Ф с граничной скоростью 4,6 км /с.

Нижележащий слой мощностью в 3 км, заключенный меж­ду границами Ф и К, скорее всего сложен более древними осадоч­ными породами иного состава. Аналогичный слой выделен и под кайнозойскими осадками Верхнеангарской впадины. Возможно, в обоих районах в сейсмических данных проявляются останцы оса­дочного выполнения древних прогибов, существовавших на участ­ках Байкальской рифтовой зоны до начала неотектонической ак­тивизации.

Значения скорости, близкие к 6 км 1 с, отвечающие (с учетом компрессионноrо эффекта) кристаллическим горным породам, обнаруживаются на рассматриваемом сейсмическом разрезе на глубинном уровне около -9 км. При переходе через расположен­ную здесь преломляющую границу К скорость становится равной 6 ,2 ± 0,2 км 1 с. Эту границу можно рассматривать как поверхность кристаллического фундамента.

Сейсмические границы, построенные на относительно непротя­женных ( l 0-30 км) участках профиля, залегают почти горизонталь­но. Однако полученные материалы дают основание считать, что рельеф этих границ имеет сложный вид даже по простиранию рифтовой впадины. Отмеченное выше значительное уменьшение времени первых вступлений на западном окончании профиля указы­вает на резкое воздымание этих границ по разлому с амплитудой 0 ,5- l км.

1 50

Глава 7

ЯКУТСКАЯ КИМ БЕР ЛИТОБАЯ ПРОВИНЦИЯ

Рассматриваемая ниже южная часть Якутской кимберлитовой провинции (ее Мало-Ботуобинекий и Далдыно-Алакитский районы) расположена в бассейнах рек Вилюй и Марха. В структурно-тек­тоническом плане она приурочена к северному окончанию Непско­Ботуобинской и юга-восточному склону Авабарской антеклиз древ­ней Сибирской платформы. Кимберлитовые трубки взрыва, с кото­рыми связаны коренные месторождения алмазов,- локальные гео­логические объекты в верхах платформенного чехла, сложенные преимущественно щелочио-ультраосновными породами, зарожден­ными в верхней мантии Земли на глубинах около 200-300 км. Трубки взрыва обычно группируются в кимберлитовые поля, име­ющие характерные горизонтальные размеры 30 х 50 км. Проникио­веине кимберлитового вещества сквозь земную кору происходило неоднократно в интервале абсолютного геологического времени 400-130 млн лет от девона до юры включительно.

Задача глубинных сейсмических исследований - поиск следов проявления кимберлитового магматизма в земной коре и верхах мантии в уже известных кимберлитовых полях (Мирнинском, Дал­дынском, Алакитском, Мунском) с целью получения сведений для обоснования критериев прогнозирования новых полей по комплексу геолого-геофизических данных.

Исходя из известных размеров кимберлитовых полей, требовалось обеспечить надежное выявление глубинных структурных особенно­стей и аномалий распределения физических свойств вещества с горизонтальными размерами в первые десятки километров. Для этого имевшаяся в регионе редкая сеть протяженных профилей ГСЗ [6, 26, 50 ] оказалась недостаточной. Необходим был переход к площадным исследованиям повышенной детальности с более полной реализацией возможностей изучения свойств среды на базе совместного использо­вания сейсмических волн разного типа поляризации.

В данной главе не ставится цель достаточно полно изложить результаты глубинных сейсмических исследований в рассматри­ваемом регионе. Основное внимание концентрируется на приме­рах детальных работ в районе Мирнинекого кимберлитового поля, иллюстрирующих возможности практнческоrо применения ме­тодических приемов, обоснованных в первой части книги. Ре­зультаты .по всей изученной территории приводятся в виде кратко­го обобщения.

7.1. ОБОБЩЕННАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ГЛУБИННОГО СТРОЕНИЯ РЕГИОНА

Для суждения о крупных особенностях глубинного строения земной коры и верхов мантии в южных районах Якутской ким­берлитовой провинции приведем результаты обобщающих постро­ений по совокупности имеющихся здесь данных ГСЗ на продоль-

1 5 1

О 75к"' L...L...L.J • Лrнск

Рис. 7. 1. Схема рельефа поверхности мантии для юга Якутской кимберлитовой провинц�IИ. 1 - изоrиnсы, км; 2 - основные сейсмические профили; 3 - контуры кимберлитовых полей (1 -Мирнинскоrо, 2 - A.naюrrcкoro, 3 - Далдынского, 4 -

Мунскоrо).

ных волнах, полученных при мар­шрутных и плошадных системах наблюдений [26, 95, 1 0 1 , 1 03 ], а также рассмотрим характерный сейсмический разрез по профилю через Мирнинекое кимберлитовое поле [97 ] .

Обобщающие построения осу­ществлены по опорным региональ­но вьщержанным сейсмическим гра­ницам с генерализаци�й их релье­фа и физических свойств. Струк­турная схема поверхности мантии (рис. 7 .0 построена по данным про­фильных и площадных наблюдений близкритических отражений от гра­

ницы М. Главной особенностью рельефа этой границы является узкий (50- 1 00 км) желобаобразный прогиб, прослеженный в почти меридиональном направлении на протяжении 700 км, на фоне обще­го нарастания мощности земной коры с юга на север от 40 до 50 км и более. Амплитуда прогиба возрастает с 5 км в районе Мирнинекого кимберлитового поля до 1 0- 1 2 км в Далдыно-Алакитском районе.

Особенностью исследованной территории является сложное мо­заичное распределение граничной скорости продольных волн на поверхности мантии. Скорости, определенные для большой совокуп­ности локальных участков <20-40 км по горизонтали) по данным профильных и площадных наблюдений , изменяются в аномально широком диапазоне - от 8 до 8 ,8-9 км /с [ 1 0 1 ]. Для выявления общих закономерностей и расширения освещаемой сейсмическими данными площади были рассмотрены осредненные на большом интер­вале значения скорости для зондирований с базой 260 км. При таких расстояниях между источником и приемником преломленная волна от границы М надежно выделяется в первых вступлениях. Длина участка скольжения сейсмического луча на поверхности мантии составляет в этом случае около 150 км. Осредненные величины граничной скорости, относимые к средним точкам баз соответству­ющих зондирований, определены по пересчитанным на известную поверхность М значениям времен.

На построенной по полученным таким образом данным схеме (рис. 7.2) выделяется субмеридиональная, протягивающаяся через всю территорию область повышенных ( > 8,2 к м / с) осредненных значений скор()сти на поверхности мантии. Внутри области мак­симальные (до 8 ,4-8 ,5 км/с) осредненные значения относятся к

1 52

О 75км � o ЛEHCII

Рис. 7.3. Схема рельефа внутрикоро­вой отражающей границы для юга Якутской кимберлитовой nровинции.

Уел. обозн. см. на рис. 7 . 1 .

Рис. 7.2. Схема осредненных значений граничной скорости nродольных волн на nоверхности мантии для юга Якутской кимберлитовой провинции.

1 - изолинии скорости, км/с; 2 - осредненное значение скорости, центр зондирования и ориентация ero базы. Заштрихована зона аномально неоднородных свойств rраницы М. Остальные обозначения см. на

рис. 7.1.

зондированиям, базы которых не выходят за ее пределы. Сопостав­ление с результатами упомянутых выше локальных определений приводит к заключению, что оконтуриваемая Изолиниями 8 ,2 км / с область на рис. 7.2 может рассматриваться как зона повышенной неоднородности свойств поверхности мантии <vг = 8-9 км /с) с до­минированием аномально больших значений граничной скорости. Желобаобразный прогиб границы М смещен к востоку от этой зоны. Он расположен в поле преимущественно нормальных значений ско­рости на этой границе.

С целью характеристики внутренней структуры земной коры в пределах всего региона обобщающие построения выполнены по отра­жающей границе К2, залегающей на глубинах 22-34 км (рис. 7.3) . Выявляется инверсия внутрикоровой структуры по отношению к рельефу поверхности мантии. Над желобаобразным прогибом поверх­ности М располагается валаобразное поднятие этой отражающей границы. Форма поднятия на севере (в Далдыно-Алакитском районе) усложняется, амплитуда его составляет 3 - 6 км, ширина колеблется ОТ 40 ДО 1 20 КМ.

1 53

Приведеиные на рис. 7 . 1 -7.3 данные регионального обобщения результатов глубинного сейсмического зондирования свидетельству­ют о существовании на юге Якутской кимберлитовой провинции крупной корамантийной структурно-вещественной особенности. Она проявляется в вцце сочетания совпадающих в плане прогиба поверх­ности м и поднятия вышележащей внутрикоровой границы к2, вытянутых почти по меридиану на многие сотни километров. С запада к этой региональной структуре примыкает относJtтельно узкая, про­стирающаяся в том же направлении зона повышенной неоднород­ности свойств поверхности мантии с преобладанием аномально боль­ших (до 8,8-9 км /с) значений скорости продольных волн. Мощ­ность слоя между границами М и К2 изменяется в широком диапазоне ( 1 0-25 км) , увеличиваясь в поперечном сечении от краев к средней части структуры, а вдоль длинной ее оси - с юга на север.

Можно полагать, что выявленные корамантийные особенности в значительной степени связаны с процессом кимберлитового маг­матизма и должны учитываться при обосновании региональных геолого-геофизических критериев контроля размещения кимберлито­вых полей. Известные поля ·-на изученной территории (Мирнинское, Алакитское, Далдынекое и, по-видимому, Мунекое -:- см. рис. 7. 1 -7.3) располагаются внутри контура полосы аномально неоднородных свойств поверхности мантии, преимущественно над участками запад­ных склонов регионального прогиба этой поверхности и поднятия внутрикоровой отражающей границы.

Профиль через Мирнинекое кимберлитовое поле проходит по линии р. Олгуйдах - г. Мирный - г. Ленек (см. рис. 7 . 1 , профиль 1) , пересекая в субмеридиональном направлении Мало-Ботуобинекий район кимберлитовой провинции. Он целиком располагается в полосе с аномально широким диапазоном изменения граничной с.�сорости продольных волн на поверхности мантии. Сейсмический разрез по этому наиболее полно изученному профилю (рис. 7.4) наряду с уже рассмотренными региональными особенностями глубинного строения содержит дополнительную информацию о неоднородностях кристал­лической земной коры в районе кимберлитового поля.

Мирнинекое поле располагается на участке с приподнятым зале­ганием поверхности кристаллического фундамента - преломляющей границы Ф, имеющей граничную скорость, изменяющуюся в отно­сительно небольшом диапазоне значений (6, 1 5-6,45 км /с) . При­уроченность кимберлитовых полей к приподнятым блокам фундамен­та отмечена и в других изученных районах провинции.

Внутри кристаллической коры выделены две протяженные границы: преломляющая поверхность К1 на глубинах 8 - 1 0 км с Vг = 6,4-6,6 КМ /С И уже упоминавшаЯСЯ отражающая граница К2. Соответственно разрез кристаллической коры подразделяется на три крупных сейсмических слоя: верхний с мощностью 6-8 км и сред­непластовой скоростью 6,2 км/с, средний (2 1 -22 км и 6,5 км /с) и нижний 00- 1 5 км и 6,7-6,9 км/с) . В отличие от нижнего слоя мощности двух верхних слоев меняются мало.

Отмеченное выше обращенное (инверсионное) соотношение рель­ефа поверхностей М и К2 свойственно и вышележащей части разреза

! 54

С р. Olleyi:lдa� е ..Ленек о км of=��====���==��-4==��===-�

2

4 6 8

ю +--=��=!::r-���� -==:;ро.,�

50 �м

[!] 2 []1] 4 Рис. 7.4. Сейсмический разрез по профилю 1 через Мирнинекое кимберлитовое поле. 1, 2 - глубины по данным отраженных (/) и преломленных (2) волн; З _ - зоны глубинных разломов; 4 -короманпt:йная нсоднороднОС'I'Ь; 5 - положение кимберлитового поля. v, "'· Vnn - Соотве'I'СТБеННО средняя,

граничная, среднепластовая скоросrи, кмfс.

кристаллической коры. Преломляющая граница К1 также образует поднятие над прогибом поверхности мантии. На центральном участке профиля, включающем . в себя Мирнинекое кимберлитовое поле, обособляется коромантийный блок с горизонтальными размерами 60-80 км. Его боковыми ограничениями, по-видимому, являются глубинные разломы, выделяемые по резким изменениям рельефа сей­смических поверхностей и граничной скорости. Скорость на поверх­ности мантии в пределах этого блока имеет нормальное значение 8,2 км/ с, а на прилегающих участках становится аномально высо.:. кой - до 8 ,8 км/с.

В южной части центрального блока по особенностям динами­ческих характеристик глубинных волн выделена локальная коро­мантийная неоднородность (см. рис. 7.4) . При пересечении этой неодноро�ности лучами продольной отраженной волны от границы М энергетический спектр ее колебаний смещается в область повышен­ных частот (от 6-8 до 10- 14 Гц) , отмечаются аномалии в амплиту­дах колебаний [9 1 , 92 ].

Весьма значительная неоднородность самой верхней части мантии по скоростям продольных волн не находит соответствующего прояв­ления в аномалиях гравитационного поля. Вероятной причиной этого

! 55

может быть небольшая (не более 5- 1 О км) мощность верхнеман­тийных. пород с аномально высокой скоростью. На участке соседнего сейсмического профиля 11 (см. рис. 7 . 1 ) выделена внутримантийная отражающая граница, залегающая на 4-7 км ниже раздела М и, возможно, ограничивающая снизу неоднородный слой [99 ] .

7 . 2. КАРТИРОВАНИЕ СВОЙСТВ ПОВЕРХНОСТИ МАНТИИ ПО ДАННЫМ ПРЕЛОМЛЕННЫХ И ОТРАЖЕННЫХ ВОЛН

Обоснованный в разделе 5.2 способ совместного использования преломленной и отраженной волн от одной и той же выдержанной границы был широко применен для картирования граничной скорости продольных волн на поверхности мантии по данным площадных систем наблюдений, после того как весьма значительные аномалии этого параметра были установлены при профильных работах. Пло­щадными исследованиями охвачены многие участки кимберлитовой провинции [95, 99 ]. Ниже рассматривается характерный пример таких исследований в Мало-Ботуобинеком районе, включающем Мирнинекое кимберлитовое поле [98 ] .

