Геологическое строение дна Мирового океана по сейсмическим данным

Земля в разрезе имеет слоистую структуру. Внешнюю, твердую оболочку, сложенную кристаллическими и осадочными породами и образующую поверхность нашей планеты, называют земной корой. Геофизические исследования в океанах показали, что земная кора под океанами неодинакова по строению и мощности. Нижней границей земной коры считают поверхность Мохоровичича. Она выделяется по резкому возрастанию скоростей продольных сейсмических волн до 8 км/с и более. В пределах земной коры скорости упругих волн ниже этой величины. Ниже поверхности Мохоровичича располагается верхняя мантия Земли.

Выделяется несколько типов земной коры. Наиболее резкие различия отмечаются в строении земной коры материкового и океанического типов.

Рис. 5 I-- океанская кора (ложе океана); II-- субокеанская кора (впадины окраинных и внутренних морей); III-- континентальная кора платформ; IV-- континентальная кораорогенных поясов; V-- субконтинентальная кора (островные дуги); 1-- слой воды, 2-- осадочный слой, 3-- второй слой океанской коры, 4-- третий слой океанской коры, 5-- «гранитный» (гранитометаморфический) слой континентальной коры; 6-- «базальтовый» (гранулито-базитовый) слой континентальной коры, 7-- нормальная мантия, 8-- разуплотненная мантия. [3]

2.1 Земная кора материкового типа

По модели, предложенной Уорзеллом и Шербетом в 1965, средняя мощность земной коры материкового типа 35 км. По скорости распространения упругих волн в ней выделяют три слоя:

осадочный (скорости менее 5 км/с, мощность от нескольких сотен метров до 2 км);

гранитный (скорости около 6 км/с, мощность 15 - 17 км) и

базальтовый (скорости 6,5 - 7,2 км/с, мощность 17 - 20 км).

Отличительным слоем материковой коры является гранитный с плотностью вещества 2,7 г/см3.

В геофизических работах обычно подчеркивается условность названий слоев «гранитный» и «базальтовый». Гранитный слой не обязательно состоит только из гранитов. Скорости прохождения упругих волн через него указывают лишь на то, что он состоит из пород, аналогичных по плотности гранитам, - гнейсов, гранодиоритов, кварцитов и некоторых других плотных кристаллических пород (магматических и метаморфических), объединяемых обычно под названием «кислые» породы вследствие значительного содержания в них (более 60%) кремнекислоты.

Скорость сейсмических волн в базальтовом слое свидетельствует о том, что он сложен породами, имеющими плотность 3,0 г/см3. Эта плотность соответствует базальтам, а также другим основным породам (габбро и др..), которые отличаются пониженным содержанием кремнезема (менее 50%) и повышенным - окислов различных металлов.

Рис. 6 Схема строения континентальной коры, слои: 1 - осадочный, 2 - гранитно-метаморфический, 3 - гранулито-базитовый, 4 - перидотиты верхней мантии.

II - океаническая кора, слои: 1 - осадочный, 2 - базальтовых подушечных лав, 3 - комплекса параллельных даек, 4 - габбро, 5 - перидотиты верхней мантии. М - граница Мохоровичича [7]

Материковая кора широко представлена в пределах морей и океанов. Она слагает шельф, материковый склон, характерна для материкового подножия. В среднем нижняя граница ее распространения проходит примерно в пределах изобат 2 - 3,5 км, но местами отклонения от этой глубины весьма велики. Так, у подводной окраины Североамериканского материка в Атлантическом океане граница материковой коры находится на глубине более 4 км, а в Черном море - порядка 1800 м.[1] [3]

2.2 Океанический и рифтогенальный типы земной коры

По материалам бурения и сейсмическим данным земная кора океанического типа в общем виде характеризуется следующим строением. В настоящее время выделяют 4 слоя которые резко различаются по скорости продольных волн. Верхний (1) слой - осадочная толща(рыхлые отложения), мощность 0,5 км , сейсмическая скорость которой 1,5-2 км/с. Ниже прослеживается второй (2) слой(вулканогенный базальтовый) V= 2,1-6 км/с- средняя 5 км/с. Бурением установлено что верх этого слоя (2А) во всех скважинах сложен подушечными лавами - толеитовыми базальтами, являющиеся фундаментом для осадков. При сейсмопрофилировании его называют слой B. Еще ниже в слое 2Б (V=4,6 км/с) залегают габброиды. Драгирование естественных отложений на дне показало, что верхняя часть слоя 2 сложена, как было выше сказано, шаровыми лавами и лавобрекчиями (2А), нижняя - базальтами с многочисленными дайками и силами долеритов. Далее залегает сейсмический слой 3 - «океанский» V=6,4-7,4 км/с мощностью 4,7 км. Он состоит в основном из ультраосновных пород. Слой 4 - мантия со скоростями распространения 8-8,2 км/с, в которой преобладают ультраосновные и метаморфические породы .

