Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Развитие метода глубинного сейсмического зондированияна Р- и S- волнах при изучении литосферыв Восточной Сибири

ВАК РФ 04.00.22, Геофизика

Автореферат диссертации по теме "Развитие метода глубинного сейсмического зондированияна Р- и S- волнах при изучении литосферыв Восточной Сибири"



РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК СИБИРСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ ОБЪЕДИНЕННЫЙ ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ, ГЕОФИЗИКИ И МИНЕРАЛОГИИ

Развитие

метода глубинного сейсмического зондирования на Р- и 8- волнах при изучении литосферы в Восточной Сибири

Специальность: 04.00.22 - геофизика

Диссертация на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук в форме научного доклада

На правах рукописи

СЕЛЕЗНЕВ ВИКТОР СЕРГЕЕВИЧ

Новосибирск - 1994

Работа выполнена в Новосибирской опытно-методической вибросейсмической экспедиции Сибирского отделения Российской академии нар:

Официальные оппоненты: доктор физико-математических наук,

академик РАН А.С.Алексеев (г.Новосибирск)

доктор физико-математических наук Н.И.Павленкова (г.Москва)

доктор геолого-минералогических наук В.Л.Кузнецов (г.Новосибирск)

Ведущая организация: Центр геофизических и геоэкологических исследований "Геон" (г.Москва)

Защита состоится НО" ЯиР)СТЬрЯ 1995г. в 40 час. в конференц - зале на заседании специализированного совета Д 002.50.06 при Объединенном институте геологии, геофизики и минералогии СО РАН.

Адрес: 630090, Новосибирск - 90, Университетский проспект,3.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ОИГГиМ СО РАН

Диссертация разослана Нв" НОзбрЯ 1994 г.

Ученый секретарь специализированного совета кандидат технических наук

-у Ю.А.Дашевский

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Объектом исследования настоящей работы является литосфера в Восточной Сибири. Представленная диссертация обобщает исследования автора, начатые в 1970 году, в области изучения глубинного строения", развития методики проведения полевых экспериментов и интерпретации данных глубинных сейсмических зондирований (ГСЗ) с использованием Р - и s - волн в этом районе.

В Сибири проведение работ ГСЗ стало возможным благодаря созданию под руководством академика Н.Н.Пузырева и члена- корреспондента РАН С.В.Крылова методики точечных (дифференциальных) сейсмических зондирований. Изучение глубинного строения в этом регионе планировалось проводить в два этапа. На региональном этапе требовалось получить общее представление о строении литосферы Сибири, а на детальном-более подробно изучить наиболее интересные в геологическом отношении районы. Региональный этап исследований большей части территории Сибири завершился к концу 80-х годов и начался этап детальных исследований. Автор является участником обоих этапов, особое внимание в работе уделено детальным работам.

Актуальность проблемы. Метод глубинного сейсмического зондирования 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. 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, делает актуальными работы.направленные на расширение класса используемых при интерпретации моделей, позволяющих получать сведения о детальной структуре, вещественном составе, напряженном состоянии вещества земной коры, что в свою очередь требует развития методики и техники проведения наблюдений и обработки, вовлечения в процес интерпретации волн разной поляризации.

Другим аспектом, определяющим актуальность исследований, является оъект изучения - литосфера Восточной Сибири. Здесь первый,

рекогносцировочный этап работ близок к завершению, и переход к этапу детальных работ не сводится к простому изменению масштаба исследований, а требует существенного развития методики детальных глубинных сейсмических исследований, находящихся на стадии становления. Потенциальные возможности сейсмического метода при этих исследованиях реализуются еще недостаточно полно.

Исходя из вышеизложенного, актуальность исследований определялась необходимостью повышения качества и полноты получаемой при проведении экспериментов и интерпретации сейсмической информации о строении литосферы в Восточной Сибири.

Целью работы является развитие метода глубинного сейсмического зондирования для детального изучения земной коры и верхов мантии на Р- и э-волнах в связи с современными потребностями глубинной геологии, геодинамики, прогноза землетрясений. Для достижения поставленной цели потребовалось решение следующих задач:

- Разработка способов интерпретации данных Р- и э-волн в рамках двух - и трехмерных изотропных и анизотропных моделей.

- Обоснование и экспериментальное опробование систем наблюдений с многократными перекрытиями в широком диапазоне расстояний для волн разных классов.

- Экспериментальное опробование методики сейсмических исследований на Р- и э-волнах для решения конкретных геологических задач при изучении глубинного строения земной коры и верхов мантии в различных районах Восточной Сибири (Байкальская рифтовая зона, нефтегазоносные районы юга Сибирской платформы, Якутская алмазоносная провинция).

На защиту выносятся научные результаты, разработке которых посвящена данная работа:

1. При глубинных сейсмических исследованиях, переходя от регионального к детальному этапу изучения строения литосферы, необходимо учитывать, что происходит не только изменение масштаба проведения работ, но и возникает необходимость развития всех элементов методики от проведения полевого эксперимента и корреляции волн до способов получения результативных материалов, характеризующих детальное строение литосферы.

2. При детальных глубинных сейсмических исследованиях в интерпретацию вовлекается большее количество волн, в том числе и с. малым радиусом корреряции, следовательно, требования к идентифи-

кации и корреляции волн возрастают, что приводит к необходимости создания компьютизированных диалоговых систем для корреляции волн, где возможности современных ЭВМ (возможность при цифровой обработке сигналов анализировать многие параметры волны) сочетаются с искусством интерпретатора (умением подобрать интерпретационную модель строения среды, в рамках которой наиболее полно можно отобразить наблюденное волновое поле).

3. Обнаруженные в волновом поле при работах ГСЗ монотипные квази - и -бн - волны, имеющие разные времена вступлений, указывают на анизотропию распределения скоростей в изучаемом объекте и, строго говоря, на невозможность использовать в качестве интерпретационных изотропные модели отроения среды. Избавление получаемых при интерпретации результатов от модельных ошибок и получение дополнительных, качественно новых, сведений о строении литосферы зависит от развития методов интерпретации в рамках анизотропных моделей.

4. При детальных работах ГСЗ повышение достоверности и точности получения параметров детальной структуры, вещественного состава, напряженного состояния и других характеристик литосферы, необходимое для решения задач современной геологии, возможно только при расширении классов и типов используемых при интерпретации волн. Кроме традиционного для ГСЗ совместного использования отраженных, рефрагированных и квазиголовных волн продольного типа необходим переход на э-волны.

Новизна работы. Личный вклад.

При изучении глубинного строения районов Восточной Сибири:

- используя разработанное решение обратной трехмерной задачи для преломленных волн, впервые проведено площадное изучение поверхности кристаллического фундамента в южных районах Восточной Сибири и в Якутской кимберлитовой провинции, и выявлено квазианизотропное распределение граничных скоростей;

- установлена анизотропия скоростей в земной коре Якутской кимберлитовой провинции, достигающая 10% и резкая (от 8 до 8.9 км/с) неоднородность распределения граничных скоростей в верхах мантии,- получены новые данные о строении Байкальской рифтовой зоны. Выявлено, что мощность осадочного чехла под озером Байкал превышает 14 км. Изучено глубинное продолжение известных на поверхности зон разломов.

С целью совершенствования методики ГСЗ для повышения детальности, достоверности и точности получаемых результатов:

- на основе решения обратных задач для анизотропных моделей строения среды разработаны способы интерпретации данных преломленных и отраженных волн разного типа поляризации,- в результате создания программно-аппаратурного комплекса

совершен переход от аналоговых к цифровым сейсмограммам,- основываясь на цифровых способах обработки сейсмических сигналов и используя системы наблюдений с многократными перекрытиями в широком диапазоне расстояний взрыв-прием, выделено и прослежено одновременно большое количество различных преломленных, рефрагированных, отраженных Р- и Б-волн с большим и малым радиусами корреляции.

Решение задачи определения параметров среды по разнополяри-зованным волнам автор получил при участии В.М.Соловьева. В разработке пакета программ участвовали А.Б.Никитенко и И.В.Жемчугова. Практическая значимость работы состоит в следующем:

- созданный программно-аппаратурный комплекс позволяет извлечь из наблюденного волнового поля больше информации, проводя в диалоговом режиме выделение и корреляцию Р- и б-волн, и, тем самым, повысить достоверность, точность и полноту получаемых сейсмических результатов;

- теоретически обоснованные и реализованные на практике способы интерпретации данных преломленных и отраженных волн, полученных при профильных и площадных системах наблюдений в рамках анизотропных моделей строения среды, позволяют расширить класс интерпретационных моделей и изучать новое свойство литосферы - сейсмическую анизотропию,- проведенное экспериментальное опробование способов выделения волн и интерпретации полученных сейсмических материалов позволило получить новые сведения о строении литосферы в' районах Якутской кимберлитовой провинции, Байкальской рифтовой зоны (включая акваторию оз.Байкал), а также в нефтегазоносных районах юга Восточной Сибири.

Все методические разработки по изучению глубинного строения земной коры и верхов мантии прошли проверку на практике при проведении совместных работ НОМВЭ и ОИГГиМ СО РАН с производственны-

ми организациями ПГО "Иркутскгеофизика" и ИГО "Якутскгеология" в районах Восточной Сибири, что нашло свое отражение в научных и производственных отчетах этих организаций за 1980 - 1993 годы. Программно-аппаратурный1 комплекс, предназначенный для оцифровки аналоговых записей, выделения и корреляции волн, интерпретации сейсмического материала в рамках анизотропных моделей строения среды или его часть внедрены в научно-исследовательских и производственных организациях: Институте геофизики СО РАН, ПГО "Иркутскгеофизика", ПГО "Енисейгеофизика", Центре "ГЕОН", Чанчуньс-ком геологическом университете (КНР).

Результаты исследований вошли в обобщающие работы и карты, представленные ОИГГиМ СО РАН, ИГ ЯФ СО-РАН, СНИИГГиМСом, ИЗК СО РАН и другими организациями, а также в результаты работ по международным проектам "Геодинамическая эволюция палеоазиатского океана" и "Глобальные изменения природной среды и климата".

Методические разработки и результаты исследований используются в учебном курсе "Глубинные сейсмические исследования", читаемом автором на кафедре геофизики Новосибирского государственного университета.

Фактический материал и методы исследований.

Теоретической основой решения поставленной проблемы являются законы распространения сейсмических волн в анизотропных средах и цифровые способы обработки сигналов. Достоверность полученных результатов подтверждается математическим моделированием и полевыми экспериментами.

Исходными материалами для диссертации послужили сейсмические материалы, полученные при непосредственном участии автора ПГО "Иркутскгеофизика", ПГО "Якутскгеология", ИГ и НОМВЭ СО РАН, а также итоги исследований по разработке методики детальных сейсмических зондирований, выполненные автором или под его руководством. Основной объем материалов, включенных в диссертационную работу, относится к периоду с 1980 года по настоящее время.

Сбор, анализ и обработка исходных данных производились с использованием новейшей аппаратуры и современных методов исследований, применяемых в геологии, геофизике, прикладной математике. Во многих случаях аппаратура и программное обеспечение разрабатывались в процессе развития методики детальных глубинных сейсмических исследований.

Апробация работы и публикации. Основные положения работы докладывались на международном совещании по взрывной сейсмологии (Киев, 1977), всесоюзном совещании по численным методам в сейсморазведке (Новосибирск, 1979), секции глубинного сейсмического зондирования научного совета по комплексным исследованиям земной коры, и верхней мантии АН СССР (Заречный, 1982; Апатиты, 1984; Москва,1986; Петропавловск-Камчатский,1987; Ялта,1988; Новосибирск, 1990), XIX Генеральной Ассамблее Европейской Сейсмологической Комиссии (Москва,1984), всесоюзном совещании по многоволновой сейсморазведке (Новосибирск,1985), 2-ом международном рабочем совещании "Сейсмическая анизотропия. Результаты. Проблемы. Возможности" (Москва,1986), международном симпозиуме "Состав и процессы глубинных зон континентальной литосферы" (Новосибирск,1988).всесоюзной конференции "Строение и геодинамика земной коры и верхней мантии" (Москва,1990), 1-ом международном симпозиуме "Эволюция палеоазиатского океана" (Улан-Удэ,1990), 2-ом международном симпозиуме "Геодинамическая эволюция палеоазиатского океана" (Шень-ян,1991), международной конференции "Строение и геодинамика земной коры и верхней мантии" (Москва,1991), региональных конференциях "Динамические задачи механики сплошной среды, теоретические и прикладные вопросы вибрационного просвечивания Земли" (Краснодар,1990,1992) , рабочих совещаниях международного комитета по проекту "Евроцроба" (Карлсруэ,1993,1994), комиссии по сейсмологии контролируемых источников международной ассоциации сейсмологии и физики недр Земли (Москва,1993), международной научной конференции "Геофизика и современный мир" (Москва,1993), международном совещании "Байкал - природная лаборатория для исследования изменений окружающей среды и климата" (Иркутск,1994), международном симпозиуме "Глубинная и региональная геофизика и геология" (Чанчунь,1994).

По теме диссертации опубликовано 47 работ (из них - две коллективные монографии) и написано 22 научных и производственных отчета.

Работа выполнялась в Новосибирской опытно-методической экспедиции СО РАН (СО АН СССР). Исследования проводились в соответствии с планами НИР ИГиГ в XI пятилетке 1981-1985 гг., утвержденными постановлением N 156-13000 Президиума АН СССР от 17.10.80, планом ИРиГ по теме 54 а,б, утвержденным постановлением ГКНТ

СССР, Госплана СССР и АН СССР N 516/272/174 от 29.12.81, программой "Сибирь" - 1.1.2.6., 1.2.1.8 (1981-1985), 1.00.03.09 (19861989 гг.), программой ГНТИ "Глобальные изменения природной среды и климата" (направление "Сейсмичность, 02.04.02), Программой фундаментальных исследований СО РАН на 1991-1995 г.г. (3.1.1.03) и гелогиче'скими заданиями НОМВЭ СО РАН за 1984 - 1994 гг.