Методические особенности исследований. Необходимые сведе­ния о геометрии поверхности мантии и о средней скорости в земной коре получены по данным площадных и профильных наблюдений отраженной волны �Р на удалениях 1 00-1 80 км от источников колебаний. Рельеф этой поверхности на исследуемой площади имеет относительно простую форму, глубины ее залегания изменяются от 40 до 44 км. Значение средней скорости в покрывающей среде стабильно и составляет 6,5 км /с.

Наблюдения в первых вступлениях преломленной волны F':P осуществлены на площадной ( 4 тыс. км2) расстановке регистраторов <<Тайга» при четырех выносных источниках колебаний с расстоянием взрыв - прием 200-300 км (см. рис. 2. 1 , А) . Времена пробега этой волны при фиксированном расстоянии до источников значительно и закономерно изменяются на величину до 0,6 с.

По каждому из четырех поверхностных годографов волны Р�Р в точках наблюдений были найдены вР.кторы-градиенты времени (см. раздел 5.2) . Напомним, что его модуль равен обратной величине ка­жущейся скорости по нормали к изохренам поверхностного годогра­фа, а направление характеризует положение лучевой плоскости вы­ходящего луча. На рис. 7.5 приведена схема распределения вектора­градиента поверхностного годографа с пункта взрыва 2. Кажущаяся скорость изменяется в пределах 7,5-9 , 1 км /с достаточно законо­мерно. Изолиниями 8,2 и 8 ,6 площадь разделяется на участки с вы­сокой, пониженной и промежуточной величиной скорости. На схеме приведены также значения углов между вектором-градиентом и на­правлением на источник. Средняя величина этого угла близка к нулю, а единичные его значения в большинстве случаев не выходят за пределы ± 1 оо.

Процедура определения граничной скорости и соответствующих участков поверхности М , изложенная в разделе 5.2, в рассматривае­мых условиях значительно упрощалась вследствие почти rоризон-

1 56

�· 2 о 10 20км

Рис. 7.5. Схема распределения вектора-градиента времени для поверхностного годо­графа волны Р;;'р на участке Якутской кимберлитовой провинции (см. рис. 2 . 1 , А) . 1 - в числителе обратная величина модуля вектора·rрадиента (кажущаяся скоросrь), км/с. в знаменателе

угол между вектором·градиентом и направлением на источник, град; 2 - изолинии кажущейся скорости.

тальиого залегания этой поверхности. Покрывающая среда считалась однородной с неизменной средней скоростью до поверхности мантии. Получено вполне удовлетворительное совпадение в близких точках значений граничной скорости, рассчитанных по разным поверхност­ным годографам, в том числе и при существенно различающихся направлениях распространения волны вдоль преломляющей границы.

Результативные построения, объединяющие данные по всем че­тырем поверхностным годографам, представлены на схеме граничной скорости (рис. 7.6) характеризующей свойства границы М на тер­ритории 15 тыс. км2. Полученное площадное распределение скорости имеет сложный мозаичный вид, на фоне которого намечается суб­меридиональная полоса аномально высоких ее значений, равных 8 ,6 км /с и более. На граничащих с ней участках скорость не превышает 8 ,2 к м 1 с. Полный размах колебаний скорости достигает 1 км /с. Необычно интенсивные аномалии скорости никак нельзя отнести на счет возможного влияния различного рода неучитываемых погрешностей, в том числе и сейсмической анизотропии верхне­мантийных горных пород. В этом убеждают удовлетворительная сходимость результатов по независимым данным площадных и про­фильных наблюдений и уже отмечавшееся отсутствие заметной зависимости локальных определений скорости от азимута направ­ления на источник колебаний.

1 57

�ft)� · � �\ . . . . . . . . J.. . . . . .. . . . . . . . . 8,2 • • •

8,2

1

10 (1" q)l\:)' .

�· lj,

. . . . �, . . . . .

. .

Рис. 7.6. Схема локальных значений граничной скорости продольных волн (км/с) на поверхности мантии для южного участка Якутской кимберлитовой провинции.

1 - пункты определения граничной скорости; 2 - Мирнинекое кимберлитовое поле; 3 - область повы­шенных (> 8,2 хм/с) значений скорости.

�ирнинское кимберлитовое поле приурочено к участку резко возмущенноrо распределения граничной скорости на поверхности мантии. Ero проекция располагается внутри замкнутой локальной области, оконтуриваемой изолинией 8,2 км/с. Под юrо-западной частью поля, пересеченной сейсмическим профилем 1 , поверхность мантии имеет близкие к нормальным значения скорости, а ero северо-восточная часть находится в зоне резкоrо перехода к аномаль­но высоким значениям, достигающим 8 ,6-9,2 км / с.

Аналогичные результаты картирования локальных значений гра­ничной скорости на поверхности мантии с использованием площад­ных систем наблюдений волн Р';:р и рмотр получены и на ряде других участков Якутской кимберлитовой провинции. Суммарная площадь территории, охваченной такими исследованиями, составляет около 50 тыс. км2• Сводка этих результатов приведена в работе [ 1 0 1 ] .

7.3. ИЗУЧЕНИЕ СЕЙСМИЧЕСКОЙ АНИЗОТРОПИИ ПО ВОЛНАМ РАЗНОЙ ПОЛЯРИЗАЦИИ

Как уже отмечалось в гл. 2, для поперечных волн от основных глубинных границ в Якутской кимберлитовой провинции в отличие от аналогичных волн в Байкальском регионе характерен четко выра­женный эффект их разделения на квази-SV- и SН-составляющие с передко значительным различием времени пробега колебаний разно-

\ 58

ro типа поляризации. Это прямо свидетельствует о наличии сейсмиче­ской анизотропии в толще пород, слагающих разрез кристаллической земной коры. Ниже, используя способы, изложенные в разделе 5. 1 , по экспериментальным данным в Мало-Ботуобинеком районе [ 4 1 , 8 7 ] оцениваются параметры анизотропии среды.

Исходные материалы (около 350 трехкомпонентных сейсмо­грамм) получены в районе г. Мирного при профильных (профиль II на рис. 7 . 1 ) и плошадных наблюдениях с несколькими десятками пунктов взрыва. На профиле осуществлялись кусочио-непрерывные трехкомпонентные наблюдения на установках протяженностью 1 ,5-4 км при расстоянии между соседними приеминками в 300 м. Площадные наблюдения велись на дифференциальных установках, состоящих из двух трехкомпонентных приемников, разнесенных на 300 м. Регистрация проводилась в диапазоне частот 4-20 Гц с использованием телеуправляемой аппаратуры «Тайга» при макси­мальных расстояниях до источника 300 км.

Характеристика зарегистрированных поперечных волн S'!:P' S�P и S�'P, расщепляющихся на SV- и SН-составляющие, была дана в гл. 2 , типичные сейсмограммы - на рис. 2 .6 и 2.7. Используем эти волны и их продольные аналоги для количественных оценок анизотропии свойств во всей толще пород земной коры в целом, а также на опорных ·

сейсмических границах Ф и М. Земная кора. Установленные в районе исследований значитель­

ные <до 0,8 с) отличия времен разнополяризованных отраженных S-волн от поверхности мантии характеризуют суммарный эффект анизотропии скорости во всей толще земной коры. Сейсмические лучи в данном случае при базах зондирований 80- 1 80 км имеют протя­женность 1 00-200 км. Поэтому такое большое различие времен может возникнуть и при небольшой средней величине анизотропии в покрывающей толще. Следовательно, появляется возможность на­дежно выявлять качественно новые особенности горизонтального рас­пределения интегральных свойств среды по рассматриваемым волнам.

Первый этап интерпретации разнополяризованных отраженных волн от границы М заключался в районировании территории иссле­дований на изотропные и анизотропные участки с приближенным выделением участков, однородных по проявлению анизотропии. Для районирования использовался набор кинематических характеристик Р-, SV- и SН-волн, отраженных от границы М с учетом изменения расстояний источник - приемник. Использовались комбинирован­ные показатели, составленные из этих характеристик и относимые к середине соответствующего интервала источник - приемник. Одним из таких показателей является величина (ts1/ - tsu)ltp - отношение разности времен прихода SV- и SН-отраженных волн ко времени продольной отраженной волны в одном и том же пункте их ре­гистрации. По особенностям зависимости этого показателя от рассто­яния l между источником и приемником (рис. 7. 7) на профиле 1 1 обособляются четыре участка протяженностью в десятки километров, показанные на рис. 7.8. В случае изотропной среды введенный nока­затель равен нулю, так как колебания SV и SH не разделены во

1 59

Рис. 7.7. Комбинированные кинематические показатели для отраженных волн разной поляризации от поверхности мантии на юге Якутской ким-

берлитовой провинции. 1 - 4 - зависимости для отдельных учаС"IХов nроф11ля 11 (см. рис. 7.8). Вертикальные отрезки соответствуют величине среднеквадратической no·

грешности .

ftsv - tsн) ltp J · 10-2 J

4

J -t . --... -!-.... __ . --2 I ' - ­

_ ...!-....... -_ , .,о-2 1 .....1" ...-

80 100 120 140 160 L, км

времени. Таким свойством обладает второй участок профиля. Раз­ность времен разнополяризованных поперечных волн здесь не пре­вышает ±0, 15 с. Участки 1 и 3 характеризуются заметной анизотропией - различия времен SV- и SН-волн достигают -0,4 с в первом случае и + 0,4 с во втором. Существенно, что графики на рис. 7.7 наклонены в противоположные стороны, что указывает на различный характер анизотропии. Участок 4 обладает самой силь­ной анизотропией. Здесь различие времен достигает 0,8 с на рассто­янии около 1 50 км и резко уменьшается до нулевых значений при l = 1 25 км.

В рамках изотропной модели среды были раздельно определены эффективные скорости в земной коре по данным Р-, SV- и SН-отра­женных волн и рассчитаны глубины до границы М. На практически изотропном участке глубины для всех волн совпали . На остальной (анизотропной) части площади несовладение глубин составило 2-5 км. Этот результат указывает на необходимость количественной оценки параметров анизотропии скорости в среде и их учета при построении глубинных границ.

Для количественной оценки параметров сейсмической анизо­тропии земной коры и их латеральных изменений по данным о временах пробега разнополяризованных (Р, SV и SH) отраженных волн от границы М на профиле и прилегающей площади был применен способ, обоснованный в разделе 5. 1 для трансверсально­изотропной модели покрывающей среды с вертикальной осью сим­метрии при слабонаклонной отражающей границе. Использовано несколько десятков пар симметричных наблюдений при расстояниях 1 00- 1 8 0 км от источников колебаний. Вдоль профиля получены распределения всех пяти эффективных упругих параметров анизо­тропии для покрывающей границу М толщи, построен рельеф поверх­ности мантии (см. рис. 7.8 ) . Выявлена изменчивость эффективных параметров анизотропии, согласующаяся с результатами предва­рительноГQ районирования территории по совокупности кинемати­ческих характеристик отраженных волн. Центральный .участок про­филя (2 на рис. 7 .8) изотролен - все коэффициенты анизотропии (kp, ksv. ksн> пренебрежимо мало отличаются от единицы. Земная кора на остальной части профиля в разной степени анизотропна. Отклрнение от изотропии не превышает 1 О % . Полученные оценки лишь приближенно характеризуют реальную анизотропию среды

1 60

Б

40

45 Vp ;{l,f VJ = 4,7 б = 0,25

Н,км

о

1 : 4

Рис. 7.8. РеJулыаты интерпретации Р- н S-волн по профилю Il в южном районе Якутской кимберлитовой nровинцни.

А - эф:РектJtвные упругие параметры всей толщи земной коры. Скорости t'p н v5 даны для лучевоrо угла

е ':. 45", kp = vi iPiv J.P• k51 .. = v5vlv J.S• ksн = vl lsнlv J.S· Б - сейсмическнii разрез. v 11 t> - средние и rраннчные скорости, км/с; а - коэфJшцнент Пуассона. 1 - 4 -участки профиля с различающнм11СЯ КJtнематнчесКJIМИ характеристиками отраженных волн разной по­

ляризацнн от границы М.

вследствие определения ее свойств на больших интервалах и, веро­ятно, из-за непалной адекватности принятой и истинной моделей земной коры.

По результатам площадных наблюдений на трехкомпонентных приемных установках определены приближенно контуры области с интегрально изотропными свойствами земной коры [9 1 ]. Эта область распространяется по обе стороны от профиля II на 20-30 км.

Поверхность кристаллического фундамента (Ф). Положение этой границы, залегающей на глубинах l ,6-2 км, взято по резуль­татам интерпретации продольных преломленных волн. Средние ско-

1 6 1

рости поперечных волн в осадочном чехле оценены с привлечением данных о временах пробега преломленной обменной волны PPS от границы Ф.

Граничная скорость S-волн на поверхности Ф в пределах всего района меняется в интервале значений 3 ,55-3,75 км / с (для Р­волн - 6, 1 -6,5 к м 1 с) . Отмеченное в гл. 2 знакопеременное дос­тигающее 0 ,3 с разли чие времен SV- и SН-преломленных волн от этой границы свидетельствует о сложном распределении параметров анизотропии на поверхности фундамента и в покрывающих ее осад­ках. Наиболее полные исходные данные получены на юга-западном 1 00-километровом участке профиля II (см. рис. 7 .8) . Здесь по системе встречных годографов определены граничные скорости раздельно по SV- и SН-волнам. Возможная анизотропия скоростей в покрывающей среде не влияет на полученные таким образом результаты. Найден­ные величины скорости для указанных волн на одних и тех же участках границы значимо отличаются. Показатель анизотропии ks = Vsнlvs1/ на поверхности Ф в направлении профиля колеблется от 0 ,98 до 1 , 0 1 . Эти значения находятся в соответствии с величиной разности :жспериментальных времен преломленных S-волн разной поляризации.