Рис.7 Разрез океанской коры с указанием предполагаемых геофизических слоев. Приблизительные мощности даны по сейсмическим данным. Состав магматических пород выявлен в основном по образцам, драгированным в зонах разломов, и путем сравнения с офиолитовыми сериями. Последовательность метаморфизма определяется взаимодействием между изверженными породами и морской водой.[3]

Под срединно-океаническими хребтами земная кора настолько специфична по строению, что ее следует выделить в качестве особого типа. Под срединным хребтом Атлантического океана выделяется довольно тонкий и непостоянный по простиранию слой рыхлых осадков, залегающий главным образом в понижениях между гребнями и грядами срединного хребта. Ниже следует слой со скоростями упругих продольных волн 4,5 - 5,8 км/с. Мощность его очень изменчива - от нескольких сотен метров до 3 км. Под ним залегают породы повышенной плотности со скоростями продольных волн 7,2 - 7,8 км/с, т. е. значительно большими, чем в базальтовом слое, но меньшими, чем на границе Мохоровичича. Последняя практически здесь не выделяется. Складывается впечатление, что под срединными хребтами земная кора не имеет четко выраженной нижней границы и в целом образована более плотным веществом, чем базальтовый слой океанической коры.

Высказывается предположение, что земную кору под срединными хребтами слагают видоизмененные разуплотненные породы верхней мантии, которые здесь как бы частично замещают базальтовый слой. Полагают, что гребни срединных хребтов представляют собой зоны развития рифтовых структур, образующихся в результате нарушений земной коры под мощным давлением восходящих потоков вещества из верхней мантии. Бурение в областях гребней срединных хребтов показало, что здесь распространены и базальты, и ультраосновные серпентинизированные породы, слагающие верхнюю мантию. Таким образом, повышенная плотность нижнего слоя может быть объяснена смешением материала базальтового слоя и верхней мантии. Описанные свойства характеризуют глубинное строение срединных хребтов и их гребневой части. По мере удаления от нее крылья или фланги хребта постепенно утрачивают эти свойства, происходит постепенный переход к типичной океанической коре.

В последнее время на фоне возрастающей популярности гипотезы «новой глобальной тектоники» намечается тенденция к пересмотру взглядов на происхождение и состав океанической земной коры, к поискам ее генетической связи с процессами, происходящими в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов. По этим представлениям, океаническая кора имеет не базальтовый, а серпентинитовый состав и формируется в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов постепенно, в ходе расползания плит литосферы в обе стороны от рифтовой зоны, распространяясь на все пространство ложа океана. Безоговорочному признанию этих представлений препятствуют некоторые довольно веские данные. В частности, трудно объяснить, почему слой с повышенной плотностью (7,2 - 7,8 км/с) не имеет сплошного распространения в пределах ложа океана, а встречается лишь в рифтовых зонах срединных хребтов и под некоторыми (но не срединными) поднятиями дна, если в формировании океанической коры участвуют главным образом продукты серпентинизации ультраосновных пород.[1] [3]

Глава 3. Краткая история развития морской сейсморазведки

Метод отраженных волн (MOB) - наиболее эффективный и развитый метод сейсморазведки, применяемый в наибольших объемах при поисках и детальной разведке месторождений нефти, газа и ряда других полезных ископаемых на суше и на море. Предложен в США Р. Фессенденом в 1917 году и Ж. Карцером в 1919 году и, независимо от них, - в СССР в 1923 году В. С. Воюцким и в Великобритании Дж. Ивенсом и У. Уитни - в 1922-м. В настоящее время MOB используется:

- для определения глубины и формы залегания границ раздела геологических напластований;

- выявления структурных и неструктурных ловушек полезных ископаемых, особенно нефти и природного газа;

- при благоприятных обстоятельствах для получения данных о литологии, фациальном составе пород, условии их образования, характере флюидов, насыщающих поровое пространство горных пород, и др.