Формирование научных взглядов автора происходило под влиянием академика Н.Н.Пузырева и члена - корреспондента РАН С.В.Крылова. Автор благодарен им за постоянную поддержку и ценные советы при проведении научных исследований. Автор искренне благодарен доктору геолого-минералогических наук профессору М.М.Мандельбау-му - за помощь в организации полевых экспериментов, коллегам, с которыми вместе получал и интерпретировал сейсмические данные,-доктору геолого- минералогических наук В.Д.Суворову, кандидатам геолого- минералогических наук А.В.Брыксину, А.Ф.Еманову, Б.П.Ми-шенькину, З.Р.Мишенькиной, В.Н.Сергееву, В.М.Соловьеву, кандидату физико- математических наук В.Д.Блинову, а также И.В.Жемчуговой, А.Б.Никитенко, Г.В.Петрику, И.Ф.Шелудько - за плодотворное сотрудничество. Особую-благодарность автор выражает начальникам полевых партий С.М.Бабушкину, И.Д.Бондарю, Ю.Ф.Баринову, А.Ф.Колма-кову, Е.А.Колмакову, с которыми он провел не один полевой сезон, и без чьей помощи не смог бы реализовать многие эксперименты.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ ВВЕДЕНИЕ

Метод глубинного сейсмического зондирования в нашей стране стал развиваться с конца 30-х годов под руководством академика Г.А.Гамбурцева. Большой вклад в его развитие внесли А.С.Алексеев, И.С.Берзон, Ю.Н.Годин, Р.М.Деменицкая, Н.И.Давыдова, А.М.Епинать-ева, И.П.Косминская, С.В.Крылов, Н.И.Павленкова, Н.Н.Пузырев, Ю.В.Ризниченко, В.Б.Соллогуб и другие ученые, занимающиеся развитием теории этого метода. В 50-х - 80-х годах, благодаря работам Г.Д.Бабаяна, Б.С.Вольвовского, И.С.Вольвовского, В.С.Дружинина, А.В.Егоркина, С.М.Зверева, Ф.Х.Зуннунова, С.И.Кашубина, В.Л.Кузнецова, Н.Я.Кунина, Б.П.Мишенькина, З.Р.Мишенькиной, М.М.Раджабо-ва, В.С.Рябого, В.М.Соловьева, В.Д.Суворова, В.С.Суркова, И.К.Ту-

езова, Н.И.Халевина, Н.В.Шарова, Э.Р.Шейх-Заде, Ю.Г.Юрова и др. было изучено глубинное строение практически всей территории СССР.

Метод глубинного сейсмического зондирования 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 глубокозалегакхцих 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 кусочно-непрерывного профилирования на преломленных и отраженных под большими углами волнах . 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 точечных (дифференциальных) сейсмических зондирований, разработанная под руководством академика Н.Н.Пузырева и члена -корреспондента РАН С.В.Крылова. 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 неоднородностей среды, а также использование

портативной телеуправляемой аппаратуры типа «Тайга" для регистрации колебаний. Большой объем работ в Восточной Сибири, в которых автор принимал непосредственное участие, выполнен с использованием именно этой методик» [2].

Переход к этапу детальных работ не сводится к простому изменению масштаба исследований. Для решения новых геологических задач портебовалась разработка многих частей методики ГСЗ, в которой принимает участие большой коллектив ученых. Зто, превде всего, создание, нового аппаратурного обеспечения, включающего мощные вибраторы (А.С.Алексеев, А.В.Николаев, И.С.Чичинин, В.И.Шин и др.) и цифровую регистрирующую станцию "Альфа-Геон" (Л.Н.Солоди-лов, Н.П.Семейкин и др.), развитие методики полевого эксперимента с регистрацией волнового поля Р- и s- волн (А.В.Егоркин, С.Н.Ка-шубин, Б.П.Мишенькин, В.М.Соловьев, В.Д.Суворов и др.), развитие новых способов интерпретации полученных сейсмических данных (Л.Ю.Бродов, С.В.Гольдин, С.В.Крылов, З.Р.Мишенышна, И.Р.Обо-ленцева, Н.И.Павленкова, В.Н.Сергеев, А.Е.Старобинец, М.Е.Старо-бинец, Е.М.Чесноков и др.) и приемов геолого-геофизического истолкования полученных сейсмических результатов (А.В.Егоркин, Л.П.Зоненштейн, Ю.А.Зорин, С.Н.Кашубин, И.П.Косминская, С.В.Крылов, Н.А.Логачев, Н.И.Павленкова, В.С.Сурков, Н.И.Халевин и др.). Методическое обеспечение детальных сейсмических исследований кристаллической литосферы находится в стадии становления. Потенциальные возможности сейсмического метода при этих исследованиях реализуются еще недостаточно полно.

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 C0C0RP) для детального изучения разреза кристаллической литосферы. Получены принципиально новые, большой геологической значимости сведения об особенностях ее тонкой геометрической структуры . 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.

В данной работе рассматриваются вопросы, имеющие достаточно широкую значимость для развития метода ГСЗ. Она содержит результаты научно-методических разработок и полевых экспериментов, выполненных за минувшее десятилетие применительно к условиям Восточной Сибири. В этом регионе первый этап рекогносцировочного изучения литосферы, систематически проводившийся около 25 лет геофизиками Сибири и центра "Геон", близок к своему завершению [2]. Работы детального характера здесь начаты относительно недавно и нуждаются в теоретическом и методическом обосновании [I].

В работе излагаются типичные примеры практического применения результатов методических разработок при детальных глубинных сейсмических исследованиях на ряде участков Восточной Сибири. 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 под типичными неотектоническими морфоструктурами (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.

Часть I

МЕТОДИЧЕСКИЕ ПРИЕМЫ ПРИ ПОЛЕВЫХ ЭКСПЕРИМЕНТАХ, КОРРЕЛЯЦИИ И ИНТЕРПРЕТАЦИИ ДАННЫХ ДЕТАЛЬНЫХ ГЛУБИННЫХ СЕЙСМИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИИ

I. ОСОБЕННОСТИ ПОЛЕВОГО ЭКСПЕРИМЕНТА 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 [1,2,10,12,20,21]. Главное внимание уделялось

волнам от регионально выдержанных границ. При детальных исследо ваниях с применением плотных систем наблюдений подход к изучению волнового поля имеет свои особенности [1,16]. Наряду с опорными волнами, обычно уверенно прослеживаемыми при визуальном анализе сейсмограмм, полученными 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 применения 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-БУ-и ЭН-составлящие. С учетом этих, обстоятельств ниже рассматриваются глубинные волны, способы их выделения и корреляции, а также особенности полевых наблюдений в условиях Восточной Сибири с привлечением данных рекогносцировочного этапа исследований.

1.1 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) от 1 до 20 м. Количество единичных зарядов колебалось от 10 до 40 при их рассредоточении на площади 500-2000 м2.

Суммарная масса заряда взрывчатого вещества (тротила) при дальности регистрации до 100 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 [16].

Практически повсеместно от подавляющего числа рассредоточенных по площади взрывов получены записи интенсивных глубинных поперечных волн [23,25,30]. Вероятными причинами наблюдаемой генерации сдвиговых волн являются расположение источника у свободной границы земля - воздух и асимметрия 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, наряду с продольными, излучаются поперечные БУ-колебания в диапазоне углов 30-40° от вертикали. Такие углы выхода характерны для основных волн, используемых 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 возбуадались в водоемах, дно которых слагают скальные коренные породы. От источников, расположенных в пределах рифтовых впадин, выполненных рыхлыми молодыми осадками, поперечные волны регистрировались менее регулярно [23].

Большие перспективы в возбуждении колебаний при детальных сейсмических исследованиях связываются с применением вибрационных источников разной мощности и с управляемой поляризацией излучаемых волн. Имеется положительный опыт использования передвижных (сборно-разборных) виброисточников с амплитудой силы 50 т при изучении кристаллического фундамента на юге Сибирской платформы [35]. В районе оз. Байкал начаты работы со 100-тонным стационарным вибратором, обеспечивающим дальность регистрации до 300 км [7,8,9]. При исследованиях на акватории этого озера использованы пневматические источники с объемом камеры 30 л и частотным диапазоном излучаемых колебаний 6-12 Гц, что позволило зарегистрировать преломленные волны на удалениях до 30-40 км на совокупности донных станций [32].

Регистрация колебаний осуществлялась с помощью портативной шестиканальной телеуправляемой аппаратуры "Тайга" с аналоговой регистрацией в полосе частот 0,5-40 Гц при динамическом диапазоне 60 дБ. Аналоговые магнитные записи оцифровывались на специальном программно-аппаратурном комплексе [24]. 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 расстоя-. ния до 300 км.

Как правило, одновременно использовалось несколько десятков регистраторов "Гайга". Это позволяло создавать различные варианты площадных и профильных систем наблюдений: точечных, кусочно - 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 приемники колебаний. Вертикальные приемники для повышения эффективной чувствительности соединялись в сосредоточенные группы по восемь последовательно подключенных приборов. Шаг приемников для каждого шестиканального регистратора составлял 100-300 м.

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, профильно -площадных) плотность и вид расположения на местности источников и приемников 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 (500-1000 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. В качестве примера на рис. I приводятся типичные схемы и системы наблюдений для проведения детальных работ.

в

Рис.1. Примеры систем детальных сейсмических наблюдений в

Восточной Сибири. А - площадные наблюдения в Западной Якутии (1 - пункты взрывов, 2

- площадные установки регистраторов, 3 - линии профилей). Б -площадные наблюдения на юге Сибирской платформы. В - профильные наблюдения в Верхнеангарском районе Байкальской рифтовой зоны (1

- пункты взрывов; 2 - приемные установки).

Избыточные системы многократных наблюдений преломленных (квазиголовных) волн нашли применение при детальном изучении структуры и свойств поверхности кристаллического 'фундамента Байкальской рифтовой зоны и границ в ее осадочном чехле. Такие системы позволяют получать исходные материалы для реализации новых спосоСовг автоматизированной обработки головных волн. Системы наблюдений опорных волн обычно существенно проще, особенно если привлекается априорная информация о волновом поле и строении изучаемой среда. Так, при решении задачи детального картирования аномалий граничной скорости продольных волн на поверхности мантии в районе Мирнинского кимберлитового поля (Западная Якутия) использована преломленная волна от этой поверхности, надежно выделяемая здесь в первых вступлениях на расстояниях 190-300 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 некоторой площади иметь одиночные поверхностные годографы преломленной волны из удаленных пунктов взрыва . На площади 4 тыс. км2 через кавдые 7-10 км были расставлены регистраторы "Тайга" и из выносных источников прослежена целевая волна, что позволило найти площадное распределение граничной скорости в области отрыва сейсмических лучей для территории в 15 тыс. км2 [39,40].

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. 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 реализован на профиле через Верхнеангарскую впадину (северо-восток Байкальской рифтовой зоны). Развитая здесь система наблюдений с вертикальными и трехкомпонентными приемниками включала в себя детальные 12-кратные наблюдения на центральном (х = 45-135 км) участке и более редкую сеть источников и приемников по краям профиля. Детальные наблюдения с дальностью регистрации до 80-100 км были рассчитаны на статистическую селекцию докритических и близкритических глубинных отражений, а также на

квазиголовные и рефрагированные волны из верхней половины разреза земной коры. Дополнительные наблюдения ориентировались на головные и отраженные (близкритические и закритические) мантийные волны. На участке детальных наблюдений источники (взрывы в неглубоких водоемах) располагались в среднем через 5 км, приемники -практически непрерывно - через 300 м [16].

1.2. Волновое поле и способы выделения волн

Корреляция и интерпретация сейсмического материала всегда выполняются в рамках каких-то моделей, которые, даже если это специально не оговаривается, "сидят" у интерпретатора в голове. Как только мы начинаем говорить о каких-то волнах это уже модель, использование закона Гука или любой формулы это тоже модель. Корреляция волны - это определение и построение некоторых параметров этой волны: частоты, амплитуды, поляризации, зависимости времени пробега волны от расположения источника и приемника, радиуса корреляции и так далее. Процесс интерпретации является трансформацией сейсмического поля в сейсмический глубинный разрез. Можно выделить два способа интерпретации сейсмического материала.

Первый проводится без корреляции волн, например, волновое поле в методе ОГТ трансформируется в глубинный разрез: A(t, хисхпр) > A (x,z). Волновое поле сразу переводится в глубинный разрез и выделяются и прослеживаются уже не различные волны, а границы. Этот путь, бесспорно, имеет ряд преимуществ, и главное в том, что .при хорошо отлаженной (я не имею в виду современное состояние дел, когда граф обработки выбирает геофизик) процедуре интерпретации не требуется квалифицированный геофизик. Достаточно сложная процедура выделения волн и их корреляция убираются, и остается более или менее понятная процедура выделения и прослеживания границ раздела. Основная сложность на этом пути - создание аппарата, способного проводить обработку не какой-либо части, а всего волнового поля одновременно. Даже если такой аппарат будет создан, он будет работать в рамках какой-то модели, включающей в себя параметры, влияющие на образование волн и, собственно, модель среды v(x',y,z). Второй путь - когда между волновым полем и построением сейсмического глубинного разреза присутствует процесс корреляции волн. Этот путь также имеет недостатки, и главный из

них - это необходимость иметь квалифицированного геофизика, который имел бы представление о том, что такое волна, как она образуется, как она ведет себя в волновом поле и так далее. Но, если все волны или их часть рыделены, то процесс интерпретации сводится к решению значительно более простой, чем на первом пути, задачи: построения сейсмического глубинного разреза. Здесь также присутствует модель - как при выделении волн, так и при построении глубинного разреза, но она разбита на две модели, бесспорно связанные между собой. Так, если при корреляции волн обнаружены две S - волны типа SV и SH, то, строго говоря, нельзя проводить интерпретацию в рамках изотропных моделей.

Метод ГСЗ - это многоволновой метод. Система наблюдений, как правило, недостаточно полная даже в тех случаях, когда используется непрерывная система наблюдений, расстояние между источниками (или регистрирующими станциями при морских наблюдениях) значительно, поэтому реализация первого пути возможна лишь для отдельных типов волн. В настоящее время такой подход успешно реализуется лишь для докритических отраженных волн и начал разрабатываться для головных волн. Если мы хотим использовать все типы волн, то реализация второго пути в настоящее время может быть более успешной. Остановимся на этом более подробно.