Поверхность мантии. Обратимся к преломленной на поверхности мантии поперечной волне, которая, как уже отмечалось, расщепля­ется на SV- и SН-составляющие с различием их времен не более чем на 0 ,25-0,35 с. Получение новой информации о свойствах верхов мантии по этой волне имеет особый интерес, так как в районе исследований выявлены (см. предыдущий раздеJi) весьма большие неоднородности распределения грани чной скорости продольных волн на границе М с повышением значений скорости на ряде участков до 8 ,8-9 км 1 с. Профиль ll пересекает один из таких участков (см . рис. 7 .8) . Поскольку земная кора в данном районе анизотропна , то нельзя связывать эффект расщепления поперечной преломленной волны только с анизотропией свойств мантии. Для исключения влияния анизотропной покрывающей среды был применен следу­ющий прием обработки 30 трехкомпонентных сейсмограмм на про­филе I l . Отдельно для преломленных SV- и SН-волн строились графики осредненных на интервале 50 км кажущихся скоростей в прямом и встречном направлениях (рис. 7. 9) . По ним с учетом величины сейсмического сноса найдены соответствующие распреде­ления граничной скорости на поверхности М. На одних и тех же участках этой поверхности граничные скорости SV- и SН-волн оказались практически одинаковыми. Несистематические различия не превышают О, 1 к м 1 с. Следовательно, вдоль профиля нет заметной анизотропии скорости S-волн на поверхности мантии. Отметим, что при анализе материалов площадных наблюдений преломленных Р­волн в предыдущем параграфе эффект анизотропии свойств поверх­ности мантии также не был установлен.

По граничной скорости поперечных волн поверхность мантии на рассматриваемом профиле дифференцирована слабо (4, 7-

1 62

v;v , к м/с 4,8 i -·- · -· - · - . -c:-=:-:� .... -l�r:�·--1·--�� 4,6 . ----.----------------.---- ,, ,. 1 1 1 г 1 tl,sн ,KM С ��i - · - · - · - · - - ··�- ·�· ' 1 1 1 , Vгs•KM/C

4,81 4,6 .._ __ Гj ---т----т,----т----т----т---..,.....--..,.....--0 100

Рис. 7.9. К определению граничной скорости поперечных волн разной поляризации на поверхности мантии по профилю 11 на юге Якутской кимберлитовой провинции .

1 , 2 - графики осредненных иа базе 5О J<М значений кажущейся скорости SV· и SН·волн соответственно в прямом и вегречном направлениях; 3, 4 - графики граничной скорости sv. и SН-волн.

4,8 км /с; см. рис. 7.8) . Для продольных волн эта дифференциа­ция значительна (8 , 1 8-8,8 км /с) . Существенно изменяются и соот­ветствующие величины коэффициента Пуассона (0,25-0,28) на поверхности мантии. Повышенные ero значения приурочены к уча­стку с высокой скоростью продольных волн. Значение этого ко­эффициента для всей толщи земной коры в пределах профиля составляет 0,25 ± 0,0 1 .

7.4. СОПОСТАВЛЕНИЕ С РЕЗУЛЬТАТАМИ МНОГОКРАТНЫХ НАБЛЮДЕНИЙ БЛИЗВЕРТИКАЛЬНЫХ ОТРАЖЕНИЙ

Рассматриваемый ниже пример дает возможность сопоставить на одном объекте результаты работ методом ГСЗ на регистрируемых при больших расстояниях от источника опорных волнах от протяженных границ в кристаллической земной коре с данными по системам многократных перекрытий, рассчитанным на селекцию близвер­тикальных отражений, для которых характерен малый радиус непре­рывной корреляции. В обоих случаях используются сейсмические волны продольного типа поляризации. Эти два вида сейсмических исследований литосферы существенно различаются как по разреша­ющей способности изучения тонкой геометрической структуры среды, так и по способности выявлять аномалии физических свойств глу­бинных пород. Поэтому совместное их применение позволяет зна­чительно полнее изучать сложно построенные объекты на этапе детальных работ.

Исходными данными для сравнительного анализа послужили результаты работ объединения <<Якутскгеология>> на 1 00-километро­вом профиле, пересекающем Мирнинекое кимберлитовое поле в почти широтном направлении [ 1 00 ]. На этом профиле выполнены наблюдения глубинных отражений вблизи источников колебаний на

1 63

системах многократных перекрытий по методике общей глубинной точки (ОГТ) . Положение опорных сейсмических границ на профиле получено по данным профильно-площадных работ методом ГСЗ , рассмотренным в предыдуЩих разделах главы. Сравниваются только геометрические особенности сейсмических разрезов.

Методические пояснения. Для полевых экспериментов по ме­тодике ОГТ использован вибросейсмический комплекс (вибраторы Мерц-9, сейсмостанция SN-358) . Группа из пяти вибраторов на базе 1 36 м перемещалась по профилю с шагом 80 м. Приемпая ус­тановка - 96 групп вертикальных сейсмоприемников (по 1 2 прибо­ров на базе 33 м) через каждые 40 м. Зондирующий сигнал имел длительность 16 с и полосу частот 6-32 Гц с 20 накоплениями на каждое наблюдение. Срстема 24-кратных наблюдений фланговая при выносе источников колебаний на 9 км и с дальностью регистра­ции ДО 1 2,7 КМ.

Обработка экспериментальных материалов включала в себя препроцессинг, подавление помех и скоростной анализ. Для исход­ных сейсмических записей характерна низкая величина отношения сигнал/ помеха - в их амплитудном спектре отсутствуют энергети­чески выраженные и устойчиво коррелируемые по латерали экст­�емумы. Скоростные спектры имеют сложную форму из-за от­сутствия протяженных элементов разреза с достаточно большими значениями коэффициента отражения. Протяженность годографов невелика. Поэтому по данным работ методикой ОГТ не получено существенной дополнительной информации об изменении скорости с глубиной.

Временной разрез в диапазоне 4- 1 6 с, ограниченном 1 2-секунд­ной длительностью трасс в корреляторе станции, получен при зна­чениях скорости суммирования, заданных исходя из известного рас­пределения эффективной скорости, монотонно возрастающей с глу­биной от 6, 1 до 6,5 км /с. Сводный сейсмический разрез, построен­ный после процедуры миграции наклонных осей синфазности, приве­дем на рис. 7 . 10 . Там же для сравнения нанесены протяженные внутрикоревые сейсмические границы К1 и К2, а также поверхность М (см. раздел 7 . 1 ) .

Сопоставление результатов. Многочисленные короткие отража­ющие площадки, неравномерно распределенные на плоскости сейс­мического разреза земной коры вплоть до границы М (см. рис. 7 . 1 0) , можно разделить на две группы по величине их наклона. Преобла­дают почти горизонтальные площадки, отмеченные для наглядности утолщенными линиями. Резко песогласно по отношению к ним располагаются крутонаклонные, передко взаимно пересекающиеся элементы. Возможно, часть таких элементов связана с дифраги­рующими объектами и с неучитываемой трехмерностью глубинной структуры.

По протяженным внутрикороным границам К1 и К2 вырисовыва­ется пологое поднятие. Отражающие элементы первой группы вблизи этих границ не вступают с ними в заметное противоречие и имеют

1 64

о­и,

J

5

11

78

25

20

' -.....

Kuмdep.лuniOfJoe по.ле r <�о

: '-....

::- � - -= -

к, ........_ ....- ':> ..... � � :;;:-' - � �� �� .......... � - ���� ...... .........................

60 80

............... -- .=:--� -- � ������ '"' /

- - -- 7� -..с& - -/-"'= .. - -- ---- 5о-""' =" -о_ ....._'

,_._" � -С: - -

� "'"

';;: - ""'�:-$ - ><: � - " • - '-=- - - ��JF 4---- - :� -, � --.:".:::.---=-� -�--��� --?- - "--""-.::._", ....". � ' -.,._ "..,--: " --- - ' ...._ - """' '5- =._ /- -- ,_.--;

"" � "'

-- --

в 1()() IW

1

1-2

-::. ...... .:::- -­-. -

"'-...::::-

- -- -

"1

6

8

32 -

- '--� -=.. :':> '""-_ ..". ..--� ---- - � - � �" --

-

-- �,

""----- ---;.---

� - -----= -

� --- � �

- - � - �ю

--, _...__ -"' - � -- """' �-- - -. , - ' - L

= - .,_ " �----- ==- -

=- - ,_ -�-> � - ...._ - -

- = =- = - �-= """ -- -= -=- - --...- = -- - �"'-...�

=;: �- -

- � "' � -=-= � - - - - .z: - -- - - _"" � ..

� -..:-=. - .";:-- ."_= -=-- - = � =- �-. : -::: ---:::- "'- - --• �

-- -..:::: - � = � -:.-=- - -- - / � оо� � "'"• � " = - � - - � - - - -= - -=- - -'-- -: � -- �;: � = = - - -== - - -- - - � _..-:: _ � -- - = --=- == -- =� .:::: -= ---- ::: :$f _..;.-�--=== - �"'?�--=-

""' - - - = -= --- = -- --;. -�- - - - ...

- -

-- - -- -s::--- - -- ... =-- - - .... -.:: :== -::..=-;;:=.

-=- � - - -=- - = - = - ... :: - - -39 -----= . -:;:; .::-=:- =---=. ===--:::::- -= _"_ - м ---------===--н, км �, с

Рис. 7. 10. I�бинный разрез по субширотному профилю через Мирнинекое кимберлитовое поле из работы [100] <К1, � и М. ­опорные сеисмические границы по данным профильно-площадных наблюдений на больших удалениях от источников колебании) .

ту же тенденцию в распределении осредненных углов наклона. Уровень залегания границы М, установленной по данным иреломлен­ных волн и закритических отражений, в результатах ОГТ отмечается как подошва области с тонкой сейсмической расслоенностью. Верхи мантии практически не расслоены.

Разделение кристаллической толщи земной коры на крупные слои, ограниченные выдержанными сейсмическими поверхностя­ми и различающиеся по среднепластовой скорости продольных волн, проявляется и в результатах работ методикой ОГТ. Нижний слой между границами К2 и М характеризуется наиболее высо­кой плотностью и равномерностью распределения коротких от­ражающих элементов, среди которых домиЕ:ируют пологозалегаю­щие площадки. Внутренняя структура вышележащего слоя между сейсмическими границами К1 и К2 существенно иная: плотность его насыщения отражающими площадками изменчива в латераль­ном направлении, возрастает количество резконаклонных элементов. По совокупности данных обоих видов глубинных сейсмических иссле­дований можно сделать заключение о существовании в кристалличе­ской коре рассматриваемого района крупных этажей, различа­ющихся не только по физИческим свойствам (скорости сейсмических волн) слагающих их горных пород, но и по особенностям внутренней структуры.

Обратимся к участку профиля, проходящему по Мирнинеко­му кимберлитовому полю. В распределении отражающих площадок внутри нижнего слоя, примыкающего к поверхности М , кимберлито­вое поле не находит какого-либо глубинного отклика. Зато в выше­лежащей толще этот отклик весьма значителен. Здесь отмечается максимальная концентрация обеих групп коротких отражающих площадок, причем число наклонных и горизонтальных элементов почти одинаково. Круто падающие в разные стороны площадки во многих случаях секут друг друга. Эти сейсмические особенности, свойственные интервалу разреза земной коры между границами К1 и К2 под Мирнинеким кимберлитовым полем, по-видимому указывают на повышенную субгоризонтальную расслоенность среды, сочетаю­щуюся с резкой неоднородностью и нарушенностью структуры. Вме­сте с отмеченными ранее сейсмическими аномалиями тонкие особен­ности структуры земной коры, выявленные по данным близверти­кальных отражений, по всей видимости можно отнести к комплексу локальных критериев глубинного контроля полей кимберлитового магматизма.

Общий вывод из сравнительного анализа результатов, получен­ных по данным близвертикальных отражений и по опорным волнам на значительных удалениях от источников колебаний, состоит в следующем. Эти внды глубинных сейсмических исследований явля­ются не конкурирующими и не дублирующими, а взаимно дополня­ющими друг друга. Их комплексираванне при детальном изучении сложно построенных структур земной коры существенно повышает качество и полноту результативных построений.

1 66

Глава 8

ЮЖНЫЕ РАЙОНЫ СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ

В данной главе рассматриваются примеры детальных исследо­ваний методом преломленных волн с целью изучения кристалличе­ского фундамента древней Сибирской платформы, прежде всего в связи с потребностями широко ведущихся здесь нефтепоисковых работ. Эти примеры иллюстрируют возможности использования про­фильных (с многократными перекрытиями) и площадных наблю­дений для изучения геометрии и физических свойств поверхности фундамента способами, изложенными в гл. 4 и разделе 5.3. Харак­теристика преломленных волн от этой опорной сейсмической границы приведена в гл. 2 .

Предшествующие исследования методом преломленных волн, в том числе и методикой дифференциальных сейсмических зон­дирований, выполненные в рассматриваемом регионе на этапе рекогносцировочного изучения nоверхности кристаллического фун­дамента, дали обширную и ценную информацию о круnных структурах первого и второго порядка [50, 1 02 и др. ] . В числе главных результатов, важных для nлаtшрования нефтеnоисковых работ, следует отметить выявление глубоких прогибов кристал­лического основания как во внутренней части платформы, так и на ее nерифсрии. Характерные nримеры таких прогибов приведены на рис. 8 . 1 .

Первый пример (см. рис. 8 . 1 , А [ 48 ]) представляет собой попе­речное сечение Чоно-Мархаянского грабенаобразного прогиба на восточном склоне Непско-Ботуобинской антеклизы. Прогиб имеет амплитуду 2-3 км, ширину около 50 км; по данным площадных работ методом преломленных волн он проележен на 200 км в суб­меридиональном направлении. С учетом даннЫх о величинах ско­рости сейсмических волн и коэффициента Пуассона прогиб, по­видимому, заполнен терригенпо-карбонатными породами, имеющи­ми, скорее всего, докембрийский (венд-рифейский) возраст. Второй сейсмический разрез (см. рис. 8 . 1 , Б) относится к юга-западному краевому участку Сибирской платформы. Здесь отмечается ослож­ненное уступами погружение в западном направлении кристалличе­ского осно:вания от глубинного уровня около 2 км в пределах Непско­Ботуобинской антеклизы до 7-7,5 км на территории Присаяно­Енисейской синеклизы с двух-трехкратным наращиванием мощности осадочного чехла.

Сложно построенные платформенные структуры, подобные оха­рактеризованным выше, следует рассматривать как объекты для постановки детальных сейсмических исследований. При детальных работах методом преломленных волн наряду с кристаллическим фундаментом может изучаться и строение платформенного чехла, особенно на участках широкого развития траппавого магматизма , где применение сейсмической разведки на отраженных волнах крайне затруднено.

1 67

200 r�м о о

ер 2 ...-- -2 vr • 6,J cS = 0,25

4 4

� � � � �

� � :.::: "' � c:i. c:i .300 к м 200 100

o �==--��--------L-------�-------L-------+ 0 iJ = 4,4 ___.--- r

4 4

б

8 8 н, к м Рис. 8. 1. Характерные сейсми•1еские разрезы в районах Сибирской · nлатформы.