Морские сейсмические исследования MOB проводятся в основном по двум методикам -- ОГТ и непрерывное профилирование, которые существенно различаются по стоимости, мощности источников, эффективной глубине проникновения энергии и еще по ряду других параметров. Упругие волны в MOB возбуждают с помощью проведения взрывов в неглубоких скважинах или действием специальных невзрывных источников. На поверхности регистрируются отраженные волны от достаточно протяженных геологических границ, на которых заметно меняется волновое сопротивление (акустическая жесткость) соседних толщ. Таким границам обычно соответствуют литологические и тектонические поверхности разделов геологических сред. После регистрации упругих волн изучают их кинематические (времена прихода, скорости распространения и т. п.) и динамические (амплитуды, частоты и др.) характеристики. Отраженные волны всегда регистрируются на фоне помех глубинного и поверхностного происхождения. Поэтому для их выделения применяют специальные приемы возбуждения, записи и обработки, использующие различия в кинематических и динамических характеристиках отраженных волн и волн-помех. Полевые наблюдения выполняют по специальным системам наблюдений. В настоящее время основными являются системы многократных перекрытий, обеспечивающие получение значительной

избыточной информации, что предопределяет необходимость в дальнейшем проводить обработку по самым высокоэффективным технологиям. В настоящее время в сейсморазведке MOB применяют преимущественно 48-кратные перекрытия с расстоянием между каналами от 25 до 100 м. Запись колебаний производится, главным образом, сейсморазведочными станциями с числом каналов 96 и более. Обработка данных MOB практически полностью автоматизирована и, как правило, выполняется в крупных вычислительных центрах на мощных ЭВМ. В процессе обработки используют такие преобразования полевых записей, которые существенно улучшают отношение сигнал/помеха. Для воссоздания реального пространственного положения отражающих границ выполняют специальные преобразования волнового поля, позволяющие перейти от координат точек прихода волн на поверхности наблюдений к координатам глубинных точек отражения. Окончательные результаты обработки представляют в виде сейсмических изображений среды временных и/или глубинных динамических разрезов. Пример такого разреза показан на рис. 9. [2] [4]

Рис.9 Временной разрез по одному из профилей в Северном море, отображающий строение окраинных склонов коралловых рифов[2]

Важной принципиальной особенностью MOB является тот факт, что запись отраженных волн производится на сравнительно небольших удалениях от источников упругих волн, благодаря чему лучевые пучки отраженных волн всегда оказываются довольно узкими: диаметр их сечения редко превышает 2-3 км. Это обстоятельство, в совокупности с возможностью выделения отдельных импульсов отражений, обеспечивает высокую детальность, разрешенность и точность изучения геологической среды, что и определяет ведущую роль MOB среди других методов сейсморазведки. Разрешающая способность сейсморазведки MOB по горизонтали оценивается минимальными горизонтальными размерами и неоднородностей, порождающих регулярные отраженные волны. В обычных условиях разрешающая способность по горизонтали соизмерима с радиусом первой зоны Френеля и на глубинах от 1,5 до 3 км составляет, как правило, 0,3 - 0,5 км. [4] [5]

На рис. 10 изображен сейсмопрофиль полученный по методу МОВ.

Рис. 10. Сейсмопрофиль отраженных волн океанской коры. Время прохождения отраженной волны от дна занимает меньше 8 с.

Видно несколько отражающих горизонтов внутри осадочной толщи. Сильное отражение от основания осадочного слоя отмечено на 8,3 с. Отмечены также слои 2 и 3 океанской коры. Граница между слоем 3 и мантией (рефлектор М) проявляет ундуляции. Скорости распространения сейсмических волн в разных слоях, показанные на профиле справа, получены в результате отдельных экспериментов с помощью радиобуев. Зная скорость звука в разных слоях, можно по времени вступления отраженных волн рассчитать глубину залегания отражающих границ. Профиль получен в западной части Тихого океана к востоку от Японского желоба.[3]

Разрешающая способность по вертикали определяется толщиной отдельного пласта, от кровли и подошвы которого отраженные волны на записях наблюдаются раздельно, что в частотном диапазоне 20 - 100 Гц составляет обычно(15-25м). При использовании некоторых специальных видов обработки возможно выделение пластов минимальной мощностью 8-10 м. Основным современным вариантом реализации МОВ является метод общей глубинной точки (МОГТ), предложенный в США в 1950 г. Мейном.

Метод (способ) общей глубинной точки (МОГТ) - модификация МОВ, основанная на системе многократных перекрытий и отличающаяся суммированием(накапливанием) отражений от общих участков границы при различных расположениях источников и приемников. Метод ОГТ базируется на допущении о коррелируемости волн, возбужденных удаленными на разное расстояние источниками, но отразившимися от общего участка границы. Неминуемые различия спектров разных источников и погрешности во временах при суммировании требуют понижения спектров разных источников и погрешности во временах при суммировании требуют понижения спектров полезных сигналов. Основное преимущество метода ОГТ состоит в возможности усиления однократно отраженных волн путем уравнивания времен отражений от общих глубинных точек и их суммирования. Специфические особенности метода ОГТ определяются свойствами направленности при суммировании, избыточностью данных и статистическим эффектом. Они наиболее успешно реализуются при цифровой регистрации и обработке первичных данных.