Как правило, при работах ГСЗ получают информацию о волновом поле лишь в некоторых точках пространства A(t,xnc Хщ,)» поэтому как входную информацию мы будем рассматривать сейсмограмму, полученную при Xj^const (ИЛИ X^£=COnSt,ИЛИ (Xjjg-Ь Хцр)/2 = const, состоящую из нескольких трасс, когда соответственно изменяются хио, х^ или центр зондирования. Чтобы облегчить интерпретатору процедуру корреляции волн, которая во многом (особенно при дискретных системах наблюдения) является искусством, то есть процессом трудно поддающимся строгому математическому описанию, можно, прежде всего, использовать различные процедуры суммирования и фильтраций. Они позволят на отдельной сейсмограмме выделить волны на фоне помех и определить параметры выделенных волн. Прослеживание одних и тех же волн от сейсмограммы к сейсмограмме (зная параметры выделенных волн), определение природы и типа волн остаются за интерпретатором, и именно эти процедуры являются наиболее сложными и требуют высокой квалификации геофизика. Все эти рассуждения приводят к мысли о необходимости создания диалоговой си-

стемы, где наиболее трудоемкие в вычислительном плане процедуры делает ЭВМ, а процедуры со сложной логикой выполняет интерпретатор. До настоящего времени основной объем работ по методу ГСЗ в нашей стране выполняется с использованием аналоговой аппаратуры "Тайга". Чтобы превратить аналоговые записи в цифровые, были разработаны и реализованы несколько вариантов блока оцифровки, которые постоянно усовершенствовались. Используя этот блок и специально разработанное программное обеспечение (на котором остановимся более подробно ниже;, мы превращаем аналоговые записи сейсмограмм в цифровые и создаем банк данных, куда входят все сейсмограммы и необходимая информация о профиле. Имея оцифрованные сейсмограммы, интерпретатор в процессе корреляции волн прибегает к следующим процедурам, которые могут осуществляться в любой последовательности.

Выбор участка анализа осуществляется при определении координат источника (источников) и приемника (приемников),а также временного интервала. Это может быть одна сейсмограмма (или ее часть), состоящая из нескольких каналов, или даже интервал, включающий только одну интересущую интерпретатора волну, или набор сейсмограмм при анализе волн, имеющих значительный радиус корреляции.

Построение аумлогралм и энергогралл проводится с целью выяснения возможности выделения каких-либо волн на фоне помех в заданном участке волнового поля, используя процедуру суммирования по кажущимся скоростям. Суммотрассы для кажущихся скоростей строятся по формулам:

* *

31^=3ик^,,) = (1/мг) (11-11 )/У]] I (1.2.1)

где 01 (г) - амплитуда 1-ой трассы в момент времени 1;, и -расстояние источник - 1-ый приемник, Ит - число трасс, = кЛг, лг - шаг дискретизации.

В качестве оценки отношения сигнал/помеха .используется следующее соотношение:

п+ш/г г к^-ш/г3^

--, (1.2.2)

п+т/2 МТ * „

где гШ - окно вычисления р. Здесь за полезный сигнал принимается суммотрасса, а за помеху - разность мевду 1-ой трассой и суммотрассой.

на суммограмме и, особенно, на энергограмме, хорошо выделяются различные волны, имеющие разные кажущиеся скорости и времена пробега.- Именно с этими волнами и будем в дальнейшем работать.Для использования волн с меньшей интенсивностью •необходимо увеличивать количество трасс на сейсмограмме или количество сейсмограмм.

Суммирование можно реализовать не только линейное, но и, например, по гиперболам. Эта процедура полезна при выделении отраженных волн на больших расстояниях. Она применялась при анализе волнового поля, полученного в Верхнеангарском районе Байкальской рифтовой зоны, с целью выделения докритических отраженных волн. Необходимо отметить, что для эффективной работы этих программ, как правило, необходимо вводить статические поправки, которые могут вводиться автоматически (используя подпрограммы ввода статических поправок), приведением сейсмограмм к среднему уровню или путем ввода поправок самим интерпретатором в диалоговом режиме.

Пересчет ое&ологралл X, у, г в различные системы координат используется, в основном, для изучения поляризации волн. Реализованы два способа. В первом осуществляется пересчет х, у, г -трасс в сферическую систему координат, то есть рассчитываются ам-плитудо-(А), азимуто-(а) и уголограммы (р) по следующим формулам:

2 2 2 2 ~ 1 Ь + Н

Ак=(хк + Ук + 2к) Ак= - 2 А± , (1.2.3)

N 1=к

при А^1ка=аг^(ук/хк), рк=аг^я[2к(хксо5ак+укз1тк)-1 ],

при А<5как=аг^£(Дук/Дхк), (З^ахч^СДгкСАХкСОБак+ЛукЗШак)"1 ]> где Ак-текущее осредненное значение амплитуды в окне N¿1;; Дt -шаг дискретизации; АУк=Ук-Ук-1. Лхк=хк-хк-,, Агк=гк-2к_1. При Ак<Ак берется не сама функция, а её производная. В. таком представлении интервал с неменяющимся азимутом и углом поляризации является участком регистрации линейно - поляризованной волны. Для снятия различных эффектов искажения линейной поляризации на фоне помех при необходимости можно использовать низкочастотную фильтрацию азимуто- и углограмм.

Второй способ пересчета более трудоемкий в вычислительном отношении и используется для работы с отдельными волнами. Он за-

ключается в том, что проводится аппроксимация траектории движения частиц во временном окне (2-3 периода изучаемой волны) эллипсоидом по методу наименьших квадратов. При этом, наряду с направлением поляризации (наибольшая ось эллипсоида), оценивается и степень прямолинейности движения частиц с=1-ъ/а, где а и ь - главные оси эллипсоида (а>ь). Этот способ широко используется в сейсмологии и в поляризационных методах сейсморазведки. Первый способ в определенной степени является дифференциальным, а второй - интегральным (осредняющим).

Для анализа поляризации волн осуществляется построение поляризационных диаграмм в трех ортогональных плоскостях и пересчет трасс х,у,г в трассы Р, БУ, БН, где направление оси Р совпадает с лучем Р-волны, БУ - находится в лучевой плоскости и перпендикулярно направлению Р, БН - перпендикулярно плоскости Р, БУ . Все описанные процедуры выполняются с участием интерпретатора и значительно облегчают анализ волновой картины.

Спектральный анализ - необходимая процедура при изучении частотного состава различных волн и помех. Он также реализован в программном комплексе и весьма полезен при изучении частотного состава источников, изучении изменения частотного состава различных волн, выборе параметров частотных фильтров и т.д. Применяя спектральный анализ, можно провести разделение волн, определить интервал их прослеживания и подобрать параметры оптимального частотного фильтра.

Фильтрации занимают центральное место в комплексе обработки сейсмических данных. В нашем комплексе реализованы следующие виды фильтраций. Это, превде всего, полосовая и рекурсивная фильтрации. Для разделения волн, различающихся по кажущимся скоростям, применяется веерная фильтрация. Используется алгоритм Нахамкина, который сводит веерную фильтрацию к двойному суммированию и одно-канальной частотой фильтрации . На основе алгоритмов, описанных в пункте "пересчет сейсмограмм х,у,г в различные системы координат", постррены поляризационные фильтры. Фильтрация сводится к расчету сейсмограмм о-компоненты (для данной волны на каждой трехкомпонентной установке она может быть разная), имеющей направление а* и р*, и умножению ее на весовую функцию , характеризующую степень отклонения текущего значения азимута (аь)• и (или) угла (Рк) поляризации от а* и р . Отфильтрованная

Q-компонента имеет вид:

Qk=(Xitcosa*cosß*+ykslna*cosß*+zi,slnp* )Dk=QkDg,

(1.2.4)

ía и iß - функции, характеризующие избирательность фильтра вида I cos( )|, cos2( ) и т.д. При таком выборе существует возможность осуществлять фильтрацию или по азимуту (а) или по углу (ß) поляризации, что бывает полезно, когда неизвестны или несущественны угол или азимут поляризации, соответственно. В программном комплексе реализованы два варианта поляризационных фильтраций: принудительная (а* и ß* задает интерпретатор) и самонастраивающаяся, когда по заданной волне вначале определяется поляризационная диаграмма и определяются ß*H а*.

Описанные выше процедуры были реализованы на специёльно разработанном програмно-аппаратурном комплесе на базе ibm рс и использованы для выделения и корреляции волн [17].

Опорные волны в районах Восточной Сибири рассмотрим с акцентом на характеристику поперечных колебаний, поскольку им отводится основное внимание в работе.

Для Байкальской рифтовой зоны опорными волнами с продольным типом поляризации колебаний являются: Рреф - коровая рефрагиро-ванная волна с волноводным разрывом годографа первых вступлений; Ротр и Рпр -отраженная и преломленная (головная) волны от поверхности мантии; и - волны от подошвы верхнемантийного слоя с аномально низкой скоростью [2,45]. Для каждой из названных опорных волн при полевых исследованиях получен соответствующий аналог с поперечным типом колебаний - S^Tp, S^, и S^

[2,13,15]. 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 рас-

где: Dß=

I cosa*cosß*cosaicCosßk+slna*cosß*slnai(Cosßk+slnß*slnßk |

щепления сдвиговых волн на квази-SV- и SH-составляющие [23]. 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. Рефрагирован-ные коровые волны ( ^реф' Spe(j ) на удалениях 0-200 км от источника колебаний проникают до глубин 20-30 км. На сводном годографе наблюдается закономерное, осложненное влиянием горизонтальных не-однородностей среды, увеличение кажущейся скорости до расстояний около 150 км. Нагоняющие годографы сходятся с удалением от источника. Величина волноводного разрыва для S-волн достигает 1,6 с, что почти в 3 раза больше, чем для Р-волн.

Из-мантийных опорных волн ограничимся рассмотрением волн от границы кора - мантия , достаточно широко используемых при детальных исследованиях в Байкальском и других регионах Восточной Сибири. Отражения Б"тр и Р"тр наиболее уверенно прослеживаются в диапазоне удалений от источника 100-250 км. Кажущаяся скорость волны Б"тр уменьшается с удалением от источника и составляет на базе в 100 км - 5-6 км/с, а на базе в 250 км - 3,8-4 км/с (для волны Р"тр, соответственно, 8,9 и 6,8-Т км/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 Р"тр видимая частота равна 4-10 Гц). Отношение амплитуд волн Б^тр и Р"тр , 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 sjjp выделяются на базах 160-250 км, наиболее уверенно - в интервале 180-230 км. Волне Б^ соответствует начало записи с увеличенной по сравнению со средним фоном амплитудой колебаний в дальней части сейсмограмм. По интенсивности волна Б^ в 2-5 раз слабее Б"тр и в 1-4 раза выше продольных преломленных волн Р^. Кажущаяся частота волн Б^ равна 6-10 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 - волновая картина в области первых вступлений на удалениях до 20-25 км от источника колебаний обычно неустойчива, отмечается быстрое затухание первых фаз колебаний.. Далее (25-100 км) волновые параметры первых вступлений стабилизируются - здесь устойчиво регистрируется преломленная волна от поверхности кристаллического фундамента платформа (Р^р). На удалениях 100-200 км надежность выделения первых коровых волн понижается. В ряде случаев вслед за первыми вступлениями (в интервале 40-120 км) удается выделить волну от границы внутри кристаллического фундамента.

Записи мантийных волн Р^ и Р"тр в районах Сибирской платформы в большинстве случаев имеют качественно такой же вид, что и в Байкальском регионе. Наряду с этим, в южных районах Якутской кимберлитовой провинции отмечаются очень резкие изменения кинематических параметров волны Р^, обусловленные, по всей видимости, аномально большими латеральными вариациями свойств поверхности мантии [39]. 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 1,4с при удалении от источника 220 км и 2,6 с - на расстоянии 350 км.

Обратимся к анализу трехкомпонентных (х, у, г) 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 (Б^) и близкритические и закритичес-кие отражения от границы М - (¡З^рЬ Волна выделяется менее регулярно. По сравнению с продольными поперечные волны имеют пониженные видимые частоты и повышенные (иногда до 10 раз) модули полного вектора колебаний [17].

Изучение поляризации указанных поперечных волн показало [17,24], что каждая из них разделяется на две группы с почти ортогональными направлениями колебаний . Эти группы рассматриваются как квази-БУ- и квази БН-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 Б-волн является существенно больший, чем у соответствующих Р-волн на г-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-, БУ- и БН-компонент колебаний с последующей скоростной фильтрацией. Направления указанных компонент находились по записям Р- и Б-волн в каждой точке наблюдений. Пример цифровой обработки сейсмограмм приводится на рис.2.

Охарактеризуем особенности поперечных волн от опорных границ. Волна Б^р наиболее четко выделяется на расстояниях 20-120 км от источника. Разность времен прихода ее БУ- и, БН-составляющих достигает 0,3 с, причем эта разность имеет разный знак в пределах изучаемого 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 - 14 Гц.

Волна Б"тр на расстояниях 80-160 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 Р^тр на той же сейсмограмме. Видимые периоды поперечных колебаний в 1,1-1,8 раза больше, чем у продольной отраженной волны. Разность времен БУ- и БН - составляющих изменчива и в ряде случаев достигает 0,8 с, что превышает длительность колебаний каждой из них.

I I I I I I I I || I I I П II И I I I III М И I |Т I I I I | I ||| I 1 1П

«,0 «,0 с

б

—|Ч11П111|И1ПМИ|11ЧПЧЧМЧЧ1Ч|МП11

и,0 «,0 15,0 IV «,0 С

:::

> ^ J * ^ <7 ч

¡Н 5У

I* . - »г-^ 6> ч -»

I I I I I I I II II I I I I I I I II I I I I I I I ие.0 17,0 с

Рис.2. Пример цифровой обработки трехкомпонентных зашсей

поперечной отраженной волны от границы М в Западной Якутии. А - исходные сейсмограммы (3-8 Гц); Б - результат поляризационной фильтрации; В-результат поляризационной и скоростной фильтраций; Г - поляризационные диаграммы колебаний частиц в горизонтальной плоскости х•, у•. Оси х> и у образуют углы 40 и 130° с направлением г на источник колебаний.

Преломленная волна имеет БУ- и БН-составляющие,

различающиеся по времени прихода не более чем на 0,25-0,35 с. Видимые частоты соответствующих двух-трехфазных колебаний - 6-10 Гц (у волны Р^ - 7-12 Гц). Амплитуды Б-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, нередко 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 синфаз-ности, для изучения которого требуются плотные системы наблюдений с переходом к регистрации более высоких частот колебаний. При детальном анализе сейсмической записи в области регистрации закри-тического отражения от границы М могут выделяться две волны: собственно отражение от этой границы и возвратная ветвь рефрагиро-ванной волны, обязанной своим существованием повышенному вертикальному градиенту скорости в низах земной коры. Эти волны смыкаются друг с другом в предельной точке отраженной волны.

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 груше, прежде всего, относятся локальные оси синфазности, не связанные с рассмотренными выше опорными волнами. Они во многих случаях могут быть соотнесены с тонкими особенностями сложно построенной среда. В эту ке 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.