А - на участке во�чноrо склона Непско-БО1)'обинской антекпазы; Б - в районе Непско·БО'I)'обинской антек.тшзы 11 Присаяно-Енисейской синеклнзы. Ф и 1 - пов'=Рхность криста.nлнческоrо фундамента и rраннца в платформенном чехле по данным преломленных волн: v, Vr - значения средней и граничной скоростей

продольных волн. км/с; а - коэффициент Пуассона.

8. 1 . ПЛОЩАДНЫЕ ИССЛЕДОВАНИЯ ПОВЕРХНОСТИ ФУНДАМЕНТА

Рассмотрим два примера детального картирования поверхности кристаллического фундамента в районе г. Мирного (участок в Неп­ско-Ботуобинской антеклизе) и на юго-западном Присаянском уча­стке платформы вблизи г. Нижнеудинска. Кинематическая интер­претация совокупности поверхностных годографов волны J1P осуще­ствлялась в рамках моделей анизотропного и квазианизотропного распределения скорости на преломляющей границе (см. раздел 5.3) при заданной величине средней скорости в покрывающей толще пород платформенного чехла.

На обоих участках система наблюдений включала в себя площад­ную расстановку телеуправляемых регистраторов «Тайга>> с рассто-

1 68

Рис. 8.2. Система площадных наблюдений на юго-западном участке Сибирской платфор­мы при изучении поверхности фундамента преломленнымн

Р-волнами. 1 - регистрирующая станция; 2 -пункт взрыва; 3 - сейсмический

профиль.

янием между ними 5-1 О км. Одновременно использовалось несколь­ко десятков шестика­нальных регистраторов, покрывающих площадь 3-5 тыс. км2 (рис. 8 .2) . С разных сторон от этой установки располага­лось несколько взрыв-

с

1 ю

о 1 -' 2

/ J

ных источников колебаний н а удалениях 20-30 к м от ближних к ним приемных станций. В результате для всей площади обеспечива­лось получение не менее пяти поверхностных годографов преломлен­ной волны от поверхности фундамента при ее надежной регистрации в первых вступлениях. По этим исходным данным с использованием процедур, изложенных в разделе 5.3 , в каждой точке наблюдений определялось пять поверхностных векторов-градиентов времени (Т}.у) . Дополнительные источники колебаний размешались внутри площади регистрирующих станций, чтобы получить времена to для построения карты глубин залегания преломляющей границы.

Вследствие дискретности охарактеризованной выше сети реги­стрирующих станций дифференциальные параметры поверхностных годографов несут в себе эффект осреднения свойств среды на интер­вале в несколько километров (не более 1 0 км) . Поэтому результаты определения анизотропии скорости могут отражать и влияние упоря­доченных неоднородностей среды с линейными размерами, не выхо­дящими за предеЛы указанного интервала.

Район г. Мирного. В этом районе, как уже отмечалось в разделе 7.3, по результатам интерпретации волн разного типа поляризации, зарегистрированных на трехкомпонентных профильных приемных установках, получены прямые указания на существование заметной анизотропии упругих свойств поверхности кристаллического фунда­мента. Поперечные преломленные волны от границы Ф расщепляют­ся на SV- и SН-составляющие с различием времен их прихода до ±0,3

·с. Поэтому интерпретация совокупности поверхностных годо­

графов волны /1р проведена как для анизотропной, так и для изотропной моделей преломляющей среды.

Приближенно судить о выборе одной из этих двух интерпретаци­онных моделей можно на основе анализа распределения векторов-гра­диентов времени в точках набЛюдений. На рис. 8.3, А для равномер-

7 Заказ � 480 1 69

-... о А

�· � f ++ -'rю 1 ', Jt:> 1 15 1 J 9

\ и .. / � АГ', / J 14 1 1

,< ; ',fa f)fЬf-� :: \ 1 13 1f} .J. 1 1 7 1 1 1

1 а 1 ' 1 ,_ /

О �км 0 0,5 1 ( 1 /? :J.'I.Г 5,8�КМ/С

б

6,0-6,2 6,10-6,15 6,11-6,28�,29-6# 6,28-6,49 4,6-8,8'=-+-6 qб-1.'1-+z.J-l,Z �б--9,5� 1,0-7,� 2,0 о , 12 2,0 18 о 2'1 5,1

q6-4J 1,1-4,5 о,<�-9,9 о,з-м o,г- t,J::!f-S,0-6,2/s G,05- 6,17+ 6,09-6,37 \6,24-6,49� 6,33- 6,41 2,7 5 2,3 11 3,3 17 1,8 23 о 29

1,0- 4, 1 r,г-г,4 Х т,о-г,4;ri-2,6-5,6 1,?- e,u 6,1-6,2 � 6,10-5,16 6,22-6,31 6,15-6,4� 6,08-6/:.%4 2,4 1 1,5 10 о 76 2,6 22 "1;5 28

ry-s,г 6,1s- 5,22 \.. 6,27-6,31 6,26-6,38 Бj_-f-:f!J3%J u,0-.<;4-\- 0,5-1,7 ;\ 0,9-7,8 Х: �7-2,9 Х ,J ",J 1,2 3 1, 1 9 1,0 75 1,6 21 3,6 21

f,1-�8 1,!-:!!,5 4.9-2,4'v' ; r-z,o 2,0-49� 6.7- 6,1-/2 5,2-6,J5K5,2Б-6,J8 6,J8- БL39 л-6,28-6,43

1,2 z 1, 2 8 1,0 Й' 1,0 20 2,2 26

7,0-5,2 1,6-4,9 0,9-49 1,8-4,2:'!1- 1,7-7,0 6, 7 - 6,:;:6,2-6,4\ 6,2-6,"/t 6,36-6,'14 Б,J-��

1,4 1 2,1 7 2,2 13 о 1В 2,2 25

0 0,5 1 ;j1Jг1r<M/C

ной (через каждые 4 км) сети точек поверхности наблюдений пред­ставлен фрагмент схемы обратных величин градиентов времени ( l l !'l,y), равных кажущейся скорости, определенной по каждому из пяти поверхностных годографов в соответствующих направлениях.

На основе выполненного в разделе 5.3 анализа можно сделать следующие заключения об особенностях азимутального распреде­ления обратных величин векторов-градиентов времени в случаях лакальна плоской преломляющей границы с изотропными либо ани­зотропными упругими свойствами при однородной изотропной пок­рывающей среде. При изотропном распределении граничной скорости на горизонтальной границе линия, соединяющая концы рассматрива­емых векторов, относящихся к фиксированной точке наблюдений, есть окружность с центром в этой точке; для наклонной преломляю­щей поверхности окружность трансформируется в эллипс с центром, смещенным от точки наблюдений в сторону падения. Типичные примеры таких «изотропных» распределений векторов имеем в точ­ках 15 и 26 на рис. 8.3 , А. В случае значимой величины анизотропии граничной скорости и слабонаклонной преломляющей поверхности огибающая векторов l lч,Y имеет эллилеовидную форму с вытянуто­стью по линии максимального значения скорости. Однако в отличие от <<изотропного>> случая центр эллипса совпадает с точкой наблю­дения (точки 1 и 2 на рис. 8 .3, А) . Последняя особенность является критерием для приближенного разделения конкурирующих моделей при небольших углах наклона преломляющей поверхности. Соче­тание анизотропии свойств со значительным наклоном границы, а также неточиости определения градиентов времени могут привести к неопределенности в результатах анализа.

Результаты интерпретации совокупности исходных величин ч,У волны I1r в рамках анизотропной модели представлены на рис. 8 .3 , Б в виде пар ортогональных отрезков прямых (осей эллипсов анизо'­тропии) , длина и направление которых характеризуют максимальные (nрямые со стрелками) и минимальные (отрезки без стрелок) зна"' чения граничной скорости. Разность (�vг> длин этих отрезков, с учетом масштаба, равна разности соответствующих значений ско­рости. На изученной площади получено сложное распределение параметров анизотропии свойств поверхности кристаллического фун­дамента, . что соответствует отмеченному ранее знакоnеременному различиЮ времен nрихода SV- и SН-волн, преломленных на этой границе. На восточном и юга-западном участках площади азимуталь­ные отличия граничной скорости достаточно велики (до О, 7 км 1 с) , без четкого преобладающего направления анизотропии. В большин-

Рис. 8.3. К интерnретации данных nлощадных наблюдений в районе r. Мирного (Заnадная Якутия) nри изучении nоверхности кристаллического фундамента.

А - схема векторов-градиентов времею1 преломленной Р-волны для пяти поверхностных rодоrрафов. Штриховым коитуром отмечены харсu..1ерные пр11меры анизотропного (а) и изотропного (и) распределения

ве�о..-горов. Б - схема осей эллипсов анизотроn1ш граннчноii скорости. Числа csepA)' вниз: диапазон значений rранич­ноfi скорости по результатам интерпретации для изотропной модели, км./с; диапазон значений для

углов наклона границы. rрад; уrол наклона в случае анизотропной моделн, град.

1 7 1

... "'

А А

""/.... + + с А + -t- f + +

Х + + + Х + + + + +А +

-f- +

К) + -t- -+ �+ + -+­

+ � -+- � '\. Х + + +--+-+ '>< Х

х + + -+ \' \' + X + \ + -t- -1- X

"

А

+ + + + -t- '><: О 1 L1Vг , км/с

Х.-+- + 'Х О 20 км

Б А

6,01 5,94- 8,14 х х х

•

"

О 20 к м

..... "'

"" в /4,6 ,4,67 4 79 х х !1-,З3х4,5° 44 ' / '

/ 4,2 . Jil. 4,46х Х4,26Х4,24Х4,22Х 4,07

4,57 * ;---:-- "---4,2 4,��Х x4,;x4, 18Xf8X4,fг4,24�2

х4,37х4,29х4,1бх4,07><4, 15�2х 4,17 1 3,97. --14,4у4,12х & хз,9О><J,91 Х<._ОО х4,40х4,42х4,18 x4,16xJ,99x3,86 хЗ,82*

*4.5� 1 4,05/ \4.о4 4,48; x4,tx4,t!xJ,99x4,00x3,95 * '\. 4 0

410 J, fll ' 4,52х4,4 5х4,40х х ><3,96><3,88 ><3,88 J,B . /_ '{0. 3,86 ,64 J,б 4, 5fJ'{�X4,28 X Х Х 3,59 , / 3Л6. 'J.бб 4,29х ft4,18X4,0бiC. х ><3, 54

* 4,08

�

А

3,9�х� О РО к м

Рис. 8.4. Результаты nлощадных исследовштй nоверх­

ности кристаллического фундамента для анизотроnной н

изотроnной моделей nреломляющей среды на юго-заnад-

ном участке Сибирской nлатформы.

А - оси эллипсов аннзотрошш rранн�шоii скорости: h" - rраннчные скорости, K!•.'t/c: В - глубины; заштрихованы yчaC11Ur с повышенной скоростью. Кре�.-"Тнки - пунi<..'ТЫ наблюдений; треуrолы-шкн - нсточюtки

колебаний.

стве точек на остальной части площади анизотропия граничной скорости практически отсутствует. Найденные углы падения границы в большинстве случаев не превышают 2° и лишь в отдельных точках достигают 4-5° на участках, где значительные наклоны поверхности Ф отмечены и по результатам профильных наблюдений.

Для сравнения те же исходные данные (см. рис. 8 .3 , А) были проинтерпретированы в предположении изотропии граничной ско­рости. В этом случае для определения скорости на границе и диффе­ренциальных элементов ее залегания достаточно в каждой точке наблюдений иметь три вектора-градиента времени. По имеющимся пяти векторам было рассчитано несколько значений каждой из этих величин в совокупности пунктов. Сходимость полученных значений, приведеиных на рис. 8.3, Б, достаточно велика в тех точках, где прак­тически нет анизотропии по данным предшествующей интерпре­тации. Там, где была установлена значительная анизотропия свойств, различия достигают 0,3 км/ с по значениям скорости и 5-9° в углах падения. Это свидетельствует о необходимости учитывать эффект анизотропии скорости при детальном картировании поверхности кристаллического фундамента по данным иреломленных Р-волн.

По поводу геолоmческого смысла полученных результатов можно Jiысказать следующие предположения. Выявленное сочетание участ­ков с азимутально-зависимым и изотропным распределением ско­рости продольных волн на поверхности кристаллического фундамен­та, по всей видимости, отражает суммарный эффект влияния неодно­родностей вещественного состава, разноориентированной трещино­ватости и мозаичной блоковости сложно построенной толщи кристал­лических пород.

Присаянский участок. На этом участке, расположенном вблизи юга-западной границы Сибирской платформы, детальные исследо­вания поверхности ее кристаллического фундамента выполнены на площади 7 тыс. км2 по системе полевых наблюдений, показаиной на рис. 8.2.

Вначале рассмотрим результаты интерпретации совокупности поверхностных годографов волны пр с использованием модели ква­зианизотропного распределения граничной скорости. На полученной схеме осей эллипсов анизотропии (рис. 8.4, А) доминируют пары значений с относительно небольшим (на грани точности) различием граничной скорости в ортогональных азимутах. Преобладает широт­ная ориентировка осей максимальных величин скорости. Исклю­чением является юга-восточная часть площади, где оси максимальной скорости ориентированы преимущественно в диагональном (севера­западном) направлении. Рассматриваемая nлощадь отличается от участка в районе г. Мирного более регулярным распределением параметров анизотропии и меньшими изменениями граничной ско­рости в разных азимутах.

В рамках изотропной интерпретационной модели на изученной площади построены схемы граничной скорости и глубин залегания nоверхности Ф (см. рис. 8.4, Б, В) . Значение скорости в каждой точке получено путем осреднения нескольких оnределений этой величины

1 74

по избыточному набору исходных данных от пяти-шести источников колебаний. Граничная скорость, изменяющаяся в диапазоне 5,9-6,4 км/ с , характеризуется регулярным распределением по площади с чередованием узких (20-30 км) вытянутых по меридиану полос относительно повышенных и поиижеиных значений. Схема глубин до границы Ф построена с использованием времен to, полученных по встречным и нагоняющим годографам от источников колебаний, расположенных внутри области размещения регистрирующих стан­ций. На фоне общего погружения этой границы в северо-западном направлении с 3,5 до 4,5-4,8 км под углом 1 - 1 ,5° в центральной части площади намечается локальный участок относительно припод­нятого залегания преломляющей поверхности.