Также этот метод включает в себя основную и самую используемую в разведке модификацию 3D поиска. Трехмерная сейсморазведка отличается:

1. Высокой детальностью исследований за счет значительного повышения плотности информации на единицу площади , дающей возможность сформировать куб сейсмической записи, характеризующийся практической непрерывностью волнового поля. Это дает возможность кроме детального описания формы отражающих поверхностей получать непрерывные поля оценок свойств (характеристик) изучаемых геологических сред.

2. Существенно большим (в 2 и более раз) эффектом подавления помех в ЗD при равной кратности накапливания по сравнению с 2D. Еще значительнее это различие при сравнении мигрированных разрезов, так как число трасс, вовлекаемых в ЗD миграцию "при ее площадном характере, гораздо больше, чем при 2D миграции, выполняемой по профилю. Все это обеспечивает лучшее отношение сигнал/шум. Поэтому динамика сейсмической записи точнее отражает геологическое строение среды.

3. Новым качеством восстановления пространственного положения отражающих границ и динамических характеристик отражений по сравнению с сейсморазведкой 2D за счет применения миграции ЗD. Это обеспечивает существенно более точное воссоздание истинной структуры геологических границ и физических свойств пород в сложнопостроенных реальных средах.

4. Принципиально более высокой степенью надежности выделения и трассирования тектонических нарушений и иных границ резкого изменения рельефа отражающих поверхностей.

5. При значительном, более чем на порядок, увеличении пространственной разрешенности стоимость работ 3D по сравнению с детальной съемкой 2D возрастает всего в 1.5- 2 раза.

ЗD сейсморазведка реализуется с помощью буксируемой площадной базы наблюдений, имеющей один источник и ряд параллельных линий приема (кос), расстояние между которыми составляет 100-300 м. Необходимая поперечная кратность системы наблюдений обеспечивается боковым сдвигом полос с их перекрытием по линиям приема. Для работ ЗD сейсморазведки созданы специальные суда с очень широкой кормой (до 40 м), позволяющие буксировать до 12 и более сейсмических кос. На рис. 11 показана одна из схем буксируемой базы наблюдений, содержащей один источник и 8 кос. Для формирования широкой площадной базы приема применяют сложную сеть буксировочных тросов и специальные устройства - отводители, называемые параванами.

Рис.11 Схема буксировки базы наблюдений при морской 3D сейсморазведке: 1 - судно: 2 - параван; 3 - сейсмический источник; 4 - буксируемая коса; 5 - буксировочные тросы; 6 - стабилизатор глубины[6]

Цифровая сейсмостанция при морских работах должна обеспечивать регистрацию очень больших объемов информации в высоком темпе: в ЗD сейсморазведке записи многих сотен трасс выполняются каждые несколько секунд в течение многих часов и даже суток непрерывного движения судна. При этом процесс сейсмической записи должен быть жестко синхронизирован с работой источников колебаний и записью данных спутниковой интегральной навигационной системы. Она представляет собой комплекс наземных и космических средств определения координат объектов на поверхности земли и моря. С ее помощью осуществляется вывод судна на площадь работ, его курсирование по проектным маршрутам и непрерывное определение координат пунктов возбуждения и приема колебаний. Поток данных радиогеодезии и спутниковой навигации вместе с показаниями судовых приборов (эхолотов, компасов, измерителей скорости и др.) поступает в компьютер управляющей системы, где обрабатывается и сравнивается с проектным заданием. В результате выдаются командные сигналы па рулевую машину корабля для корректировки его курса и скорости.

Метод ОГТ 3D является основной модификацией MOB при поисках и разведке нефтяных и газовых месторождений практически во всех сейсмогеологических условиях.[6] [12]

Однако результатам суммирования по ОГТ свойственны некоторые ограничения. К ним относятся : а) существенное снижение частоты регистрации; б) ослабление свойства локальности МОВ за счет увеличения объема неоднородного пространства при больших удалениях от источника характерных для метода ОГТ и необходимых для подавления многократных волн; в) наложение однократных отражений от близких границ вследствие свойственного им сближения осей синфазности при больших удалениях от источника; г) чувствительность к боковым волнам, мешающим прослеживанию целевых субгоризонтальных границ вследствие расположения основного максимума пространственной характеристики направленности суммирования в плоскости, перпендикулярной к базе суммирования (профилю).

Указанные ограничения в целом обуславливают тенденцию снижения разрешающей способности МОВ. Учитывая распространенность метода ОГТ, их следует учитывать в конкретных сейсмологических условиях.[9]

4.2 Cейсмопрофилирование методом отраженных волн