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, Баргузинского и Северо-Муйского горных хребтов) [1,16]. Выполнен-

Таблица I

Характеристики опорных волн (р, э) и волн с малым радиусом коррелляции (р, ¡з) в районе Верхнеангарской впадшш Байкальской рифтовой зоны

Индекс волны Расстояния от источника, км Видимая частота колебаний, Гц Число фаз Кажущаяся скорость, км/с Амплитудные особенности

рО -Ф Рттг, пр пр 0-5 5-40 25-70 10-14 6-10 5-10 2-3 2-3 2-3 2,5-4,0 5,0-6,0 5,5-6,6 Быстро затухающие волны

рК реф 40-180 5-10 2-3 6,0-7,0 Слабо зату-

хающая волна

Рк отр 0-90 5-10 1-2 8-20 Невыразитель-

ные по ампли-

рМ отр 0-90 5-Ю 1-2 10-20 туде волны

Рм отр 110-200 4-10 4-5 6,5-10,0 Доминируют по

РМ отр 240-320 6-8 2-3 7,5-8,0 интенсивности

PL пр 180-280 7-8 2-3 7,0-10,0 Слабо зату-

рМ1 пр 280-350 7-8 2-3 8,0-12,0 хающие волны

пр 5-40 4-7 2-3 3,0-4,5 Выделяются

sin пр 25-70 4-7 2-3 3,0-4,5 и БН-СОС-

SM отр 110-200 3-6 3-4 3,4-4,8 тавляющие ко-

пр 180-280 3-4 2-3 4,4-4,7 лебаний с

sMi отр 240-320 3-4 3-4 3,7-3,9 41=0,1-0,2 с

ные здесь детальные наблюдения, в том числе и с трехкомпонентными приемниками 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, связанные с отражающими элементами в верхней и средней частях разреза кристаллической земной коры и вблизи раздела кора - мантия, а также волны, выделенные в результате детального расчленения опорной рефрагированной волны в области, примыкающей к источнику колебаний на территории Верхнеангарской рифтовой впадины.

Основные характеристики волн Р, Б и р § приведены в табли -це I . 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 с малым радиусом корреляции обычно не доминируют на сейсмограммах по амплитуде колебаний. Соответствующие им прерывистые непротяженные оси синфазности нередко имеют аномальные значения кажущейся'скорости, обусловленные, по всей видимости, наклоном отражающих элементов.

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. Эти оценки получены при анализе данных на трехкомпонентных регистрирующих установках по профилю ГСЗ, пересекающему Верхнеангарскую впадину.

При изучении волнового поля на акватории оз. Байкал [32], с применением донных регистрирующих станций при длинах обращенных 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 8-14 км. Кажущиеся скорости последовательно сменяющих друг друга волн возрастают от 1,7 до 6-6,5 км/с . Характерно присутствие интенсивных колебаний кратных отраженно-преломленных волн, образующихся в водном слое в области источника. Практически для всех волн, выходящих в первые вступления, удается выделить в последующей части сейсмической записи их аналоги первой и второй кратности. Для волны, распространяющейся-в водной толще озера, кратность достигает шести.

2. 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 и 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- (P-.SV-, SH-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.

2.1. Определение параметров сейсмической анизотропии по разнополяризованным отраженным волнам

В рассматриваемом способе [29,30] по временам пробега продольных и поперечных SV- и SH-отраженных волн от одной пологоза-легающей границы находятся эффективные параметры покрывающей эту границу толщи горных пород, которая аппроксимируется моделью локально однородной трансверсально - изотропной среды с вертикальной осью симметрии.

Исходные соотношения. Однородная трансверсально - изотропная среда характеризуется пятью упругими константами с,!, с13, c33l С44 и с66, либо пятью упругими параметрами, связанными с этими константами и плотностью р:

VIp=VC33/p;kp=VC.t 1/С33; |=VC13/C33;

Vls=VCwp;kell=VC66/C44 , (2.I.I)

где Vip и Vis - нормальные скорости продольных и поперечных волн по вертикали; кр и ksh - коэффициенты анизотропии для Р- и SH-волн, равные отношению соответствующих скоростей по горизонтали и вертикали. Нормальные скорости P-, SV- и SH-волн имеют вид:

,2 2 1 /„ v.h(a)=vie[I+<keh-I)sincx]

g g g 1/ _ (2.1.2) vp,ev(a)=vip[l+7j+(kp -l)sin a±F(a)] /£/ V2

где

222 2 2 2 2 2 2 1 /„ F(CX)-H£ +7X) sin 2a+[kp-27i+i)sin а-1+7х] } /г; 7i=vie/vip/-

а - угол мевду вертикальной осью симметрии и нормалью к фронту

волны. Знак (+) соответствует Р-, а (-) - SV-волнам. В работе

[30] получены приближенные формулы для нормальных скоростёй Р- и

8У-волн:

vev(a)"Vie[I+(ksv-I)sin 2cxj;

2 2 222 2 (2 1 3) Ур(а)^1р[1+(кр - I)sin a]-ViB(ksv-l) sin 2i ч . . /

Здесь введен параметр

kev=l/2 х V(C11+C33-2C13)/4C44 = Vev(a=450)/Vi„; V„v(<X=45°) -

нормальная скорость sv-волны под углом 45° к оси симметрии.

Лучевые скорости p-, sv-, и sh-воли определяются в параметрической форме через значения нормальных скоростей:

«n(0)=[Vn(a„) + (dvn/dan)2]

e(an)=an+arctg(dlnvn/dan), (2,1' '

где п соответствует индексам Р, SV и SH; 9 - угол между лучом и вертикалью.

Для волны SE лучевая скорость записывается в явном виде:

u»h(0)=vie[I-(k«h-I)sin2e/k«h]_1/£ • (2.1.5)

Решение прямой задачи с использованием численных методов можно найти в работах И.Р.Оболенцевой.

Итерационный способ решения обратной задачи. Ниже обосновывается способ определения упругих параметров поперечно-изотропной среды с вертикальной осью симметрии, покрывающей горизонтальную отражающую границу. Учитываются особенности условий работ методом ГСЗ, когда надежные исходные данные о временах отраженных P-, SV-и SH-волн обычно получаются в 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 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 залегания Н зарегистрированы отраженные волны всех трех типов (п = 1, 2, 3 ) поляризации с временами прихода tnm. Тогда можно составить систему из семи уравнений:

tnmSin9 m U(0m)=l

tge2=iztge1/i1 . (2.1.6)

В этой системе неизвестными являются 6т ,6г,кЯ11^1в,71,кр и Учитывая, что в случае однородной среды годограф отраженной SH-волны является гиперболой, из двух уравнений системы (2.I.6) выразим t0 (время поперечной волны на пункте взрыва):

t2=(2H/Vl„)2=<l2 t2 -l2 t2 )/(12-12)=[lm/(tg8BVlB)]2 (2.1.7)

О 2 Shi 1 »ha Z 1

Оставшиеся пять уравнений системы (2.1.6) с учетом соотношений (2.1.2), (2.1.4) и (2.1.7) перепишем в виде:

nm

т/ _v

tgee-ietge,/!, , (2a-ö)

где Ф

Будем искать решение системы уравнений (2.1.8), используя метод минимизации многомерной целевой функции, предложенный Нел-дером И МИДОМ:

FunX(j)= fj f, [(t0/tnm)2-®gm(xx)]2, если Xj€A. (2.1.9)

Здесь хх -"начальные приближенные значения Ti,£,kp,9t; xj -J-e приближение значений этих параметров; а-(хх+пхх) - область изменения параметров, где ищется решение.

Алгоритм строится следующим образом: задаются приближенные значения лучевого угла 8, и параметров 71, кр. Из уравнения, связывающего 0, и 8г, рассчитывается значение угла 6 , и все данные подставляются в систему уравнений (2.1.4), которая численно разрешается относительно нормальных углов и лучевых скоростей Р- и SV-волн для баз 1, и 1г . После этого определяется значение целевой функции (2.1.9). Минимизируя его, находим уточненные значения 71, кр, 8. Решение ищется в заданной области А. Это позволяет избавиться от многих локальных минимумов, не являющихся физическим решением. Затем из уравнений (2.1.7) и (2.1.5) для SH-волн определяются параметры Vis, ksh и из уравнения (2.1.2) -Vip. Совокупность этих упругих параметров полностью характеризует поперечно-изотропную модель с вертикальной осью симметрии. Проверка алгоритма осуществлялась на тестовых примерах. Времена Р-,

БУ- и БН-волн определялись при решении прямой задачи для модели однородной поперечно-изотропной среды с вертикальной осью симметрии. Коэффициенты анизотропии по Р- и БУ-волнам изменялись до 13%, по БН-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 Рип * 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 область А была небольшой. Необходимые начальные значения находятся с использованием приближенных соотношений (2.1.3) для случая слабой анизотропии. Приняв в них 8 = а, составляются системы уравнений:

2 2 2 2

т]сов 0т , (2.1.10)

(10Ар,т) ={ [1+(кр-1)Б1П ею]/71-(кВт-1)81п 2бш]}СОЕ ет

1двг/1д91=1г/11 . (2.1.11)

Система (2.1.10) сводится к уравнению:

Ауг+вуг+су-ю=о , где (2.1.12)

А=г(Т1гг-Тг); В=Зг(Т1г-Тг)+г(1-г); С=Зг(Т,-Тг); 0=(Т1-1)+г(1-Тг); г=(11/1г)2; Тт=(10/1я^,т)г;

Из последнего уравнения определяются вг, затем б! и из (2.1.10) - кзт. Из (2.1.11) определяются кр, 71. Параметры У1а и кз11 находим из уравнений (2.1.5) и (2.1.7) для БН-волн.

Проверка полученного начального приближения осуществлялась на тестовых примерах, описанных выше. Средние ошибки в определении параметров кр, У1р, кзЬ, к3,г, У1з и 6т составляют 1-2 %. Наблюдается возрастание ошибок при увеличении коэффициентов кзу и кр. Например, при увеличении кзу- до 1,10-1,12 максимальные ошибки в определении параметров достигают 3-4 %. При' обработке больших-массивов информации, когда необходимо сократить время счета при

минимизации функции (2.1.9), можно воспользоваться процедурой уточнения начального приближения.Таким образом, имея по два значения времен Р-, БУ- и БН-волн, отраженных от горизонтальной границы, путем последовательных приближений можно найти все пять упругих параметров, характеризующих покрывающую среду в рамках однородной трансверсально-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 отражащей границы. Для повышения устойчивости решения следует использовать не шесть, а значительно большее число значений исходных времен, переходя к избыточной системе уравнений (2.1.5).

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 несовпадение принятой (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 будем иметь интегральные или дифференциальные параметры.

2.2. Интерпретация данных преломленных волн в рамках двухмерных моделей

Процесс интерпретации данных преломленных волн можно разбить на три этапа. Первый этап - выделение на отдельном годографе и прослеживание от годографа к годографу одной волны. Для шлей времен ^хд) на этом этапе необходимо определить границы подобласти 01(хд) обобщенной плоскости о(х,1). (<2(х,1)-плоскость, на которой отображается система наблюдений; х-центр зондирования, 1-база зондирования, где прослеживается 1-тая преломленная волна.

Следующий этап - это построение прямого и встречного сводных годографов для каждой из выделенных волн или для полей времен пересчет всех данных и(х,1), т)(х,1), и(х,1)), полученных в под-

области <31(х,1) на какую-то заданную изолинию.

Последний этап - решение обратной задачи или построение сейсмического разреза. Обычно для решения обратной задачи используются изолинии 1 = 0, 1 = 1н.т. или 1 = 1с (здесь 1н.т. > ю > о) такие, чтобы предположения, которые делаются при выводе формул, позволяющих получить параметры модели по параметрам волнового поля (однородность, постоянство скорости, постоянство угла наклона и др.), относились как можно к меньшему участку среды [22].

Выделение и прослеживание волн рассмотрим для случая, когда расстояние между пунктами взрыва меньше, чем интервал прослеживания волны и получены прямые ?<х?,х?к) и встерчные ?(х?,х?ь) годографе первых вступлений преломленных волн (здесь х?-координата 1-того источника, х?Ь/ х1Ю-координаты ¿.-того и п-ного приемников, находящихся между 1-тым и (1+1)-вым и 1-тш и (1-1)-вым, соответственно) 1=1,...,1, к=1,...,к, п=1,...,ы.

Построим прямой сводный годограф т(х?,х?к) первой преломленной волны для первого пункта взрыва, используя свойство параллельности нагоняющих годографов:

Т(х?,х?к)=1(х?,х?к) + 2Л?± , где (2.2.1)

и найдем разность:

Лт(11)=т(х?,х?к) -1(х?,х?к), где 11=х?к-х1.

>

Будем считать, что на участке годографа, где |Ат(11)|<|в| (|е| - модуль значения точности , с которой определяются времена вступлений) прослеживается первая преломленная волна. Определим

а» >•

базу 11(1,к)=ь1, начиная с которой расхождение между сводным и наблюденным годографами начинают превышать |е|. На обобщенной

плоскости данная точка будет иметь координаты * > »■ >

(11=Ь1,Х1=(Х?+Ь1)/2).

Аналогичную процедуру проделаем для всех пунктов взрыва вначале в прямом, а затем во встречном направлениях, и, осреднив все > > < ■*

точки (1±,х±) и (11,х±), построим кривую 1м (х), отделяющую на обобщенной плоскости подобласть сых,1).

Далее подобную процедуру необходимо повторить для всех последующих волн и выделить все подобласти 01(х,1) , где регистрируются 1 -тые преломленные волны.

Построение сводного годографа заданной волны по набору ' наблюденных годографов осуществить достаточно просто, и, поэтому рассмотрим пересчет наблюденного поля времен на заданную изолинию 1—const■ Сначала опишем алгоритм пересчета одной изолии поля времен в другую.

Для произвольной модели и любой волны уравнение поля времен можно записать, если известно значение времени прихода волны в произвольной точке с координатами (x1fli). а также т](х,1), •и(Х,1):

L X

tCX.D^ÎÏLl,) + X Т)(х=х1,1)И + f v(x,l=L)dl (2.2.2) ii

Уравнение (2.2.2) определяет поле времен в области, где заданы т](х,1), г>(х,1). Если Х=Хц то уравнение (2.2.2) определяет вертикальное сечение времен в точке X (аналог годографа ОГТ), если I^l-t - то изолинию поля времен. Отметим, что выбранный в уравнении (2.2.2) путь интегрирования не единственно возможный, но в любом случае нельзя нарушать непрерывности перехода от исходной точки (х-,,!•( ) в произвольную точку (X,L).