Сопоставим результаты интерпретации, базирующиеся на разных моделях среды. Упорядоченная макранеоднородность свойств поверх­ности кристаллического фундамента (полосовидное распределение граничной скорости; см. рис. 8.4, Б) и преобладающая вытянутость эллипсов анизотропии (см. рис. 8 .4, А) в направлении, почти орто­гональном к изолиниям скорости, лишь на первый взгляд противоре­чат друг другу. В действительности противоречия нет, если принять во внимание разномасштабность этих эффектов. Возможное физико­геологическое истолкование такого их сочетания может состоять в следующем. Макранеоднородность распределения граничной скорос­ти, скорее всего, вызвана чередованием достаточно толстых различ­ных по вещественному составу пластов кристаллических горных пород, слагающих эродированную поверхность фундамента. Микро­неоднородность этих пород, порождающая сейсмическую анизотро­пию с максимальным значением скорости в перпендикулярном к границам пластов направлении, может быть обусловлена тектони­ческими напряжениями (сжатием) и трещиноватостью, ориенти­рованными в этом направлении. Смена ориентировки осей эллипсов анизотропии граничной скорости, приуроченная к участку локально­го осложнения рельефа поверхности фундамента (см. рис. 8.4, В) , возможно, связана с местным изменением геодинамических условий на этом участке.

Проведенный анализ данных, базирующихся на разных сейс­мических моделях среды, несмотря на условность и дискуссионность высказанных по его итогам соображений, показывает, что рас­ширение класса используемых интерпретационных моделей сущест­венно расширяет и возможности геологического истолкования резуль­татов детальных сейсмических исследований.

8.2. ПРОФИЛЬНЬIЕ ИССЛЕДОВАНИЯ ПО СИСТЕМАМ МНОГОКРАТНЫХ НАБЛЮДЕНИЙ ПРЕЛОМЛЕННЬIХ ВОЛН

Рассматриваемые ниже примеры реализации обоснованных в гл. 4 способов многократного пересчета поля сейсмических колебаний с целью селекции преломленных (головных) волн относятся к двум локальным участкам Непско-Ботуобинской антеклизы Сибирской платформы. Исходные экспериментальные материалы получены

1 75

А t х, км i 32,7 t

z

JO, 7

28 7 1 . i!= 14 , 1 IDI +-Н4-/+Н 1 j1 1 1 1 1 о �>-t-++1-1-Н+ Б

зг, з

JO,J

28,3

2, 4 г, 9 3, 4- 3, 9 4, 4 t,c

Рис. 8.5. Исходные сейсмограммы с заnисью волны F1P по nрофилю на юге Сибирской nлатформы.

А, Б - сейсмограммы для двух нагоняющих rодоrраф>в; В, Г - выборки сейсмических трасс для филсированного расстояния источник - nриемник 1 = 14,1 км при фильтрациях З - 25 и 3 - 15 Гц соот­

ветственно.

объединением «Иркутскгеофизика>> при детальном изучении поверх­ности кристаллического фундамента и преломляющих границ в вышележащем осадочном чехле с использованием профильных сис­тем наблюдений с многократными перекрытиями. Изучение поверхности фундамента. Система полевых наблю­дений на рассматриваемом участке профиля (протяженность 50 км) была рассчитана на регистрацию преломлеяной волны от поверх­ности фундамента в первых вступлениях в диапазоне расстояний 1 4 , 1 - 1 8 ,8 км от взрывных скважинных источников колебаний. Расстояние между соседними источниками составляло 0,4 км, меж­ду приемпиками - 0 , 1 км. Полученная совокупность 76 прямых и стольких же встречных корреляционных ходов в указанном диапа-

1 76

к м 4 0

36

32

28

24

2 0

16

12

8

�

зоне обеспечивала избыточное (шестикратное) прослеживание целе­вой волны.

Характерные примеры исходных сейсмограмм для двух нагоня­ющих годографов показаны на рис. 8.5. Там же приведена выборка сейсмических записей, полученных на прямых корреляционных хо­дах при фиксированном расстоянии (базе D между источником и приемником, равном 14 , 1 км. Записи отнесены к середине соответст­вующих интервалов источник - приемник. Для этой и последующих выборок записей использована фильтрация колебаний в диапазоне 3- 15 Гц со спадом частотной характеристики по краям диапазона 96 дБ на октаву.

1 77

Глубина залегания границы Ф на рассматриваемом участке со­ставляет около 1 ,5 км, преобладающее значение граничной скорос­ти - 6,2 км /с, средняя скорость в покрывающей среде - 4,7 км /с. Соответствующая величина абсциссы начальной точки головной вол­ны от поверхности фундамента Zн.т = 3-4 км.

Вся совокупность исходных записей во временном окне 0,8 с в области первых вступлений, содержащем колебания преломлеяной волны от границы Ф, была пересчитана к базам с Z = 1 4 , 1 к м и Z = 1 8 ,8 км. Пересчитанные записи с целью селекции головных волн были просуммированы для фиксированных баз в каждой точке профиля. В итоге получены динамические линии Z = const (рис. 8 .6 , А , Б) , являющиеся аналогом динамических временнЫх разрезов общей центральной (глубинной) точки в методе отраженных волн. Для пересчета поля колебаний и селекции головных волн использован комплекс программ автоматизированной обработки , составленный на основе общих соотношений из раздела 4. 1 , не накладывающих ог­раничений на форму колебаний головных волн.

Эффект селекции преломлеяной волны от поверхности фундамен­та наглядно виден при сравнении двух динамических изолиний Z = 1 4 , 1 - исходной (см. рис. 8.5, В) и полученной в результате многократного суммирования пересчитанных сейсмических коле­баний (см. рис. 8.6, Б) . Существенно и то, что достаточно эф­фективная селекция целевой волны не сопровождается сколько­нибудь значительным искажением исходной формы ее колебаний. Поэтому в результатах автоматизированной обработки поля сейс­мических колебаний информативными являются не только кине­матические особенности полученных изолиний, но и энергетические спектры колебаний, которые значимо различаются на различных участках профиля (см. рис. 8.6, В) .

Построение глубинного разреза поверхности фундамента и опре­деление латеральных изменений граничной скорости выполне·но по ПОЛЮ времен t (х, /) волны пр· Это временное поле было пересчи­тано в область баз , близких к абсциссе начальной точки голов­ной волны, что позволило свести к минимуму осреднение пара­метров среды на базе зондирования. По пересчитанным временам найдены локализованные значения глубин и скорости с приме­нением известных способов интерпретации специальных временньiх полей [50 ] . На глубинном сейсмическом разрезе (см. рис. 8 .6 , Г, д> проявляются локальные особенности рельефа границы Ф и весьма высокая дифференцированность подстилающих ее горных пород по значениям скорости, изменяющимся в широком диапазоне 5,4-7,2 км/ с. Участок профиля с аномально большой граничной скоро­стью обособляется и по спектральным особенностям колебаний пре­ломлеяной волны.

Границы в осадочном чехле. При детальном изучении осадочного чехла в нефтегазоносных районах доминирующая роль принадлежит методу отраженных волн. Однако в ряде районов Сибирской плат­формы, характеризующихся широким развитием траппавого маг-

1 78

А

Б

в

г

А

3,0

3,5

4,0 �. с

2,0

2,5

' 3,0

'6, с

о

10

20 Гц

tt,км;с 7,0 6,2

5,-1

о

2 н,км

15 20 25 .30

20 40 км

fi=-1,7

Рис. 8.6. Результаты автоматизированной обработки и интерпретации преломленной волны от поверхности кристаллического фундамента по профилю на юге Сибирской

платформы. А, Б - временнЬ1е динамичесхие разрезы ДJIJI фиксированных баз 18.8 и 14,1 КМi В - энергетические спектрьl трасс временн6rо разреза для базы 14,1 км; Г - график граничной скорост11; Д - сейсмический разрез (v

и 'Т- средняя и граничная скорости, км/с).

1 7 9

00 о

о о

0, 5

с

о

10

20

JO Гц

Рис. 8.7.

А 2 3 4

Б

Резулыаты автоматизированной селекции головных волн от границ в осадочном чехле на участке Сибирской llлатформы .

.-1 - фр:н·мент динамического временнОго разреза для б:JЗы 1 IU\-1; Б -- энерrетнческне спектры сейсмических трасс.

матизма, этот метод не дает удовлетворительных результатов. По­этому актуальным становится выяснение возможностей использо­вания преломленных волн в таких условиях. В связи с этим ниже рассматривается пример выделения преломленных волн от границ в платформенном чехле путем автоматизированной обработки сейс­мических записей, полученных при наблюдениях с многократными перекрытиями.

В качестве исходных данных взяты сейсмические записи на вертикально ориентирован ных приеминках в области первых вступ­лений на интервале удалений 1 -2,35 км от источников колебаний. Частотный диапазон записей составлял 8-24 Гц при крутизне спада частотной характеристики 96 дБ на октаву. В указанном интервале расстояний в первых вступлениях регистрируются короткие (обычно сотни метров, первые километры) оси синфазности колебаний, быстро затухающих при удалении от источника. Кажущиеся скорости соот­ветствующих преломленных волн близки к б к м 1 с. Глубины зале­гания преломляющих границ - 0,7- 1 км при средней скорости в покрывающей среде -4,5 км 1 с.

Полевые наблюдения выполнены на центральной системе с 1 2-кратным перекрытием. Интервал между источниками (взрывами в .скважинах) - 1 00 м, между приеминками - 50 м .

Н а рис. 8 . 7 приведен типичный для рассматриваемого про­филя фрагмент временн6го динамического разреза для базы 1 км. Пересчет избыточной совокупности исходных записей к этой базе и последующее их суммирование во временн6м окне 0,8 с с целью селекции головных волн выполнены с использованием той же процедуры, что и в предыдущем примере изучения поверхности фундамента.

Временн6й разрез отображает сложное строение терригенно-кар­бонатной толщи .горных пород, насыщенной трапповыми интрузиями. Выделяются короткие, как правило, интерференционные оси синфаз­ности. Протяженность их не превышает 1 -2 км. Видим ые периоды колебаний и их энергетические сnектры для разных осей синфазности существенно различны. Так, на левом участке профиля (х = 0,5-2 км) видимые периоды достигают О, 1 с, а на участке 3-4 к м они равны 0,05-0,07 с. Эти особенности, возможно, связаны с наличием в геологическом разрезе как толстых, так и тонких по отношению к длине сейсмической волны преломляющих пластов с повышенной скоростью; нельзя исключать также и влияние неоднородностей самой верхней части разреза.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Изложенные в данной книге методические разработки и ил­люстрирующие их примеры полевых экспериментов продолжают

· начатые в 60-е годы под руководством академика Н. Н . Пузырева исследования коллектива сибирских специалистов в области развития метода глубинного сейсмического зондирования земной коры и верхов мантии. На первом этапе этих долговременных исследований была создана методика точечных (дифференциальных) сейсмических зон­дирований [50, 73 ] , предназначенная для экспрессного изучения крупных особенностей глубинного строения обширных территорий, прежде всего труднодоступных регионов Сибири. Сейчас приоритеты в изучении литосферы сейсмическим методом в значительной степени изменились. Б6льшую актуальность приобрели задачи детального исследования двух- и трехмерных глубинных неоднородностей и расширения качественного состава получаемой информации. Сфор­мулируем кратко главные итоги настоящей работы по решению этих новых задач.

Основой для получения качественно более полной информации о свойствах изучаемой среды является переход к использованию наряду с продольными волнами волн сдвигового типа поляризации. Рас­смотрение поля продольно- и поперечио-поляризованных глубинных волн, зарегистрированных в районах Восточной Сибири в широком диапазоне расстояний от источников колебаний, свидетельствует об обилии исходной информации, получаемой при изучении кристал­лической литосферы с применением детальных систем наблюдений. Даже если исключить из анализа обменные, кратные, дифрак­ционные элементы поля сейсмических колебаний, то количество выделяемых волн (при соответствующих способах их возбуждения, регистрации и селекции) может достигать нескольких десятков. В их число входят опорные волны, волны, на которые они расчленяются, и nоля штриховых осей синфазности. Это· указывает на большие, еще недостаточно реализуемые возможности сейсмического метода иссле­дований. Одновременно возникают сложности в рациональном осво­ении такой обширной и разнородной по составу волновой инфор­мации. Преодоление этих сложностей требует развития автомати­зированных способов обработки и интерпретации данных, специали­зированных методик детальных работ, рассчитанных на целевое

1 8 2

изучение глубинных объектов конкретного вида при ограниченной совокупности волн.

При использовании волн разной поляризации получается не один, а два сейсмических образа среды - две независимые модели ее строения по результатам интерпретации Р- и S-волн. В книге рас­смотрены петрафизические основы геолого-геофизического истолко­вания этих сейсмических образов в предположении, что изучаемая среда обладает свойствами упругого изотропного твердого тела. На базе общемировой сводки лабораторных данных об упругих свойствах образцов горных пород существенно уточнены трехпараметровые корреляционные связи значений скорости продольных и поперечных волн с величинами плотности, упругих модулей, с показателями удельной энергоемкости, а также с химическим и минеральным составом магматических и метаморфических пород. С помощью этих связей осуществляется преход от двух исходных сейсмических обра­зов к вторичным корреляционным образам среды - распределениям всех ее упругих параметров и показателей вероятного вещественного состава. Совокупность таких вторичных образов, построенных по экспериментальным данным на северо-восточном участке Байкаль­ской рифтовой зоны, позволила охарактеризовать глубинный гео­логический разрез земной коры и физические свойства среды в о/)ласти очагов сильных землетрясений.

Для условий значительной анизотропии скорости сейсмических волн обоснован учитывающий специфику работ методом ГСЗ способ оценки Эффективных параметров анизотропии покрывающей среды по совокупности данных о временах пробега Р-, SV- и SН-волн, отраженных от пологой границы. Покрывающая эту границу тол­ща горных пород аппроксимируется трансверсально-изотропной мо­делью. Рассмотрен также случай выявления азимутальной квази­анизотропии граничной скорости при площадных системах наблю­дений преломленных (головных) волн. Реализация этих методи­ческих разработок позволила получить новые данные о сейсмической анизотропии земной коры в районе Мирнинекого кимберлитового поля Якутской алмазоносной провинции и о свойствах поверхности кристаллического фундамента на южных участках Сибирской плат­формы.