Рассмотрим некоторые следствия, вытекающие из уравнения (2.2.2) и свойств преломленной волны. Уранение связи между кажущейся скоростью и составляющими градиента поля времен имеют вид:

1/V(x,l)=T](x,l)+u(x,l)/2,

1/V(x,l)=T](x,l)-u(X,l)/2, (2.2.3)

а из свойства параллельности нагоняющих годографов следует, что » 1-L -< 1-L

V(x,l)=V(x + -ô-,I), V(x,l)=V(x --2~,Ъ), (2.2.4)

» <

здесь V(x,l) и V(ï,1) - кажущиеся скорости в прямом и встречном

(соответственно) направлениях. Отсюда следует, что:

1-L 1-L . 1-L 1-L

т)(х,1)=т)(х —^".D+r^x +—,L)-[u(x —2~,Ь)-г>(х +~2~,Ъ)1/г,

(2.2.5)

1-L 1-L 1-Ъ 1-Ь

и(х,1)=т](х ,Ъ)-т](х +— ,L)+[u(x —2"~,L)-ii(x +~2~,ъ)]/2.

Формулы (2.2.5) показывают, что если на изолинии L=const известны т](х,1) и и(х,1), то в любой другой точке поля времен, лежащей внутри четырехугольника с координатами углов (х,1), [х+(1-L)/2,L], [x-(l-L)/2], (х,21-1) можно определить Ti(x,i), tJ(x,l).

Пусть X=Xi. Подставим в уравнение (2.2.2) уравнение (2.2.5) и после замены переменных получим:

*+<1-11 )/г <1-11 )/г х

1(Х,Ь)=г(х1,11) + x т](х,1,)с1х + [ X г)(х,1, )<3х- X •и(х,11 )йх]/2 , х-(1-1 )/г х х-<1-1 )/г

(2.2.6)

или после преобразований будем иметь:

1-1, 1-1, «♦(1-11>/2 МхД)=1;(х —2~Д,)+1:(х + ~2~.li) + / т)(х,1,)с1х (2.2.7)

х-<1-11>/г

Если точки на поле времен заданы дискретно и равномерно с шагом Д1=2(1-1,)/2, а Дх=Д1/2 ,то:

1-1, 1-1, п 1-1, 1 21 (х, 1) =ъ(х —2~.li + ""2-»1! Л,:[х—2~ + г',111'

к=0 (2.2.8)

1-1, 1 1-1, 1 Д1

Д^х-— +Дх(к + ^Ь1,] = *[х—+ Дх(к + ~

1-1, 1 Д1 t[X-— + ДХ(к + 1--21*

Если в т|(х,1)=эг(х,1)/э1 выражения (2.2.7) вынести за знак интегрирования а/31, то получим:

д X*(1-1,)/2

МхД) = — X 1:(х,1)<3х, (2.2.9)

31х-(1-1)/2 или для дискретно заданной функции:

п 1-1, п 1-1, 1

МхД)= 2 ^х—о- +ДхкД, )- 2 1[(х—о- +Дх(к+^)Д,—=].(2.2.10) к=0 ^ к = 1 £ ¿.

Уравнения (2.2.5) и (2.2.9), (2.2.10) позволяют рассчитать значения 1(х,1), т](х-,1), и(хд) на изолинии 1=соп81, если известны значения ъ(хд,), т)(х,1,), гКхд,) на изолинии 1,=сопз1. Если имеются значения времен и составляющих градиентов на нескольких изолиниях, то их все необходимо пересчитать на одну изолинию и полученные данные осреднить.

В реальной ситуации обычно имеется набор значений 1:(Х1,11), лежащих в области снхД), где прослежена и выделена преломленная волна и необходимо построить для дальнейшей интерпретации две изолинии близкие, например, к 1=1н.т. Если точки заданы равномерно с шагом Дх и Д1 таким, что Дх=Д1/2, то задачу построения двух изолиний можно свести к задаче решения системы линейных уравнений, состоящих из уравнений (2.2.10), записанных ДЛЯ каждой ТОЧКИ 1:(хД), И получить две ИЗОЛИНИИ 1,=сопз1 и 1,-Д1/2=сопз1:. Если же точки на поле времен заданы неравномерно, то необходимо выбрать такой шаг дискретизации, чтобы все

наблюденные точки попали в узлы равномерно заданной ' сетки пусть даже с очень малым шагом Дх, Д1. При этом число уравнений станет меньше числа параметров, которые необходимо определить, и, чтобы решить систему уравнений, необходимо вводить дополнительные условия вида: а) горизонтальная или вертикальная составляющие градиента поля времен на изолиниях г^сог^ и ^-¿1/2=001^ на заданных участках линий не изменяются; б) наклон границы • или граничная скорость не изменяются на заданных участках границы. Условия вида (а) позволяют получить дополнительные линейные уравнения и решить первоначальную систему уравнений . Условия (б) приводят к появлению дополнительных уравнений, не являющихся линейными, и использовать их сложнее.

2.3. Интерпретация данных площадных наблюдений преломленных волн

Ниже, с использованием результатов работ [19,26,27],• излагаются реализованные на ЭВМ способы определения рельефа опорной преломляющей границы и граничной скорости уг по совокупности поверхностных годографов опорной волны. Покрывающая среда считается однородной и изотропной, граница - локально плоской (на участке двойного сейсмического сноса) , а площадное распределение уг монет быть как изотропным, так и анизотропным..Скорость v в покрывающей среде принимается известной. Рассматриваются также случаи, когда величина этой скорости может быть оценена по поверхностным годографам преломленной волны на участках больших углов наклона границы либо при значительной азимутальной анизотропии уг. Приведем основные соотношения, связывающие определяемые по поверхностному годографу значения горизонтальных составляющих г)х и т}у градиента времен с искомыми параметрами среды. Эти градиенты входят в уравнение эйконала:

Т)х+Т?у+Т)г=|Т)|г= 1/4^ (2.3.1)

где т]—полный вектор-градиент времен; т]2-его вертикальная составляющая. Для направляющих косинусов пх ,пу и п2 вектора нормали п к границе в точке отрыва от нее луча преломленной волны справедливо соотношение:

П^ + Пу + Пг = 1. (2.3.2)

Критический угол 1 преломленной волны определим из скалягаю-го произведения векторов Г) и п:

£ £ 1 /

соз1=(1-у /чт) /г=(г}х11х+г1уПу+т]х11х)/ч. (2.3.3)

С учетом уравнений (2.3.1) и (2.3.2) преобразуем последнее равенство к виду:

Т]хпх+Т)упуч4(1/Уг-Т1х -т£)(1-п!-пу)] 1/г= (1-у2/уг )1/г/ V. (2.3.4) Это выражение связывает исходные значения градиентов времен т)х и т)у с физическими параметрами среды и элементами залегания, преломляющей границы, так как

пх=созфз1п(р; пу=з1шф эШф; пг=со8ф. (2.3.5)

Здесь ф'- азимут падения границы (положительный угол отсчи-тывается от оси х против часовой стрелки); ф - угол ее падения (всегда положительный).

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

Изотропная модель. Простейшим является случай, когда получено три поверхностных годографа у), 3=1, 2, 3, а скорость V в покрывающей среде задана. Имея для каждой точки исследуемой площади три пары значений составляющих поверхностного градиента времен Сг^х.т^у), и используя соотношение (2.3.4), 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 (2.3.5). При избыточном количестве поверхностных годографов решение целесообразно осуществлять методом наименьших квадратов для повышения устойчивости результатов.

Для перехода к абсолютным глубинам залегания преломляющей границы г(х, у) нужно иметь хотя-бы одно значение глубины или времени 1;0 в пределах площади наблюдений. Поверхность г(х, у) находится путем интегрирования функций дг./дх и дг/ду, определяемых по найденным значениям ф и ф :

Эг/Эх=созф аг/ау=з1пф г^р. (2.3.6)

Рассмотрим способ решения обратной задачи, базирующийся на наглядных геометрических построениях. Пусть в произвольной точке О плоскости наблюдений (х, О, у) от множества окружающих ее источников зарегистрирована преломленная волна от одной и той же границы (см.рис.3). Соответствующее множество восходящих и продолженных в верхнее полупространство сейсмических лучей образует два конуса с общей вершиной в этой точке. Если в области, ограни-

ченной нижним конусом, скорости v и vr постоянны, а граница плос-

Рис.З. К обоснованию способов интерпретации площадных наблюдений

преломленных волн.

кая, то основанием верхнего конуса с образующей, равной по величине j rj | =1 /v , является круг с радиусом 1/vr. Плоскость круга параллельна преломляющей границе. Проекция его на плоскость наблюдений при ф Ф 0 есть эллипс; при ср = 0 это круг. Концы проекций векторов ^ на плоскость х, у описывают этот эллипс. Его малая ось проходит через точку наблюдений в направлении, перпендикулярном простиранию границы.

Введем обозначения: а и b - 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. (2.3.7)

Азимут падения границы ф определяется из соотношения:

1:ёФ=Уц/хц • (2-3.8)

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

cos ф = Ъ/а. (2.3.9)

Для скорости в покрывающей среде справедливо соотношение:

1/У2=аг[1+(х^+Уц)/(аг-Ьг)]. (2.3.10)

-- При малых углах <р величиш хц, уц стремятся к нулю, а значение а - к Ъ, 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, уг, <р, ф. Следовательно, задача сводится к определению параметров эллипса по известным векторам 17.^) (3 ~ индекс поверхностного годографа). Уравнение эллипса можно записать в виде:

т)1+2е1гт}хт)у+еггг)у+2е13т1х+2е^3г)у+езз=0 . (2.3.11)

К нему следует добавить условие прбховдения малой оси эллипса через начало координат:

е1г _ Г 623-613621 1 . Г Г бгз~е1 зег1 "I2"! (2.3.12)

1-егг {е13егг-е-,гегз\ [ 1е13егг-ег1е23] Для наховдения коэффициентов е нужно в каждой точке поверхности наблюдений иметь набор значений градиента , определенных не менее чем по четырем поверхностным годографам (3=1, 2, 3, 4), и найти решение системы линейных уравнений (2.3.11) с учетом условия (2.3.12). Параметры эллипса рассчитываются по формулам:

аг=-А/БЛ,г; Ь2=-А/ГОц, (2.3.13)

ГД6 D=|e2i

1 е-,г е13 e2i егг егз

е31 езг езз

еПт= етп; Л,, и Хг корни уравнения Я.2-( 1+егг)\+т>=о.

В рассмотренной процедуре сделано допущение о постоянстве параметров среды (v, vr, ф, ' ф) в пределах нижнего конуса. Область, где выполняются эти допущения, можно менять, если значения r/jxy брать не в одной точке поверхности наблюдений, а в совокупности точек, лежащих на окружности с радиусом r ^ 1н.т. (1н.т.~ абсцисса начальной точки преломленной волны). При неоднородной нижней части разреза векторы T)jxy целесообразно определять на окружности радиуса r <*1н.т. Если неоднородности расположены в верхней части разреза, то предпочтителен выбор r=0.

Квазианизотропная модель. Термин «квазианизотропия" исполь-

Зуется 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 уг. Примем эллиптическую аппроксимацию изменения скорости в плоскости преломляющей границы в зависимости от азимутального угла 7:

У2<7)= -Ь1—-- , (2.3.15)

I-С1-(В2/А2)]СОБ2(7~7о) где А и В - большая, малая полуоси эллипса; 70 - угол между большой полуосью и осью абсцисс. Граница раздела, как и ранее, считается локально плоской и определяется азимутом ф и углом падения ф. При известной скорости V для нахождения ф, ф, 'А, В и 60 необходимо иметь значения г)х и т)у как минимум с пяти поверхностных годографов.

При принятой аппроксимации азимутальной зависимости граничной скорости совокупность векторов-градиентов времен, исходящих из фиксированной точки, в плоскости преломляющей границы описывает эллипс с полуосями 1/А и 1/В. В данном случае То - угол между осью абсцисс и малой полуосью. Уравнение этого эллипса в координатной плоскости X, У, совпадающей с преломляющей границей:

СХ2+ БУ2+ ЕХУ=1. (2.3.16)

Центры эллипсов, определяемых уравнениями (2.3.15) и (2.3.16), совмещены с началом координат.

Путем поворота на углы ф и ср исходной системы координат (х, у, г), в которой определены значения градиентов времен, перейдем к новой системе (X, У, 2) с плоскостью (X, У), параллельной преломляющей границе. Если т)-вектор в системе (х, у, г), то в новой системе он запишется в виде где М-ортогональная матрица:

ООзфсОБф -Б1п(р СОБфэХПф

М= 31пфсозф соэф з1пфз1пф . (2.3.17)

-з!пф О соэф

Для новой системы координат выразим составляющие Xj и YJ градиента времен через исходные значения и соответст-

вующие 3-му поверхностному годографу:

ХЛ=('ПЛхСОзф*ТЬуз1пф)созф--/1/Уг - (Т^+Т^у) зхпф, У^-Т^^пф+Т^усозф, ..,5. ( ' ' '

Подставляя в (2.3.16) уравнение (2.3.18) для трех различных

направлений Л=1, 2, 3, получаем линейную систему уравнений относительно С, Б и Е. Эту систему решаем методом Крамера, в качестве ф и ф берем их некоторые приближения:

С=Ю,|/|0|; О=|02|/|0|; Е=|Оз|/ЮЬ (2.3.19)

где

2 2 2

X, Y, XiY, 1 Y, X,Y,

0= х2 Y2 г г X Y г г ;Qi = 1 Уг X Y 2 2 2

2 2 Хз Y3 x3Y3 1 2 Y3 X3Y3

2 X1 1 XiY, 2 2 X1 Y1 1

0г= X2 1 2 X Y 2 г ;Q3= Xе Y2 1 2 2

2 Х3 1 X3Y3 2 2 X3 Y3 1

Используя оставшуюся информацию, строим целевую функцию:

5 2 2 2

f (ф/ф) (схj+dyj+exjyj—1) . (2.3.20)

Минимизируя данную функцию по переменным ф и ф, определяем эти углы и коэффициенты С, D, Е, с помощью которых определяются параметры аппроксимирующего закона для граничной скорости А, В и 7о (2.3.15):

А=/(C+D+p)/2 ; В=/ (C+D-p)/2; 7=1/2 arctg[E/(C-D)], (2.3.21)

где p=/(C-D)2 + e£ .

В анизотропной модели, по сравнению с изотропной средой, появляются дополнительные возможности по данным поверхностных годографов оценивать значения скорости в покрывающей толще, даже при ф=0. Это обусловлено различием лучевых углов по различным направлениям (из-за меняющихся значений граничной скорости). Способ, реализующий эти возможности, рассмотрен в работе [271.

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 времен и его составляющих существенно влияет на точность конечных результатов. В связи с этим реализована программа сплайн-аппроксимации наблюденных поверхностных годографов tj(х, у) с последующим аналитическим определением градиентов времен. 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 100 км2 и точности определения времен ±0,05с (в основном из-за сложности учета влияния поверхностных неоднородностей), целесообразно использовать сглаживающие сплайны второй степени.

Определение значений времени 1;0 по поверхностным годографам проводится в рамках изотропной модели. Восстановление глубин залегания преломляющей поверхности по данным о 1;0 обычно приводит к более точным результатам, чем по дифференциальным элементам залегания границы. Для отыскания значений 1;0 в области, где определены поверхностные годографы от ряда источников , необходимы дополнительный поверхностный годограф от источника, расположенного в центральной части этой области, либо одно или несколько значений г0 , определенных по данным профильных наблюдений.

На участках , где необходимые для нахождения времен встречные годографы отсутствуют, они могут быть рассчитаны с использованием ранее полученных данных о величине уг и наклоне преломляющей границы. Встречные годографы рассчитываются для воображаемого источника, помещаемого в точку с априорно известным значением г о •

Программа интерпретации данных в рамках изотропной и квазианизотропной моделей 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 1;0, 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 которой получаем массивы значений уг, А, В, v, о, ф, ф , значения в заданных точках.

В блоке построения карт по значениям ф, ф и опорным глубинам

либо по значениям 1;0 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.

Часть 2

ПРИМЕРЫ ДЕТАЛЬНЫХ ИССЛЕДОВАНИИ В ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ 3. 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 1968 г. В итоге завершенного, в основном, этапа рекогносцировочных работ на серии сейсмических маршрутов общей протяженностью более б тыс. километров с привлечением данных сейсмологии местных и удаленных землетрясений получены сведения о крупных чертах строения земной коры и верхней мантии, обобщенные в работе [2]. Наиболее детальные исследования выполнены на участках северо-восточного фланга Байкальской рифтовой зоны и Южно-Байкальской котловины. Приводимые примеры детальных сейсмических исследований земной коры на Р- и Б-волнах иллюстрируют возможности применения изложенных выше методических разработок для решения задач глубинной геологии и прогноза землетрясений в высокосейсмичных тектонически активных районах.

3.1 общая характеристика глубинного строения Байкальской рифтовой зоны по результатам работ на р- и б - волнах

Предварим рассмотрение результатов детальных работ краткой характеристикой общих особенностей глубинного строения зоны Байкальского рифта по материалам рекогносцировочного этапа сейсмических исследований, дополненным новыми данными, прежде всего по сдвиговым волнам. Напомним , что в этом регионе для основных опорных Б-волн по имеющимся данным не отмечено существенного эф-

фекта их расщепления на колебания разного типа полярйзации [23]. Это позволяет в качестве некоторого приближения использовать изотропную сейсмическую модель строения среды при описании разреза кристаллической литосферы.

Земная кора и верхи мантии. По результатам глубинного сейсмического зондирования в восточных районах Байкальской рифтовой зоны составлено генерализованное вертикальное расчленение кристаллической части разреза без осадочного выполнения рифтовых впадин [1,2,14,41]. В обобщенном виде отражены главные особенности распределения по глубине скоростей 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: внутрикоровый сейсмический волновод, область повышенного градиента скорости в самой нижней части земной коры, слой с аномально низкой скоростью в верхах мантии, интервалы тонкой субгоризонтальной расслоенности разреза. Все перечисленные объекты сложным образом распространены по латерали в пределах изученной территории с перерывами.-

Внутрикоровый- волновод имеет прерывистое распространение в горизонтальном направлении и переменную глубину залегания, обычно не выходящую из интервала 11-22 км. Он выделяется по характерному разрыву сводных годографов и вертикальных сечений временного поля t(x, 1) волн Рр0ф и Бр0ф на удалениях от источника 110-170 км. Величина волноводного разрыва для продольных волн составляет 0,3-0,7 с, для поперечных - до 1 ,б с.

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 значение коэффициента Пуассона (а = 0,28) не только по сравнению с вышележащей тощей кристаллической земной'коры, но и по отношению к подстилающим породам мантии с нормальной величиной скорости г 1,2].

3.2. 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 [1,16] предпринята попытка реализовать избыточные многократные системы наблюдений в значительно более широком диапазоне удалений от источников (0-100 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 наблюдений для преломленных волн с малой областью надежной регистрации в первых вступлениях. Это позволяет выделять дополнительные, обычно пропускаемые, глубинные границы.

Особенности проведения исследований. Рассматриваемый сейсмический профиль расположен вблизи северо - восточного окончания оз. Байкал и пересекает Верхнеангарскую рифтовую впадину. Впадина вытянута в северо-восточном направлении, имеет горизонтальные размеры 120*35 км и окружена Баргузинским, Верхнеангарским и Се-веро-Муйским хребтами. Полная амплитуда вертикальных неотектонических движений достигает здесь почти 4 км: опускание кристаллического основания впадины оценивается в 2 км при примерно такой же величине воздымания прилегающих хребтов.

В районе исследований широко развиты дизъюнктивные нарушения преимущественно северо-восточного и ортогонального к нему направления. Сама впадина ограничена со всех сторон разло.мами. У ее юго-западного ограничения выделяется сквозная зона разломов, проходящая в северо-западном направлении через всю область неотектонической активизации. Осевая линия этой зоны пересечена сейсмическим профилем вблизи 50-го километра . Бурением под. четвертичными отложениями, выполняющими рифтовую впадину, вскрыты карбонатные породы раннекембрийского возраста. Верхняя часть разреза молодых терригенных осадочных пород содержит прерывистый слой вечной мерзлоты, проявляющийся в поле сейсмических волн.

Реализована система детальных 12-кратных наблюдений с аппаратурой "Тайга"(см. рис.1).Особенности зарегистрированного волнового поля были охарактеризованы выше , поэтому ограничимся пояснениями к способам интерпретации и сводным построениям, выполнен-

ным по продольным и поперечным 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 сводным встречным годографам и временным полям волн Р^ .Р^р , и Б^р с учетом влияния поверхностных неоднородностей. Параметры среды определены в рамках двухмерно-неоднородной модели среды. При малодетальных наблюдениях в Байкальском регионе названные волны нередко объединяются в одну опорную, волну. При избыточных системах наблюдений области их существования надежно обособляются на сводном поле Их, 1) на основе признака параллельности нагоняющих годографов.

Распределение скорости ур(х, z) в верхней части кристаллической земной коры до глубины 17 км найдено по .исправленному за влияние неоднородностей верхней части среды временному полю волны Рреф . Использован способ линеаризованной интерпретации поля 1:(х,1) рефрагированной волны. 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 суммировались 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 М,.

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 (1;0 =2,5-7,0 с) . Вблизи границы М отражающие площадки (г0=13,5-15 с) наиболее надежно'проявились на временном разрезе, построенном по записям в интервале от 45 до 90 км. Реальность выделения крутопадающих и пологих отражающих площадок в верхней части кристаллической коры на временном разрезе находит подтверждение в исходных сейсмических записях, относящихся к фиксированному источнику.

Результаты работ. На сводном сейсмическом разрезе по профилю, пересекающему Верхнеангарскую впадину, с выходом на участки Баргузинского и Северо-Муйского хребтов,представленном на рис.4,

Л,км

-20-

6,0-6,1 «С «ЛчЛ го г

и,-3.5541,1

-40-{ а - 0,П5

ЮГР »7,7-7,« ту, ~*,г-*,з 6*0,21-0,13

х)сР -1,2-1,3

ЕЗ' Е13' СЕР ЕЗИ СШ5

Рис. 4. Сводный сейсмический разрез через Баргузинский хребет (I), Верхнеангарскую впадину (П) и Северо-Муйский хребет (Ш). 1 - сейсмические границы и дневная поверхность; 2 - изолинии скорости продольных волн, км/с; 3 - дизьюнктивы; 4 - отражающие площадки по данным ГСЗ - ОГТ; 5 - кайнозойские осадочные породы.1>в, о - средние скорости продольных, поперечных волн и коэффициент Пуассона в земной коре; иГр, игз_ граничные скорости, км/с; Ы и Н, - поверхность мантии с аномально низким и нормальным значением скорости. В правой части рисунка приведен осредненный график скорости Р - волн в интервале глубин 10 - 25 км.

объединены результаты интерпретации всей совокупности поверхностных, отраженных, преломленных и рефрагированных волн разных типов поляризации. 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 меняется вдоль профиля от 0,5 до 1,6 км. Минимальные значения получены на юго-западе, максимальные - в центральной и северо-восточной час-

тях 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 50-100 м.

Преломляющая граница Ф, характеризующаяся значениями граничу ных 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 0,1-1,0 км и углами наклона до 4°.

Между поверхностью Ф и нижележащей преломляющей границей К с vг = 6,0-6,1 км/с заключен слой горных пород, имеющий переменную 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 участки 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 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 непротякенных 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 пониженных 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 18-22 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 Баргузинского 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 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 Баргузинского 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 .

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 выполаживанцуюся с ростом глубины 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, о=0,275. В верхах мантии, как и на других участках 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 под центральной частью впадины залегает на уровне 42 км, погружаясь под обрамляющими горными хребтами. Дополнительной особенностью, установленной в результате детальных наблюдений глубинных докритических отражений, является сейсмическая расслоенность среды вблизи границы М, где выделены короткие отражающие площадки с небольшими углами наклона.

3.3. Расчленение осадочного чехла по данным преломленных волн на акватории оз.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 [1,32] 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 опишем на примере одного из сейсмических профилей протяженностью 150 км, расположенного вдоль длинной оси Южно-Байкальской котловины, где толщина слоя воды достигает 1,5 км. Методикой обращенного профилирования получено 16 двухсторонних нагоняющих годографов с максимальным расстоянием источник - приемник 20-35 км. В средней части профиля с интервалом в 3-5 км на дне озера размещались автоматические регистрирующие станции. Возбуждение колебаний велось с использованием пне-вмоисточника на движущемся корабле через каждые 120 м профиля. Глубины до дна озера измерялись эхолотом. При топографической привязке использовалась аппаратура фирмы "Магеллан".

Аналоговые записи донных станций подвергались частотной

фильтрации в полосе частот 3-18 Гц и оцифровывались с дискретизацией 0,02 с. В результате получено 16 сводных монтажей сейсмических записей, каждый из которых содержит до 600 трасс.

Волновое поле было кратко охарактеризовано' ранее. В первые

вступления, вслед за прямой водной волной с кажущейся скоростью

1,4 - 1,45 км/с, последовательно выходят сменяющие друг друга

преломленные волны Р21, Р££ роз ро4 рФ и р» Нагоняющие го-г пр пр пр пр пр пр

дографы каждой из этих волн практически параллельны. Заметное сховдение 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/с. Максимальной кажущейся скоростью обладает волна Р^ (6-6,5 км/с), которая начинает регистрироваться в первых вступлениях на удалениях более 22-25 км от источника. Скорости преломленных волн от промежуточных границ заключены в диапазоне 2,2-3,6 км/с.

В последующей части, наряду с многочисленными кратными волнами, возникающими преимущественно в водном слое, выделяются названные выше преломленные волны и отражения от некоторых - промежуточных границ в осадочном чехле. Видимые частоты колебаний выделенных волн составляют 8-11 Гц.

Интерпретация годографов выделенных волн, в том числе и кратных, проведена в рамках модели многослойной среды с переменными значениями мощностей слоев и пластовых скоростей . Считалось, что граничные и пластовые скорости совпадают.

Результаты работ, представленные в виде сейсмического разреза на рис.5, 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 базировались на интерпретации аномалий естественных геофизических полей и материалов малодетальных сейсмических работ . 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 5-7 км подразделяется на три слоя. На границах 0г и 03, разделяющих слои, величины скорости продольных волн скачкообразно возрастают, принимая значения 1,7-1,9;

2,2-2,6; 2,9-3,1 и 3,4-3,6 км/с. Вероятно, комплекс пород с такими скоростями соответствует терригенным осадкам кайнозойского

30 40

1 -1.5 2.

12

Н.«м

\

50 60 70 80 90 100 110 120 130

2.9-3.1

3.4-3.6

1окАймоэойский •ум

0'

5.9+ 0.1 «»/=

Кристаллический • уи жамвит

6

□ CP*

6. 0i 0.2 «М/с

1 2 3' 4 5 _

Ш |Ш| \Ж\ ЦЯ-I \JLL.\ Рис. 5. Сейсмический разрез верхней части земной коры на участке ЮжноБайкальской впадины по данным преломленных волн. 1-донные станции; 2-разрывные нарушения; 3,4-глубины до поверхностей докайнозойского (Ф) и кристаллического (К) фундамента, соответственно; 5-значения граничной скорости продольных волн, даны в км/с; б-сейсмические границы в кайнозойском осадочном чехле .

возраста, отложившимся в ходе рифтогенеза. Подошвой толщи (ее докайнозойским фундаментом) является преломляющая поверхность Ф с граничной скоростью около 5 км/с.

Нижележащий слой мощностью в 3 - 8 км, заключенный между границами Ф и К, скорее всего ,сложен более древними осадочными породами иного состава. Аналогичный слой выделен и под кайнозойс-

кими 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/с, отвечающие (с учетом компрессионного эффекта) кристаллическим горным породам, обнаруживаются на глубинном уровне 9-14 км. При переходе через расположенную здесь преломляющую границу К скорость становится равной 5,8 - 6,2 км/с. Эту границу можно рассматривать как поверхность кристаллического фундамента.

Сейсмические материалы дают основание считать, что рельеф преломляющих границ имеет сложный вид даже по простиранию рифтовой впадины и позволяют выделить большое количество разрывных нарушений, указывающих на резкое воздымание границ по разломам, иногда с амплитудой до нескольких километров.