Для детального изучения двух- и трехмерных распределений скорости развиты способы сейсмической томографии на временнЫх задержках применительно к опорным волнам разных классов -рефрагированным, проходящим и отраженным от выдержанных поло­гозалегающих границ. В результате применения томографических способов в Байкальском регионе построена объемная сейсмическая модель земной коры в области очага крупного Муйского землетря­сения 1 95i г. , выявлены особенности глубинного распределения ско­рости под типичными неотектоническими морфаструктурами (рифто­выми впадинами, горными хребтами) , охарактеризованы аномальные особенности мантии Земли, свойственные этому региону.

В результате исследования поля колебаний головных волн, име­ющих широкое применение при глубинном сейсмическом зонди-

1 83

ровании, установлена достаточно общая связь между записями волн этого класса, зарегистрированных при профильных системах наблю­дений с многократными перекрытиями. На этой основе создан спо­соб автоматизированной селекции головных волн и построения ди­намических временнЫх разрезов. Способ опробован на материалах детального изучения поверхности кристаллического фуНдамента Си­бирской платформы.

Избыточные системы многократных перекрытий, ориентирован­ные только на близвертикальные отражения, широко и с большим эффектом применяются в мировой практике детального изучения литосферы. Экспериментальные результаты, полученные на участках Байкальского рифта и Якутской алмазоносной провинции, свидетель­ствуют о перспективности использования таких систем также и дл11: наблюдений волн других классов в более широком диапазоне уда­лений от источников колебаний. Необходимая полнота сейсмической информации о геометрической структуре и физических свойствах земных недр может быть надежно обеспечена лишь при совместном использовании волн разных классов и типов поляризации.

CONCLUSION

Technique elaЬorations, stated in the given Ьооk, and their illustrations in field experiments continue investigations of Siberian geophysicists (started in 60's under supervision of academician N. N. Puzyrev) in developing the method of deep seismic sounding <DSS) of earth's crust and mantle uppermosts. On the first stage of these long-time investigations, the technique of point (differential) seismic sounding was created [50, 73 ] . This technique is destined for express­analysis and research of large features of deep structure on wide territories, first of all regions of Siberia difficult of access. Nowadays, the priorities in study of the lithosphere Ьу seismic method have been ch(!nged significantly. The proЬlems of detailed research of 2-D and 3-D deep inhomogeneities as well as the proЬlems of widening of qualitative content of obtained information have gained great actuality. Let us briefly formulate the main results of the given work in solving these new proЬlems.

The basis for getting qualitatively more complete information about properties of the media under study is а change to use shear waves together with compressional waves. Consideration of the field of longitu­dinal- and transversal-polarized deep waves , registered in East-Siberian regions in wide range of distances from sources of oscillations, shows а great Ьоdу of initial information, obtained when studying crystalline lithosphere with use of detailed systems of observations. Even if to exclude from analysis converted, multiple, diffracted elements of the seismic oscillations field, the quantity of separated waves (on correspon­ding manner of their generation, registration and selection) can reach several tens. They contain reference waves; waves, on which they dismember, and fields of section-lined synphase axes. This points to large, still unsufficiently realized possibllities of seismic method of investigations. At the same moment complexities appear with rational mastering of such extensive and different wave information. Overcoming of these complexities requires the development of automized means of data processing and interpretation as well as special techniques of detailed works, relied on target-oriented research of deep objects of concrete type when the set of waves is limited.

When using waves with different polarization we obtain two, not one, seismic images of the media - two independent models of media

1 85

structure based on the results of Р- and S-waves interpretation. Petro­physical principles of geology-geophysical interpretation of these seismic images are considered at the given Ьооk in suggestion, that the media under study posesses properties of elastic isotropic solid Ьоdу. On the basis of world-known data aЬout elastic properties of rock samples the three-parameter correlation dependences of compressional and shear waves velocities with the values of density, elastic moduluses , indices of specific energy-capacity, as well as with chemical and mineral compo­sition of magmatic and metamorphic rocks were essentially refined. The transition is performed with the help of these dependences from two initial seismic images to the secondary correlation images of the media -distributions of all its elastic parametres and indices of probaЬle substantial composition. The set of such secondary images, constructed on experimental data in the north-eastern site of the Baikal rift zone allowed to characterize deep geological section of earth' s crust ahd physical properties of media near foci of strong earthquakes.

Being in agreement with DSS main principles, the method of estimation of effective parametres of covering media from travel-times of Р-, SV- and SH-waves, reflected from gently-sloping interface is substantiated for conditions of consideraЬle anisotropy of seismic waves velocities. The bedding of rocks, covering this interface, is apprQXirnated Ьу transversal-isotropic model. The case of revealing of azimuthal quasi-anisotropy of Ьoundary velocity when using areal systems of observations of refracted (head) waves was also considered. Realization of these technique elaЬorations allowed to obtain new data aЬout seismic anisotropy of earth' s crust in the region of the Mirny' s kimberlite field in Yakut diamond-bearing province as well as aЬout properties of the surface of crystalline basement on the southern sites of the Siberian platform.

For detailed investigation of 2-D and 3-D distributions of velocity the methods of seismic tomography on time delays have been worked out. These methods are applicaЬle to reference waves of different types refracted (diving) , passing and reflected waves from continuos gently­dipping interfaces. In result of application of the tomographic methos at t.he Baikal region the volume seismic model of earth' s crust in the zone of focus of srtong Muya· s earthquake ( 1 957) was constructed. Charac­teristic properties of deep velocity distribution beneath typical neotecto­nical morphostructures (rift depressions, mountain ridges) are revealed. The anomalous features of earth's mantle, which are peculiar to this region are characterized.

In result of investigation of head wave oscillations field, which have wide application in deep seismic sounding, the sufficiently соттоn relation is ascertained between wave records of this type, registered on multiple coverage seismic \ines. On this basis the method of automized selection of head waves as well as construction of time record-sections were created. The method has been tested on the materials of detailed investigation of the surface of crystalline basement of the Siberian platform.

1 86

А redundant multiple coverage systems, which are oriented only to receiving near-vertical reflections are of wide application in world ptactice of detailed investigation of lithosphere. Experimental results, obtained on the sites of the Baikal rift and in Yakut diamond-bearing province have shown such systems to Ье perspective in use also fer waves of other types in more wide range of distances from shots. А necessary comple­teness of seismic information aЬout geometric structure and physical properties of earth's interior сап Ье reliaЬ!y provided only if joint use of different wave kinds and types of polarization.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1 . Авербух А. Г. Интерпретация материалов сейсморазведки преломленными вол­нами.- М. : Недра, 1 975.- 223 с.

2. Алейников А. Л., Егоркии А. В., Немзоров Н. И. Прогноз вещественного состава земной коры по данным ГСЗ // Сов. геология.- 1 990. - N� 1 0. - С. 9 1 -97.

3. Алей ников А. Л., Немзоров Н. И., Х алеви н Н. И. Многоволновая сейсмика при изучении недр рудных районов.- М.: Наука, 1 986. - 1 1 1 с.

4. Алексеев А. С., Лаврентьев М. М., Мухометов Р. Г., Романов В. Г. Численный метод решения трехмерной обратной задачи сейсмики j j МатематиЧеские пробле­мы геофизики .- Новосибирск: BU СО АН СССР, 1 969.- Вьш. 1 . - С. 1 79-202.

5. Алексеев А. С., Лавре нтьев М. М., Мухометов Р. Г. и др. Численный метод опре­деления структуры верхней мантии Земли j j Математические проблемы гео­физики.- Новосибирск: BU СО АН СССР, 1 97 1 . - Вып. 2.- С. 1 43 - 1 65.

6. Бабаян Г. Д., Мокшанцен К. Б., Уаров В. Ф. Земная кора восточной части Си­бирской платформы.- Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1 978.- 56 с.

7 . Байк альский рифт/Под ред. Н. А. Флоренсова.- М.: Наука, 1 968. - 1 73 с. 8. Беликов Б. П., Александров К. С., Рыжкова Т. С .. Упругие свойства породообра­

зующих минералов и горных пород.- М. : Наука, 1 970.- 276 с. 9. Верзо н И. С. Метод решения пространствеиной задачи интепретации годографов

минтроповских волн в случае преломляющих границ произвольной формы j j Изв. АН СССР. Сер. геогр. и геофиз.- 1 949. - N2 2.- С. 5-32.

'

1 О. Бляс Э. А. Годографы отраженных волн в горизонтально-слоистой среде с попе­речио-изотропными слоями и их интепретация j j Геология и геофизика. - 1 983.­N2 2 . - С. 67-79.

1 1 . Б рыксии А. В. Особенности распределения коэффициента Пуассона в земной коре и верхах мантии для Байкальского региона 11 Геология и геофизика.- 1 987 . ­N2 8 . - С. 98- 1 06.

1 2. Брыксин А. В., Кульчи некий Ю. В., Мише нькии Б. П., Шелудько И. Ф. Ис­пользование поперечных волн при глубинном сейсмическом зондировании на северо-востоке Байкальской рифтовой зоны 11 Геология и геофизика.- 1 985. ­N2 7 . - С. 1 1 9- 1 27.

13. Брыкси н А. В., Те н Е. Н. Способ расчета упругих свойств минералов по свойствам горных пород j j Геология и геофизика. - 1 990.- N2 1 О.- С. 60-66.

· 1 4. Бугаевекий Г. Н. Сейсмологические исследования неоднородностей мантии Зем­

ли. - Киев: Наук. думка, 1 978.- 1 84 с. 15. Больвовекий И. С. Сейсмические исследования земной коры в СССР. - М. :

Недра, 1 973.- 208 с. 1 6. Г алди н Н. Е. Физические свойства глубинных метаморфических и магматических

пород при высоких давлении и температуре.- М. : Недра, 1 977.- 1 26 с. 1 7 . Гамбурцев Г. А. Основы сейсморазведки.-М.: Гостоптехиздат. - 1 959.- 378 с. 1 8. Гамбурцев Г. А., Ризниче нко Ю. В., Берзон И. С. и др. Корреляционный метод

преломленных волн.- М. : Академиздат, 1 952. - 239 с. 1 9. Геологическая карта региона Байкало-Амурской магистрали. М 1 : 1 500 000/

Л. И. Красный и др.- Л. : Аэрология, 1 978. 20. Геология и сейсмичность зоны БАМ/Ото. ред. Н. А. Логачев.- Новосибирск:

Наука. Сиб. отд-ние. 1 984.- 207 с.

1 88

21 . Геология и сейсмичность зоны БАМ. Сейсмичность/Отв. ред. С. Л. Соловьев.­Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1 985.- 1 92 с.

22. Голе нецкий С. И., Кругляков М. И., Перевалова Г. И. Годографы сейсмических землетрясений Прибайкалья 11 Сейсмичность и глубинное строен�1е Прибай­калья. - Новосибирск: Наука. Снб. отд-нне, 1 978.- С. 30-38.

23. Гольдин С. В. Линейные nреобразовання сейсмических сигналов. - М.: Недра, 1 974. - 35 1 с.

24. Динамические характеристики сейсмических волн в реальных средах 11 Бер­зон И. С .. Еnинатьева А. М., Парийекая Г. Н . и др.- М.: Изд-во АН СССР, 1 962. - 5 1 1 с.

25. Дружинин В. С., Кашубин С. Н., Сивкова Л. В. и др. Оnыт глубинных сейс­мических зондирований на Урале. - Свердловск: НТО Горное, 1 982.- 72 с.

26. Егоркии А. В., Зюганов С. К., Павлеякова Н. И., Чер нышев Н. М. Результаты исследований структуры литосферы на nрофилях в Сибири 11 Геология н гео­физика . - 1 988.- N� 5.- С 1 20- 1 28.

27. Егоркии А. В., Зюганов С. К., Чернышев Н. М. Верхняя мантия Сибири 11 Тр. 27-ro Междунар. геол. конгресса.- М. : Наука, 1 984.- Т. 8: Геофизика. - С. 27-43.

28. Егоркии А. В., Чернышев Н. М. Информативность и достоверность глубинных сейсмических исследований с nрименемнем nромышленных взрывов // Комnлекс­ные геолого-геофизические исследования земной коры.- Новосибирск: СНИ­И ГГиМС, 1 984.- С. 27-42.

29. Зорин Ю. А. Новейшая структура н изостазня Байкальской рнфтовой зоны и соnредельных территорий.- Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1 97 1 . - 1 68 с.

30. Карта неотектоники Прибайкалья и Забайкалья. М 1 : 2 500 000/Н. А. Логачев и др. - Иркутск: ИЗК СО АН СССР, 1 982.

3 1 . Карта 110вейшей тектоники юга Восточной Сибири. М 1 рев А. Г . , Хренов П. М. - Ленинград: Аэрогеология, 1 98 1 .

500 000/Золота-

32. Карта новейшей тектоники юга Восточной Сибири. М 1 : 1 500 000/Золота­рев А. Г . , Хренов П. М . - Иркутск: ВостСибНИИГГнМС, ИГУ, 1 982.

33. Карта сейсмического рМюш1рования СССР: Объяснительная заn./Отв. ред. М. А. Садовский.- М. : Наука, 1 984.- 32 с .

34. Косминская И. П. Метод глубинного сейсмического зондирования земной коры и верхов мантии.- М . : Наука, 1 968.- 227 с.

35. К рЫЛОВ С. В. 0 npHЧHI·IaX аномаЛЬIIЫХ СВОЙСТВ верхней Mai iTIOI В рифТОВЫХ зонах // ГеолОI'НЯ н геофизика . - 1 976. - N� 4.- С. 3- 1 7.

36. Крылов С. В., Брыксин А. В., Тен Е. Н. Уnругие свойства силикатных минералов и кристаллических горных nород для изотроn11ой модели 11 Геология н I'СО­фнзнка. - 1 990. - N� 1 2. - С. 10 1 - 1 1 3 .

37 . Крылов С. В., К рылова А. Л. Телесейсмические nросвечиванне мантии Земли в Байкальском регионе 11 Геофизические методы в региональной геологии .- Но­воо•бирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1 982.- С. 35-49.

38. Крылов С. В., Мандельбаум М. М., Селезнев В. С. и др. Детальные глубинные сейсми•1ескне исследования в Верхнеангарском районе Байкальской рнфтовой зоны // Геология �' геофизика . - 1 990. - N� 7 . - С. 1 7 - 27 .