4. изучение сеисмическои анизотропии литосферы якутской кимберлитовои провинции по данным профильных наблвдении

Рассматриваемая ниже южная часть Якутской кимберлитовой провинции (ее Мало-Ботуобинский и Далдыно-Алакитский районы) расположена в бассейнах рек Вилюй и Марха. В структурно-тектоническом плане она приурочена к северному окончанию Еепско-Ботуобинской и юго-восточному склону Анабарской антеклиз древней Сибирской платформы. Кимберлитовые трубки взрыва, с которыми связаны коренные месторождения алмазов, - локальные геологические объекты в верхах платформенного чехла, сложенные преимущественно щелочно- 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 -50 км. Проникновение 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 оказалась недостаточной. Необходим был переход к детальным исследованиям с более полной реализацией возможностей изучения свойств среды на базе совместного использования сейсмических волн разного типа поляризации.

В данной работе не ставится цель достаточно полно изложить результаты глубинных сейсмических исследований в рассматриваемом регионе. Это проделано с достаточной детальностью в монографии В.Д.Суворова и работах [1,17,25,37,39]. Основное внимание концентрируется на примерах детальных работ в районе Мирнинского ким-берлитового поля, иллюстрирующих возможности практического применения методических приемов, обоснованных выше. Результаты по всей изученной территории приводятся в виде краткого обобщения.

4.1. Сейсмическая анизотропия земной коры

Как уже отмечалось ранее, 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 SH-составляющие с нередко значительным различием времени пробега колебаний разного типа поляризации. Это прямо свидетельствует о наличии сейсмической анизотропии в толще пород, слагающих разрез кристаллической земной коры. Ниже, используя способы, изложенные в разделе 2.1, по экспериментальным данным в Мало-Ботуобинском районе [29,30] оцениваются параметры анизотропии среды.

Исходные материалы (около 350 трехкомпонентных сейсмограмм) получены в районе г.Мирного при профильных наблюдениях с несколькими десятками пунктов взрыва. На профиле осуществлялись кусочно-непрерывные трехкомпонентные наблюдения на установках протяженностью 1,5-4 км при расстоянии между соседними приемниками в 300 м. Регистрация проводилась в диапазоне частот 4-20 Гц с ис-

пользованием телеуправляемой аппаратуры «Тайга" при максимальных расстояниях до источника 300 км.

Характеристика зарегистрированных поперечных отраженных от границы Мохоровичича волн, расщепляющихся на SV- и SH-составляицие, была дана в разделе 1.2 . Используем эти волны и их продольные аналоги для количественных оценок анизотропии свойств во всей толще пород земной коры в целом.

Установленные в районе исследований значительные (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 80-180 км имеют протяженность 100-200 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 анизо.тропные участки с приближенным выделением участков, однородных по проявлению анизотропии. Для районирования использовался набор кинематических характеристик P-, SV-и SH-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 (tev-tSh)/tp=v - отношение разности времен прихода SV- и SH-отраженных волн ко времени продольной отраженной волны в одном и том же пункте их регистрации. По особенностям зависимости этого показателя от расстояния 1 между источником и приемником на профиле в южном районе Якутской кимберлито-вой провинции (см.рис.6) обособляются четыре участка протяженностью в десятки километров. В случае изотропной среды введенный показатель равен нулю, так как колебания SV и SH не разделены во 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 SH-волн достигают - 0,4 с в первом случае

и + 0,4 с во втором. Существенно, что графики v(i) ' 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 150 км и рея-

',0 о?г

'■Г45,1'1 ' ! ' J [' \ ---

о р*4*"" 1 ^ 1 1 1 >>

1 1

I г -

1 -c^Hbtl ^-

-1-1-'—гт;— О 100 П.Р Т1 -1- гоо к* зоо

£p=J,l 5, * 2.7 '2,9 I I

■ в, Г i ир -tfi-IJI

vs

в =0,25 6 - 0,28

vp •S.t-S,! 6 * Ot25

Рис.6. Результаты интерпретации р - б - волн по профилю II в

южном районе Якутской кимберлитовой провинции. А -эффективные упругие параметры всей толщи земной коры. Скорости vp и даны для лучевого угла 6=45°, кр=ицр/и_1_р, квг^вч/и^а, ■ Б - сейсмический разрез, й и и - средние и граничные скорости, км/с; о- коэффициент Пуассона. 1 - 4 - участки профиля с различающимися кинематическими характеристиками отраженных волн разной поляризации от границы М.

ко уменьшается до нулевых значений при 1=125 км.

В рамках изотропной модели среды были раздельно определены аффективные скорости в земной коре по данным Р-, БУ- и

БН-отраженных волн и рассчитаны глубины до границы М. На практически изотропном участке глубины для всех волн совпали. На остальной (анизотропной) части площади несовпадение 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, БУ и БН) отраженных волн от границы М на профиле и прилегающей площади был применен способ, обоснованный в разделе 2.1 для трансверсально-изотропной модели покрывающей среды с вертикальной осью симметрии при слабонаклонной отражающей границе. Использовано несколько десятков пар симметричных наблюдений при расстояниях 100-180 км от источников колебаний. Вдоль профиля получены распределения всех пяти эффективных упругих параметров анизотропии для покрывающей границу М толщи, построен рельеф поверхности мантии . Выявлена изменчивость эффективных параметров анизотропии, согласующаяся с результатами предварительного районирования территории по совокупности кинематических характеристик отраженных волн. Центральный участок профиля изотропен - все коэффициенты анизотропии (кр, квь) пренебрежимо мало отличаются от единицы. Земная кора на остальной части профиля в разной степени анизотропна. Отклонение от изотропии не превышает 10 %. Полученные оценки лишь приближенно характеризуют реальную анизотропию среды вследствие определения ее свойств на больших интервалах и, вероятно, из-за неполной адекватности, принятой и истинной моделей земной коры.

4.2 Анизотропия скоростей вдоль поверхности фундамента

В качестве примера изучения анизотропии скоростей вдоль поверхности кристаллического фундамента приводятся данные по профилю 1-1 (см.рис. I) в Западной Якутии в районе г.Мирного. По выделенным преломленным поперечным квази-БУ^ и -Бн^-волнам строились системы встречных и нагоняющих годографов, которые интерпретировались с использованием способов, описанных в разделе 2.2. Положение границы фундамента, залегающей на глубинах 1,6-2 км, взято по результатам интерпретации продольных преломленных волн.

Средние скорости поперечных волн в осадочном чехле оценены с привлечением данных о временах пробега преломленной обменной волны РРБ от границы Ф.

Граничная скорость Б-волн на поверхности Ф в пределах всего района меняется в интервале значений 3,55-3,75 км/с (для Р-волн -6,1-6,5 км/с). Отмечается знакопеременное, достигающее 0,3 с, различие времен БУ- и БН-преломленных волн от этой границы, свидетельствующее о сложном распределении параметров анизотропии на поверхности фундамента и в покрывающих ее осадках. По системе встречных годографов определены граничные скорости раздельно по БУ- и БН-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 кв=увцАЯУ на поверхности Ф в направлении профиля колеблется от 0,98 до 1,01. Эти значения находятся в соответствии с величиной разности экспериментальных времен преломленных Б-волн разной поляризации.

4.3. Анизотропия скоростей вдоль поверхности мантии

Обратимся к преломленной на поверхности мантии поперечной волне, которая, как уже отмечалось, расщепляется на БУ- и БН- 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 весьма большие неоднородности распределения граничной скорости продольных волн на границе М с повышением значений скорости на ряде участков до 8,8-9 км/с. 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. Отдельно для преломленных БУ^- и БН^ -волн строились графики осредненных на интервале 50 км кажущихся скоростей в прямом и встречном направлениях . По ним, с учетом величины сейсмического сноса и анизотропного строения земной коры (определенного по данным волн зуотр' знотР' ротр^' найДены соответствующие распределения граничной скорости на поверхности М. На одних и тех же участках

этой поверхности граничные скорости БУ^- и БН^-волн оказались практически одинаковыми. Несистематические различия не превышают 0,1 км/с. Следовательно, вдоль профиля нет заметной анизотропии скорости Б-волн на поверхности мантии. Отметим, что при анализе материалов площадных наблюдений преломленных Р-волн эффект анизотропии свойств поверхности мантии также не был установлен.

По граничной скорости поперечных волн поверхность мантии на рассматриваемом профиле дифференцирована слабо (4-,7-4,8 км/с). Для продольных волн эта дифференциация значительна (8,1-8,8 км/с). Существенно изменяются и соответствующие величины коэффициента Пуассона (0,25-0,28) на поверхности мантии. Повышенные его значения приурочены к участку с высокой скоростью продольных волн. -Значение этого коэффициента для всей толщи земной коры в пределах профиля составляет 0,25 ±0,01.

5. ПЛОЩАДНЫЕ ИССЛЕДОВАНИЯ ПОВЕРХНОСТИ ФУНДАМЕНТА НА СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЕ

Работы проводились с целью изучения кристаллического фундамента древней Сибирской платформы, прежде всего, в связи с потребностями широко ведущихся здесь нефтепоисковых работ. Рассматриваемые примеры иллюстрируют возможности использования площадных наблюдений для изучения геометрии и физических свойств поверхности фундамента способами, изложенными в разделе 2.3. Характеристика преломленных волн от этой опорной сейсмической границы приведена в разделе 1.2.

Исследования методом преломленных волн, в том числе и методикой дифференциальных сейсмических зондирований, выполненные в рассматриваемом регионе на этапе рекогносцировочного изучения поверхности кристаллического фундамента, дали обширную и ценную информацию о крупных структурах первого и второго порядка. В числе главных результатов, важных для планирования нефтепоисковых работ, следует отметить выявление глубоких прогибов кристаллического основания во внутренней части платформы и на ее периферии.

Сложно построенные платформенные структуры следует рассматривать как объекты для постановки детальных сейсмических исследований. При детальных работах методом преломленных волн, наряду с кристаллическим фундаментом, может изучаться и строение платфор-

менного чехла, особенно на участках широкого развития траппового магматизма, где применение сейсмической разведки на отраженных волнах крайне затруднено.

Рассмотрим два примера детального картирования поверхности кристаллического фундамента в районе г.Мирного (участок в Непско--Вотуобинской антеклизе) и на юго-западном Присаянском участке платформы вблизи г.Нижнеудинска. Кинематическая интерпретация совокупности поверхностных годографов волны осуществлялась в рамках моделей анизотропного и квазианизотропного распределения скорости на преломляющей границе (см. раздел 2.3) 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 расстоянием мевду ними 5-10 км. Одновременно использовалось несколько десятков шестиканальных регистраторов, покрывающих площадь 3-5 тыс. кмг. С разных сторон от этой установки располагалось несколько взрывных источников колебаний на удалениях 20-30- км 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 2.3, в кавдой точке наблюдений определялось пять поверхностных векторов-градиентов времен. Дополнительные источники колебаний размещались внутри площади регистрирующих станций, чтобы получить времена г0 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 (И0 км). Поэтому результаты определения анизотропии скорости могут отражать и влияние упорядоченных-неоднородностей среды с линейными размерами, не выходящими за пределы указанного интервала.

5.1. Поверхность фундамента в районе Мирнинского кимберлитового поля

В этом районе, как уже отмечалось выше , по результатам . ин-

терпретации 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 БУ- и БН-составляющие с различием времен их прихода до ±0,3 с. Поэтому интерпретация совокупности поверхностных годографов волны Р^рПроведена 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 времен в точках наблюдений. На равномерной (через каждые 4 км) сети точек поверхности наблюдений получен фрагмент схемы обратных величин градиентов времен (1/т)ху ), равных кажущейся скорости, определенной по каждому из пяти поверхностных годографов в соответствующих направлениях.

На основе выполненного в разделе 2.3 анализа можно сделать следующие заключения об особенностях азимутального распределения обратных величин векторов - градиентов времен в случаях локально 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. В некоторых точках имеются типичные примеры таких "изотропных" распределений векторов. В случае значимой величины анизотропии граничной скорости и слабонаклонной преломляющей поверхности огибающая векторов 1/т)ху имеет эллипсовидную форму с вытянутостыо по линии максимального значения скорости. Однако, в отличие от »изотропного" случая, центр эллипса совпадает с точкой наблюдения. Последняя особенность является критерием для приближенного разделения конкурирующих моделей при небольших углах наклона преломляющей поверхности. Сочетание анизотропии свойств со значительным наклоном границы приводит к тому, что точка наблюдения не совподает с осями эллипса.

Результаты интерпретации совокупности исходных величин т]ху волны Р® в рамках анизотропной модели представлены также в виде

пар ортогональных отрезков прямых (осей эллипсов анизотропии), длина и направление которых характеризуют максимальные и минимальные значения граничной скорости. Разность (Дуг) длин этих отрезков равна разности соответствующих значений скорости. На изученной площади получено сложное распределение параметров анизотропии свойств поверхности кристаллического фундамента, что соответствует отмеченному ранее знакопеременному различию времен прихода БУ- и БН-волн, преломленных на этой границе. На восточном и юго-западном участках площади азимутальные отличия граничной скорости достаточно велики (до 0,7 км/с), без четкого преобладающего направления анизотропии. В большинстве 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 были проинтерпретированы в предположении изотропии граничной скорости. В этом случав для определения скорости на границе и дифференциальных элементов ее залегания достаточно в каждой точке наблюдений иметь три вектора-градиента времен. По имеющимся пяти векторам было рассчитано несколько значений каздой из этих величин в совокупности пунктов. Сходимость полученных значений 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 преломленных Р-волн.

По поводу геологического смысла полученных результатов можно высказать 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.

5.2. Поверхность фундамента в Присаянье

Изучаемый участок расположен вблизи юго-западной границы Сибирской платформы, детальные исследования поверхности ее кристаллического фундамента выполнены на площади 7 тыс. кмг по площадной системе полевых наблюдений.

Вначале рассмотрим результаты интерпретации совокупности поверхностных годографов волны Р^ с использованием модели квазианизотропного распределения граничной скорости. На полученной схеме осей эллипсов анизотропии (см.рис.7) доминируют пары значений с относительно небольшим (на грани точности) различием граничной скорости в ортогональных азимутах. Преобладает широтная ориентировка осей максимальных величин скорости. Исключением является юго-восточная часть площади, где оси максимальной скорости ориентированы преимущественно в диагональном (северо-западном) направлении.' Рассматриваемая площадь отличается от участка в районе г.Мирного более регулярным распределением параметров анизотропии

2 <

V / №.----V

Ч*«^»»^«4 дач*/

■X +

14 I

+ -+- I

23 13 32

* Ч Ч

* \451

ч -+- + \ А12 »

'42

V

\

"" 65

40¿Уг ,км/с

> оз

О Ю 20 X к

Рис. 7. Результаты площадных исследований преломленными волнами поверхности кристаллического фундамента для анизотропной модели

среды на юго-западном участке Сибирской платформы. А - глубины; Б - оси еллипсов анизотропии граничной скорости; крестики - пересчитанные к равномерной сетке пункты наблюдений; треугольники - источники колебаний.