39. Крылов С. В., Мишенькин Б. П., Брыксин А. В. Глубинное строение зоны Бай­кальскоi'О рифта no данным МIЮI'Ооолнооых сейсмических исследований /1 Гео­динамика внутриконтинентальных горных областей .- Новосибирск: Наука. Снб. отд-нне, 1 990.- С. 1 62- 1 69.

1 89

40. Крылов С. В., Мишенькина 3. Р., Тен Е. Н., Шелудько И. Ф. Оnределение трех­мерного расnределения скорости no данным рефрагнрованных волн 11 Геология н геофизика.- 1 989.- N2 6.- С. 1 2 1 - 1 28.

4 1 . Крылов С. В., Селезнев В. С., Соловьев В. М. и др. Поnеречные волны и сейс­мическаЯ анизотроnия земной коры в Заnадной Якутии // Изв. АН СССР. Физика Земли.- 1 99 1 . -'- N� 2.- С. 26-33.

42. Крылов С. В., Сергеев В. Н. Свойства головных волн и новые возможности автоматизации их обработки 1/ Геология и геофизика.- 1 985.- N� 4.­

С. 92- 1 02.

43. Крылов С. В., Суворов В. Д., Селезнев В. С. О картировании граничной ско­рости nри совместном исnользовании nреломленных и отраженных волн 11 Геология и геофизика.- 1 983.- N� 1 . - С. 90-97.

44. Крылов С. В., Шелудько И. Ф. Основы сnособа линеаризованной ннтеnретацнн временного nоля отраженной сейсми•tеской nолны 11 Геология и геофизика.-1 987.- N� 7.- С. 1 1 0- 1 20.

45. Лаnин С. И., Лаnин К. С. Сnособы оnределения эффективных коэффициентов анизотроnии no годографам отраженных волн в слоисто-однородных средах 11 Геология и геофизика.- 1 979.- N� 1 . - С. 1 24 - 1 32.

46. Лебедев Т. С., Корчин В. А .. Совенко Б. Я. и др. Физические свойства минераль­ного вещества в термобарометрических условиях литосферы.- Киев: Наук. думка, 1 986.- 1 98 с.

47. Магницкий В. А. Внутреннее строение и физика Земли.- М. : Недра, 1 965. -

379 с. 48. Мандельбаум М. М., Суворов В. д., Смирнова Т. Г. и др. Новые данные о сейс­

мических особенностях фундамента восточного склона Неnско-Ботуобинской ан­теклизы // Геология и геофизика.- 1 992.- N� 1 . - С. 1 35- 1 38.

49. Метод nреломленных волн/Еnинатьева А. М. , Голошубин Г. М . , Литвин А. Л. и др.- М. : Недра, 1 990. - 297 с.

50. Методика и апnаратура для региональных сейсмических исследован�1й в трудно­достуnной местности и их nрименение в Сибири 1/ Пузырев Н. Н . , Бабаян Г. Д. , Бочанов А. И. и др.- Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1 978. - 206 с.

5 1 . Митрофанов Г. М., Сергеев В. Н. Исследование линеаризованной модели для головной волны в связи с задачей обработки данных КМПВ 11 Геология и геофизика.- 1 986. - N2 8.- С. 98- 1 08.

52. Мишенькии Б. П., Мишенькина 3. Р. Особенности сейсмического разреза низов земной коры no данным рефрагированных и отраженных волн в Байкальской рифтовой зоне // Геология и геофизика.- 1 992.- N� 3 . - С. 1 03 - 1 1 2.

53. Мишенькии Б. П., Мишенькина 3. Р., Тен Е. Н. и др. Трехмерная сейсмическая модель земной коры и верхов мантии на северо-востоке Байкальской рифтовой зоны // Геология и геофизика.- 1 989.- N� 2.- С. 1 1 5- 1 23.

54. Мишенькии Б. П., Мишенькина 3. Р., Шелудько И. Ф. Детальное изучение зем­ной коры в Байкальской рифтовой зоне no данным рефрагированных волн 11 Геология и геофизика.- 1 983.- N2 1 2. - С. 82-9 1 .

55. Мишенькии Б . П., Шелудько И . Ф., Мишенькина 3 . Р. и др. Детальные сейс­мические исследования земной коры на северо-востоке Байкальской рифтовой зоны // Геология и геофизика.- 1 984.- N� 7 . - С. 63-70.

56. Мишенькина 3. Р. Внутрикороный сейсмический волновод в Байкальской рифто­вой зоне // Геология и геофизика.- 1 980. - N� 7 . - С. 82-91 .

1 90

57. Мишеньки н'! 3. Р., Шелудько И. Ф., Крылов С. В. Использование лннеарнзо­ванной постановвкн обратной кинематической зада•ш для двухмерных · полей времен 1 (х, /) рефрагированных волн 11 Численные методы в сейсмических исследованиях. - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1 983.- С. 1 40- 1 52.

58. М ноговолновые сейсмические исследования 11 Под ред. Н. Н . Пузырева. - Но­восибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1 987.- 2 1 4 с.

59. Моизетырев В. К., Ознобихи н Ю. В., Голош уби н Г. М. Геологические результа­ты применсиня способа ОГП МПВ в Западной Сибири 11 Развюне методики сейсмических исследований на нефть и газ в условиях Западной Сибири. - М. : НПО «Нефтегеофизика», 1 986.- С. 3 1 -39.

60. Невс кий С. И. Квазианизотропия скоростей сейсми••ескнх волн .- М . : Наука, 1 974. - 1 79 с.

6 1 . Недра Байкала (по сейсмическим данным)/Крылов С. В . • Мандельбаум М. М . • Мишенькии Б. П . и др.- Новосибирск: Наука. Снб. отд-ние, 1 98 1 . - 1 05 с.

62. Оболе нцева И . Р. Приближенные формулы для скоростей уnругих волн в одно­родных анизотропных средах // Многоволновая сейсморазведка. - Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1 985.- С. 50-5 1 .

63. Оболе нцева И. Р. Численный способ решения прямых пространствеиных задач геометрн••еской сейсмики для сложно построенных анизотропных сред 11 Экспе­риментальные и теоретические fiССледования отраженных волн. - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние. 1 975.

64. Павле нкона Н. И. Волновые поля н модель земной коры.- Киев: Наук. думка, 1 973.- 2 1 4 с.

65. Павле нкона Н. И., Пилипе нко В. Н., Дзюба В. В. Машинная обработка сейсмо­грамм ГСЗ н КМПВ 11 Прнкладная геофизика . - М. , 1 978.- Выn. 90. - С. 98-

1 1 2.

66. Перцух Э., Корхоне н Х. Структура земной коры Балтийского щита по распреде­лению nараметров k н о 11 Изв. АН СССР . Физика Земли.- 1 989.- N� 1 2. ­

С . 74-8 1 .

67. Петрик Г. В., Елисеева Л. К., Шелудько И . Ф., Крас ношта нов М. Н . Регно-нальные сейсмические исследования в районе клизы Сибирской платформы 11 Геология н с. 80-88.

Непско-Ботуобинской анте­геофизика . - 1 989.- N� 1 . -

68. Пузырев Н . Н . Временные nоля отраженных волн и метод эффективных парамет­ров .- Новосибирск: Наука. Сf1б. отд-ние. 1 979.- 294 с.

69. Пузыре в Н. Н. К теорш1 ннтерпретацш1 точечных сейсмfl'lеских наблюдений 11 Геологин и геофизика .- 1 963 . - N� 9.- С. 66-8 1 .

70. Пузырен Н. Н. Об шперпретацнн данных метода преломлен• •ь•х волн пpfl наличии гращ1ента скорости в нижней среде // Геология и геофизика . - 1 960. - N� 1 0. ­

С . 1 20- 1 28.

7 1 . Пузыре11 Н. Н. Развитие методон поперечных н обменных волн в сейсми••еской разведке 11 Развитие идей Г. А. Гамбурцева в геофизике .- М . : Наука, 1 982 .­

С. 1 32- 1 77.

72. Пузырен Н. Н., К рылов С. В. Особе• • •юсп• строения земной коры Западвой Си­бири по да1шым глубинных сейсмических зонднрований 11 Проблемы нефтенос­вости Сибири. - Новосибflрск: Наука. Сиб. отд-вие, 1 97 1 . - С. 94- 1 1 3 .

73. Пузырен Н. Н., Крылов С. В., Мишенькии Б. П. Методика рекогносцf1рово••вь1х глубинных сейсмических исследований.- Новосибирск: Наука. Сиб. OTJI-I IHC, 1 975. - 1 58 с.

! '1 1

74. Пузырев Н. Н., Мишсttьки11а З. Р. Пр�tближенные способы интепретац�•и голо­графов рефрагированных вол в 11 Методика сейсмн•rескнх исследований. - Но­восибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1 969.- С. 5-26.

75. Рапопорт М. Б., Малкиtt А. д., Богоявленский В. И. Пакет программ цифровой обработки сейсмических записей преломленных волн 11 Нефтегазовая геология и геофизика . - 1 98 1 . - N� 7 . - С. 35- 41 .

76. Ризниченко Ю. В. Избранные труды. Проблемы сейсмологии. - М . : Наука, 1 985.- 408 с.

7 7 . Ризниченко Ю. В. Сейсмика слоистых сред. - М.: Недра, 1 985.- 1 84 с. 78. Роrожи11а В. А., Кожев11иков В. М. Область аномальной мантии под Байкальским

рифтом. - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-нне, 1 979.- 1 04 с. 79. Сейсмическая разведка методом поперечных и обменных волн/Пузырев Н. Н. ,

Триrубов А. В . , Бродов Л. Ю. н др.- М. : Недра, 1 985. - 278 с. 80. Сейсмическая томография с прнложеннями в глобальной сейсмологии и разведо•r­

ной геофизике/Под редакцией Г. Нолета.- М. : Мир, 1 990. - 4 1 6 с. 8 1 . Сейсмическое районирование Восточной Сибири и его геолого-геофизические

основы/Отв. ред. В. П. Солоненко. - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1 97 7 . -

303 с . 8 2 . Сейсморазведка: Справочник геофизика: В 2 т .- М.: Недра, 1 990. - Т. 1 . -

336 с . ; Т. 2.- 400 с. 83. Селезнев В. С. К интепретацин временных полей преломленных волн в случае

многослойных сред // Геология и геофизика. - 1 977 .- N� 4 . - С. 93- 1 05.

84. Селезнев В. С., Соловьев В. М. О мавтнйвых поперечных сейсмических волнах в Байка.1ьской рнфтовой зоне // Геология н геофизика.- 1 979.- N� 1 2 . - С. 87-

95.

85. Селезнев В. С .. Соловьев В. М., Жемчугова И. В. Использование площад11ых систем 1 1аблюдений преломлеtrньrх волн при глубинном сейсмическом зонди­ровании // Геология и геофизика. - 1 99 1 . - N� 1 1 . - С. 1 28- 1 42.

86. Селезнев В. С., Соловьев В. М., Никитенко А. Б. Определение параметров сейс­мической анизотропии в Западной Якутии 1/ Геология и геофизика.- 1 986.­

N� 8.- С. 90-98.

87. Селезнев В. С., Соловьев В. М., Суворов В. Д. и др. Использование поперечных волн при глубинном сейсмическом зондировании в Западной Якутии 11 Геология и геофизика.- 1 987.- N� 1 . - С. 1 09- 1 1 7 .

8 8 . Селезнев В . С., Эпов М. И., Крейнин А . Б., Березина И. В . Способ определения параметров среды по данным годографов преломленных волн 11 Методы рас­ширения частотного днапазона внбросейсмическнх колебаний.- Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1 987.- С. 96- 1 03.

89. Сергеев В. Н. Учет геометрического расхождения н рефракции при пересчете по­ля колебаний преломленных волн // Геология н геофизика.- 1 988.- N� 3 . ­С. 93- 1 02.

90. Соболев В. С. Введение в минералогию силикатов.- Львов: Изд-во Львов. ун-та, 1 949. - 1 37 с.

9 1 . Соловьев В. М. Использование поперечных волн при глубинном сейсмическом зондировании в Якутской к�tмберлнтовой провинц�ш: Автореф. дне. . . . канд. геол . -мин. наук .- Новосибирск, 1 988. - 1 6 с.

92. Соловьев В. М. Повышение информативности глубинных сейсмических исследо­ваний при использовании динами•rеских характеристик Р- и S-волн 11 Развитие

1 92

вибросейсмических исследований земной коры в Сибири. - Новосибирск: ИГиГ

СО АН СССР, 1 989.- С. 1 63- 1 70.

93. Справочник физических констант горных пород/Под ред. С. Кларка. - М.: Мир,

1 969. - 478 с.

94. Старобинец А. Е., Старобинец М. Е. Цифровая обработка и интерпретация дан­

ньiХ метода преломленньiХ волн. - М.: Недра, 1 988.- 297 с.

95. Суворов В. Д. Глубинные сейсмические исследования в Якутской кимберлитовой

провинции: Автореф. дис . . . . докт. геол.-мин. наук. - Якутск, 1 990.- 3 1 с.

96. Суворов В. Д. К интерпретации поверхностных годографов преломленных

волн // Геология и геофизика.- 1 984.- N� 6.- С. 1 1 1 - 1 1 7 .

9 7 . Суворов В . д., К рейнии А. Б., Селезнев В. С . и др. Глубинные сейсмические

исследования по профилю Олгуйдах - Мирный - Ленек 11 Геология и гео­

физика. - 1 983.- N� 9.- С. 72-80.

98. Суворов В. Д., Крейнин А. Б., Подваркона И. В. и др. Площадные глубинные

сейсмические исследования в Мало-Ботуобинеком районе Якутии /1 Геология и

геофизика.- 1 985. - N� 1 . - С. 82-90.

99. Суворов В. Д., Крейнин А. Б., Подваркона И. В. и др. Глубинные сейсмические

исследования по профилю Тас-Юрях - Алмазный - Малыкай // Геология и

геофизика. - 1 986.- N� 1 1 . - С. 72-78.

1 00. Суворов В. д., Парасотка Б. С., Оськии И. В., Хомяков А. М. Новые сейсми­

ческие данные о структуре земной коры Мирнинекого кимберлитового поля

(Западная Якутия) // Геология и геофизика.- 1 992.- N� 8 . - (в печати) .

1 0 1 . �ров В. Д., Шарапов Е. А. Сейсмические особенности поверхности мантии в

южной части Якутской кимберлитовой провинции 11 Геология и геофизика.-

1 990.- N� 7.- С. 1 2- 1 7.

1 02. Сурков В. С., Кузнецов В. Л., Бгагова Г. Ф. Состояние и проблемы региональ­

ной сейсморазведки на Сибирской платформе 11 Методика и результаты изучения

Сибирской платформы геофизическими методами/Под ред. В. С. Суркова. - Но­

восибирск: СНИИГГиМС, 1 984.- С. 4 - 1 2.

1 03. У аров В. Ф. Глубинное сейсмическое зондирование земной коры и верхов мантии

в Якутской кимберлитовой провинции: Автореф. дис . . . . канд. геол.-мин. наук.­

Новосибирск, 1 983.- 24 с.

1 04. Уаров В. Ф. Сейсмические особенности верхней мантии в Западной Якутии //

Геология и геофизика. - 1 98 1 .- N� 9.- С. 1 20- 1 24.

1 05. Физические свойства горных пород и полезньiХ ископаемьiХ (петрофизика) :

Справочник геофизика/Под ред. Н. Б. Дортман.- М.: Недра, 1 984.- 455 с.

1 06. Физические свойства минералов и горных пород при высоких термодинамических

параметрах 11 Под ред. М. П. Воларовича.- М.: Недра, 1 988.- 255 с.

1 07. Харкевич А. А. Спектры и анализ.- М.: Гостехтеориздат, 1 957. - 236 с.

1 08. Химмельблау Д. Прикладное нелинейное программирование.- М . : Мир, 1 975.-

247 с.

1 09. Худсон д. Статистика для физиков.- М.: Мир, 1 967.- 242 с.

1 1 0. "Численные методы в сейсмических исследованиях/Под ред. А. С. Алексеева. ­

Новосибирск.: Наука. Сиб. отд-ние, 1 983.- 235 с.

1 1 1 . Aki К., Chrl.stoffersson А., Husebye Е. S. Determination of three- dimensional seismlc stтucture of the lithosphere 11 J. Geophys. Res.- 1 977.- V. 82, N 2 . ­

Р. 277-296.

1 1 2. Barazangi М., Brown L. Reflection seismology: global prospective 11 American Geo­

physical Union, Geodynamic Series.- Washington, 1 986.- V. 1 4. - 339 р.

1 93

I J 3 . Birch F. Composition of the earth mantle 1 J. Geophys. Res.- 1 96 1 . - V. 4 .­

Р . 1 083- 1 1 02.

1 1 4. Bobrin М. В. Introduction to geophysical prospecting/Тhird edition, - New York:

McCrow-Hill Ьоосk company, 1 976. - 478 р. 1 1 5. Dziewonski А. М., Hager В. Н., O'Colonel R. J. Largescale heterogeneities in the

lower mantle // J . Geophys. Res.- 1 977. - V. 82.- Р. 239-255.

1 1 6. Evans С. J. The seismic velocities of the Ох Mountain granulites of Ireland and the

implications for the interpretation of the crustal structure of north Britain 11 Geophys.

J . Roy. Astron. Soc . - 1 980. - V. 63, N 2.- Р. 4 1 7-426.

1 1 7. Fawcett J. А., Clayton R. W. Tomographic reconstruction of velocity anomalies 11 Вн\1. Seismol. Soc. Amer.- 1 984.- V. 74, N 6.- Р. 56-79.

1 1 8. Gebrande Н. Elasticity and inelasticity // G. Angenheister (ed. ) . Physical properties

of .rocks . Landolt-Bornstein TaЬles.- New York: Springer-Verlag, 1 982. - V. 1 Ь. -

1 40 р . . 1 1 9. Giese Р. Versuch einer Gliederung der Erdkruste im nordlichen Alpenvorland mit Hilfe

charakteristischer Refraktions-Laufzeitkurven 11 Geophysikalische Abhandlungen.­

Berlin, 1 968. - Bd 1 , Н. 2.- 202 S .

1 20. Golenetsky S . 1 . ProЬlems o f the seismicity o f the Baikal rift zone 11 J . Geodyn.-

1 990.- N 1 1 . - Р. 293-307.

1 2 1 . Hirschleber U. Multicover measurements in refraction shooting 11 Geophys. Pros­

pect.- 1 97 1 . - V. 1 9 , N 3 . - Р. 345-356.

1 22. Manghnani М. Н., Ramananoandro R. Compressional and shear wave velocities in

granulite facies rock and eclogites to 1 0 kbar // J. Geophys. Res.- 1 974.- V. 79,

N 35. - Р . 5427-5446.

1 23. Meissner R. Zum Aufbau der Erdkruste. Ergebnisse der Weitwinkelmessungen im

Bayrischen MolasseЬecken 11 Gerl. Beitr. Geophys. - 1 967.- Bd 76, Н. 3 . ­

S . 2 1 1 -255; Bd 7 6 , Н. 4.- S . 295-3 1 5.

1 24. Mooney W. D. Seismic methods for determining earthquake parameters and litospherlc

stп1ctнre 11 Pakiser L. С. , Mooney W. D. Geophysical framework of continental Unites

States.- Boнlder, Colorado, Geological Society of America, Memoir 1 72 . - Р. 1 1 -35.

1 25. Tarantola А. Linearized inversion of seismic reflection data 11 Geophys. Prospect . -

1 984.- V. 32, N 6.- Р . 37-62.

ОГЛАВЛЕНИЕ

ПРЕДИСЛОВИЕ 3

Ч а с т ь 1 . МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ 7

Глава 1. Развитие nетрофизических основ метода ГСЗ на Р- и S-волнах

1 . 1 . Сейсмические скорости и плотность породообразующих силикат-ньiХ минералов . . . . . . . . . . . . . . . . . · . 8

1 .2. Зависимости для кристаллических горных пород 1 3 1 .3 . Особенности использования полученных зависимостей 23

Глава 2. Особенности полевого эксперимента и глубинные волны 26

2. 1 . Особенности методики полевых работ 2.2. Волновое nоле . . . . . . 3 1

Глава 3. Линеаризонаиные сnособы кинематической интерпретации (сейс-мическая томография на временнь1х задержках) 45

3. 1 . Рефрагированные волны, двухмерная модель 47 3.2. Рефрагированные волны, трехмерная модель 56 3.3. Отраженные волны, двухмерный случай 62 3.4. Телесейсмическое просвечиванне проходящими волнами 73

Глава 4. Интерnретация сейсмическ•1х записей при многократных системах наблюдений головных волн . . . . . . . . 76

4. 1 . Свойства поля колебаний для головных волн 77 4.2. Влияние и учет искажающих факторов . . 8 1 4.3. Автоматизация обработки поля колебаний головных волн 90

Глава 5. Сnособы интерпретации волн разных классов и типов поляризации при nрофильных и площадных наблюдениях . . . . . . . . . . 98

5. 1 . Оnределение параметров сейсмической анизотроnии по разно-nоляризованным отраженным волнам . . . . . . . . . . . .

5.2. Картирование граничной скорости nри совместном использова-нии преломленных и отраженных волн . . . . . . . . . . . . 1 02

5.3. Интепретация данных площадных наблюдений nреломленных волн

Ч а с т ь 11 . ПРИМЕРЫ ДЕТАЛЬНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ В ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ . . . . .

Глава 6. Байкальская рифтовая зона

1 08

1 1 7

1 95

6. 1 . Общая характеристика глубинного строения региона по резуль­татам работ на Р- и S-волнах . . . . . . . . . . . . . . . .

6.2. Исследования на системах многократных перекрытий в Верхне-ангарском районе . . . . . . . . . . . . . . . . 1 25

6.3. Трехмерная модель земной коры по данным Р-волн в зоне Муй-ского землетрясения . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1 32

6.4. Профильные исследования на Р- и S-волнах в Муйском районе 1 40 6.5. Расчленение осадочного чехла по данным преломленных волн на

акватории оз. Байкал . . . . . 1 48

Глава 7. Якутская кимберлитовая провинция 1 5 1

7 . 1 . Обобщенная характеристика глубинного строения региона 7.2. Картирование свойств поверхности мантии по данным прелом-

ленных и отраженных волн . . . . . . . . . . . . . . . . . 1 56 7 .3. Изучение сейсмической анизотропии по волнам разной поляри-

зации . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1 5 8 7 . 4 . Сопоставление с результатами многократных наблюдений близ-

вертикальных отражений . . . . . 1 63

Глава 8. Южные районы Сибирско(! платформы . . . . . . . . 1 67

8 . 1 . Площадные исследования поверхности фундамента 1 68 8.2. Профильные исследования по системам многократных наблюде-

ний преломленных волн . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1 7 5

ЗАКЛЮЧЕНИЕ . . . . . 1 82

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1 8 8

CONTENTS

INTRODUCTION

Р а r t 1 TECHNIQUE OF INVESTIGATIONS

Clшpter 1. Developmeпt of petrophysical priпciples of DSS method оп Р- апd S-waves . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

3

7

1 . 1 . Seismic velocities апd deпsities of rock-formiпg silicate miпerals 8 1 . 2. Depeпdeпces for crystal rocks . . . . . . . 1 3 1 .3. Specialities of usiпg of obtaiпed depeпdeпces 23

Clшpter 2. Field experimeпt particularities апd deep waves 26

2. 1 . Particularities of field survey techпique 2.2. Wave field . . . . . . . . . . . . 3 1

Clшpter 3 . Liпearized meaпs of kiпematic iпterpretatioп (seismic tomography оп time delays) . . . . . . . . . . . . . ·

45

3. 1 . Refracted waves, two-dimeпsioпal model 47 3.2. Refracted waves, three-dimeпsioпal model 56 3.3. Reflected waves, two-dimeпsional model . 62 3.4. Teleseismic illumiпatioп Ьу passiпg waves 73

Clшpter 4. The interpretatioп of seismic records for multiple systems of observa-tioпs of head waves . . . . . . . . . . . . . . . 76

4. 1 . The properties of field of oscillatioпs for head waves 77 4.2. The iпflнепсе апd takiпg iпto accoнnt of distortiпg factors 8 1 4.3. The aнtomatioп of processiпg of head waves oscillation field 90

Clшpter 5. Tl1e means of interpretation of waves of differeпt classes апd types of polarizatioп for profile and areal observations . . . . . . . . . . 98

5. 1 . Determiпiпg of seismic aпisotropy parameters from differeпt1y polari-zed reflected waves . . . . . . . . . . . • . . . . . . . . . .

5.2. Mapping of Ьонпdаrу velocity from joiпt нsiпg of refracted апd ref-lected waves . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1 02

5.3. The iпterpretatioп of refracted waves ar·eal observatioпs data 1 08

P a r t ll

ТНЕ EXAMPLES OF DETAILED INVESТIGATIONS IN EASTERN SIВERIA .

Cl1apter 6. Baikal rift zопе

1 1 7

1 97

6. 1 . Geпeral characteristic of the regioп deep structure from the results of studies оп Р- and S-waves . . . . . . . . . . . . . . . . . .

6.2. The investigations on multiple overlapping systems iп Verkhпeangara·s area . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1 25

6.3. Three-dimensional model of the earth"s crust from P-waves data in Muya·s earthquake zone . . . . . . . . . . . . . . . . . 1 32

6.4. Profile investigations оп Р- and S-waves in Muya·s area . . . . 1 40 6.5. DismemЬeriпg of sedimeпtary cover from refracted waves data in the

Baikal Lake water area . . 1 48

Chapter 7. Yakutsk kimЬerlite proviпce 1 51

7 . 1 . Generalized characteristic of deep structure of the region 7.2. Mappiпg of the maпt1e surface properties оп refracted апd reflected

waves data . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1 56 7.3. The study of seismic aпisotropy оп waves of differeпt po1arizatioп . . ! 58 7.4. The comparisoп with results of subvertical reflectioпs mu1tiple obser-

va tioпs . . . . . . . . . . . . 1 63

Chapter 8. Southerп areas of SiЬeriaп platform . . . . . . . . . . . . . . 1 67

8. 1 . Areal iпvestigatioпs of basemeпt surface . . . . . . . . . . . . 1 68 8.2. Profile iпvestigatioпs оп systems of multiple observatioпs of refracted

waves

CONCLUSION

LIТERATURE

1 75

1 82

1 88

Научное издание

Крьиюв Сергей Васильевич Мшиенькин Борис Петрович Мишенькина Забина Рейнгольдовна и др.

ДЕТАЛЬНЫЕ СЕЙСМИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ ЛИТОСФЕРЫ НА Р- И S-ВОЛНАХ

Редаюuр Е. С. Иванова Художник Н. А. Пискун Художественный редЭJ..'I'Ор Л. 8. Mtrrвeeвa Технический редактор А. В. Сурганова Корректор Е. С. Иванова

ИБ N<l 50485

Сдано в набор 21.12.92. Подписано в печать 18.06.93. Формат бОх90 1116. Гар­нитура тайме. Офсетная печать. Уел. печ. л. 12,5. Уел. кр.-отт. 12.8. Уч.-изд. л. 13,2. Тираж 300 экз. Заказ 480. С 110.

Ордена Трудового Красного Знамени ВО • Наука•. Сибирская издательская фирма. 630099 Новосибирск. у л. Советская, 18. Новосибирская типография N<l 4 ВО •Наука•. 630077 Новосибирск, ул. Станислав­скоrо, 25.

ВНИМАНИЮ ЧИТАТЕЛЕЙ !

СИБИРСКАЯ ИЗДАТЕЛЬСКАЯ ФИРМА ВО «НАУКА» ПРЕДОСТАВЛЯЕТ ИНДИВИДУАЛЬНЫМ И КОЛЛЕКТИВНЫМ ЗАКАЗЧИКАМ СЛЕДУЮЩИЕ ВИДЫ УСЛУГ:

- редактирование и выпуск книг по заказу;

- размещение рекламы на страницах книг и жур-налов Сибирского отделения РАН (5 изданий выходят за рубежом) ;

- изготовление оригинал-макетов, книг на дис­кетах;

- помощь в оформлении и редактировании диссер­таций и других материалов.

Издательство приглашает иностранных партнеров к со­трудничеству в области книгоиздания.

Фирма готова рассмотреть любые деловые предложения и программы.

Об условиях размещения заказов и их оплате можно узнать по адресу:

630099 Новосибирск, ул. Советская, 18; т е л е ф о н ы: 22- 1 6-9 1 ; 22-33-23; 23-55-2 1 ; 23-35-02;

ф а к с: (8-3832) 22-51-8 1 .