и меньшими изменениями граничной скорости в разных азимутах.

В рамках изотропной интерпретационной модели на изученной площади построены схемы граничной скорости и глубин залегания поверхности Ф . Значение скорости в кавдой точке получено путем осреднения нескольких определений этой величины по избыточному набору исходных данных от пяти-шести источников колебаний. Граничная скорость, изменящаяся 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 пониженных значений. Схема глубин до границы Ф построена с использованием времен t0, 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 макронеоднородность свойств поверхности кристаллического фундамента (полосовидное распределение граничной скорости) и преобладающая вытянутость эллипсов анизотропии 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 физико-геологическое истолкование такого их сочетания может состоять в следующем. Макронеоднородность 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, возможно, связана с местным изменением геодинамических условий на этом участке.

Проведенный анализ данных, базирующихся на разных■сейсмических моделях среды, несмотря на условность и дискуссионность . вы-

сказанных по его итогам соображений, показывает, что расширение класса используемых интерпретационных моделей существенно расширяет и возможности геологического истолкования результатов детальных сейсмических исследований.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Изложенные в диссертации методические разработки и иллюстрирующие их примеры полевых экспериментов продолжают начатые в 60-е годы под руководством академика Н. Н. Пузырева и члена - корреспондента РАН С.В.Крылова 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, 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.

Основным преимуществом данной работы по сравнению с работами, выполненными на региональном этапе исследований, являются новые данные о строении литосферы в Восточной Сибири, полученные на основе создания и внедрения в производство приемов и способов решения задач детального изучения двух - и трехмерных.глубинных не-однородностей с повышением полноты, точности и расширением качественного состава сейсмической информации, прогрессивность которых обусловлена:

- переходом к использованию, наряду с продольными, волн сдвигового типа поляризации. Изученное поле продольно- и поперечно - поляризованных глубинных волн, зарегистрированных в районах Восточной Сибири в широком диапазоне расстояний, свидетельствует об обилии информации, получаемой при изучении кристаллической литосферы с применением детальных систем наблюдений. Предложенные автоматизированные способы выделения и корреляции волн дают возможность расширить классы и типы используемых в интерпретации волн и получать более полную информацию о строении среды,- разработкой новых способов интерпретации в рамках изотро-

иных и анизотропных моделей строения среды, учитывающих специфику работ методом ГСЗ в Восточной Сибири. Обоснован способ оценки эффективных параметров анизотропии покрывающей среды по совокупности данных о временах пробега Р-, эу- и эн-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;

- повышением информативности и полнотой получаемых сейсмических разрезов при использовании многократных систем наблюдения в результате вовлечения в интерпретацию не только близвертикальных отражений, но и волн других классов. Экспериментальные материалы, полученные на участках Байкальского рифта и Якутской алмазоносной провинции, показывают,что необходимая полнота сейсмической информации о геометрической структуре и физических свойствах земных недр может быть надежно обеспечена лишь при совместном использо-вани волн разных классов и типов поляризации;

- выявлением новых особенностей глубинного строения изучаемых участков литосферы в Восточной Сибири. В Западной Якутии установлено, что по эффективным параметрам анизотропии вся толща земной коры горизонтально неоднородна. Она дифференцируется на изотропные и анизотропные участки с горизонтальными размерами в несколько десятков километров; коэффициенты анизотропии не превышают 10% . В районах площадного изучения поверхности кристаллического фундамента также устанавливается анизотропное распределение граничных скоростей. Применение детальных систем наблюдений с многократными перекрытиями, ориентированных на регистрацию и последующую совместную интерпретацию Р- и э-волн разных типов (дои закритических отраженных, головных, рефрагированных, поверхностных) в широком диапазоне расстояний от источника колебаний, существенно расширило возможности метода ГСЗ при изучении литосферы в районе Байкальского рифта. Проведение работ на акватории озера Байкал позволило установить, что мощность осадочного чехла впадины превышает 14 км.

Разработанные в диссертации и опробованные при проведении полевых экспериментов детальные системы наблюдений,способы идентификации и корреляции волн, интерпретации сейсмических материа-

лов в рамках анизотропных моделей строения среды необходимо ис-лользовать при проведении детальных работ ГСЗ и в других регионах. Их использование позволит повысить достоверность и точность получаемых сейсмических результатов.

Несомненно, исследования по развитию методики детальных глубинных сейсмических зондирований долкны продолжаться в будущем. Особенно детальные работы ГСЗ могут быть полезны при решении задач, связанных с проблемой прогноза землетрясений в Байкальской рифтовой зоне. Однако эти работы весьма дороги и , вероятно, "золотой век ГСЗ" в нашей стране закончился. В связи с этим необходимо по-новому взглянуть на возможности использования сейсмологических данных и развивать способы обработки сейсмологической информации, не уступающие по детальности и точности методу ГСЗ [31], оснастив сейсмологическую службу современным оборудованием с цифровой регистрацией и мощными базами данных.

Работы, опубликованные по теме диссертации: Монографии

1. Детальные сейсмические исследования литосферы на Р- и s-волнах / С.В.Крылов, Б.П.Мишенькин, З.Р.Мишенькина, Г.В.Петрик, В.Н.Сергеев, И.Ф.Шелудько, Е.Н.Тен, Ю.В.Кульчинский, М.М.Мандель-баум, В.С.Селезнев, В.М.Соловьев, В.Д.Сувотюв; Под.ред. Н.Н.Пузы-рева. - Новосибирск: Наука, Сибирская издательская фирма, 1993. -199 с.

2. Недра Бакала (по сейсмическим данным) / С.В.Крылов, М.М.Мандельбаум, Б.П.Мишенькин, З.Р.Мишенькина, Г.В.Петрик,

B.С.Селезнев; Под.ред. Н.Н.Пузырева. - Новосибирск: Наука, Сибирское отделение, 1981. - 105 с.

Статьи и тезисы

3. йланов А.Ф., Кузьменко А.П., Селезнев B.C. Результаты изучения волнового поля от мощного центробежного виброисточника // Излучение и регистрация вибросейсмических сигналов: Сб. науч. тр. ИГиГ. 1986. - С.105-120.

4. Еманов А.Ф., Кузьменко A.n., Селезнев B.C. Исследование повторяемости сейсмограмм при вибрационном возбуждении // Сейсмичность и сейсмический прогноз на дальнем востоке: Тез. докл. выездной сессии МСССС. - Петропавловск-Камчатский, 1987. С.185.

5. Еманов А.Ф..Кузьменко А.П., Мокшанов М.А., Селезнев B.C., йпин В.И. Результаты изучения повторяемости волнового поля, создаваемого мощным центробежным виброисточником // Исследования по созданию научных основ прогноза землетрясений в Сибири: Матер, докл. совм. рабоч. засед. 18-21 марта 1986. - Иркутск, 1987.

C.65-66.

6. Еманов А.Ф., Кузьменко А.П., Попов Ю.П., Селезнев B.C., Юшш В.И., Данилов И.А., Бах A.A. Эксперименты по вибрационному просвечиванию земной коры // Разработка и исследование невзрывных источников сейсмических сигналов: Сб. науч. тр. ВНШОЭНГ. 1989. -С.25-32.

7. Еманов А.Ф., Селезнев В.С.,Бочанов А.И., Маньковский В.В., Яковлев А.Н., Данилов И.А. Экспериментальные работы с вибрационными источниками для исследовании методом преломленных волн // Излучение и прием вибросейсмических сигналов: Сб. науч. тр. "ИГиГ. 1990. - С.139-145.

8. Еманов А.Ф., Селезнев B.C., Кашун В.Н., Свириденко В.А., Соловьев В.М., Данилов И.А. Экспериментальные работы с передвижными вибрационными источниками // Динамические задачи механики сплошной среды, теоретические и прикладные вопросы вибрационного просвечивания Земли: Матер, докл. регион, конф. - Краснодар, 1992. С.126.

9. Еманов А.Ф..Селезнев B.C., Кашун В.Н., Свириденко В.А., Капцов О.В., Соловьев В.М. Вибросейсмический мониторинг Байкальской рифтовой зоны // Динамические задачи механики сплошной среды, теоретические и прикладные вопросы вибрационного просвечивания Земли: Матер, докл. регион, конф. - Краснодар, 1992. С.127.

10. Крылов C.B., Мишенькин Б.П., Мишенькина З.Р., Петрик Г.В., Селезнев B.C., Брыксин A.B. Строение земной коры и мантии в Байкальском регионе по сейсмическим данным // Развитие сейсмических методов исследований земной коры и верхней мантии в Сибири: Сб. науч. тр. ИГиГ. 1981. - С.33-48.

11. Крылов C.B., Мишенькин Б.П., Петрик Г.В., Селезнев B.C. О сейсмической модели верхов мантии в Байкальской рифтовой зоне // Геология и геофизика. - 1979. - n 5. - C.II7-I29.

12. Крылов C.B., Мишенькин Б.П., Мишенькина З.Р., Пет -рик Г.В., Пузырев H.H., Селезнев B.C. Глубинное сейсмическое зондирование земной коры и верхней мантии в Байкальской рифтовой зоне // Методика и результаты сейсмических исследований в Сибири: Сб. науч. тр. ИГиГ. 1976. - С.45-62.

13. Крылов C.B..Мандельбаум М.М..Селезнев B.C., Суворов В.Д. Детальные исследования литосферы в Восточной Сибири методом глубинного сейсмического зондирования на Р и s-волнах // Геофизика и современный мир: Тез. докл. межд. науч. конф. 9-13 августа 1993. - W., 1993. С.147.

14. Крылов C.B., Мишенькин Б.П., Мишенькина З.Р., Петрик Г.В., Селезнев B.C. Сейсмический разрез литосферы в зоне Байкальского рифта // Геология и геофизика. - 1975. - n 3. - С.72-83.

15. Крылов C.B. Мишенькина З.Р., Селезнев B.C. Методика и результаты детальных сейсмических исследований земной коры Байкальского рифта // Записки С.-Петерб. горного ин-та. 1992. Т. 135. С.97-107.

16. Крылов C.B., Мандельбаум М.М., Селезнев B.C., Соловьев В.М., Блинов В.Д. Детальные глубинные сейсмические исследования в Верхнеангарском районе Байкальской рифтовой зоны // Геология и геофизика. - 1990. - n 7. - С.17-27.

17. Крылов C.B..Селезнев B.C., Соловьев В.M., Суворов В.Д., Никитенко A.B. Поперечные волны и сейсмическая анизотропия земной коры в Западной Якутии // Изв. АН СССР. Физика Земли. - 1991. -n 2. - С.26-33.

18. Крылов C.B., Селезнев B.C., Соловьев В.М., Никитенко А.Б.,Суворов В.Д. Сейсмическая анизотропия земной коры в Западной Якутии // Сейсмическая анизотропия. Результаты. Проблемы. Возможности: Тез. докл. 2-го мевд. раб. совещ. - М., 1986. С.36.

19. Крылов С.В.,Суворов В.Д., Селезнев B.C. О картировании граничной скорости при совместном использовании преломленных и отраженных волн // Геология и геофизика. - 1983. -н I, - С.90-97.

20. Мишенькин Б.П., Мишенькина З.Р., Селезнев B.C. Строение земной коры и верхов мантии на юго-западном фланге Байкальского рифта // Геология и геофизика. - 1978. - 12. - С.3-13.

21. Мишенькин Б. П., Крупская Г. В., Петрик Г. В., Селезнев B.C. Глубинные сейсмические исследования на северо-востоке Байкальской рифтовой зоны // Геология и геофизика. - 1975. - n 4. - С.71-78,

22. Селезнев B.C. К интерпретации временных полей преломленных волн в случае многослойных сред // Геология и геофизика. -1977. - n 4. - С.93-105.

23. Селезнев B.C..Соловьев В.М. О мантийных поперечных сейсмических волнах в Байкальской рифтовой зоне // Геология и геофизика. - 1979. - n 12. - С.87-95.

24. Селезнев B.C..Соловьев В.М..Никитенко А.Б. Определение параметров сейсмической анизотропии в западной Якутии // Геология И геофизика. - 1986. - n 8. - С.90-98.

25. Селезнев B.C..Соловьев В.М., Суворов В.Д., Крейнин А.Б., У аров В.Ф. Использование поперечных волн при глубинном сейсмическом зондировании в Западной Якутии // Геология и геофизика. -1987. - n I. - C.I09-II7.

26. Селезнев B.C..Соловьев В.М.,Жемчугова И.В. Использование площадных систем наблюдений преломленных волн при глубинном сейсмическом зондировании // Геология и геофизика. - 1991. - n II. -С.128-142.

27. Селезнев В.С.,Эпов М.И..Крейнин А.Б., Берзина И.В. Способ определения параметров среды по данным годографов преломленных волн // Методы расширения частотного диапазона вибросейсмических колебаний: Сб. науч. тр. ИГиГ. 1987. - С.96-103.

28. Селезнев B.C..Соловьев В.М. Анализ отраженных от границы Мохоровичича продольных и поперечных волн в Мало-Ботубинском районе. Новосибирск, 1984. - С.91-99. - Деп. в ВИНИТИ, n 6223-84.

29. Селезнев B.C., Соловьев В.М., Никитенко А.Б. Определение эффективных параметров анизотропной модели по отраженным Р-, sv-и sh - волнам при глубинном сейсмическом зондировании // Многоволновая сейсморазведка: Тез. докл. всесоюз.совещ. - Новосибирск, 1985. С.93-94.

30. Селезнев B.C., Соловьев В.М. Определение эффективных упругих параметров поперечно-изотропной среды по данным Р- ,sv- и

sh -волн // Излучение и регистрация вибросейсмических сигналов: Сб. науч. тр. ИГиГ. - 1986. - С.120-132.

31. Селезнев B.C., Еманов А.Ф., Беляев A.A. Корреляционное построение сейсмограмм из поля кратных волн множества сейсмических событий // Развитие вибросейсмических исследований земной коры в Сибири: Сб. науч. тр .ЙГиГ. 1989. - С.34-45.

32. Селезнев B.C., Стаканова Н.С. Изучение осадочного чехла преломленными сейсмическими волнами на акватории оз. Байкал // Геология и геофизика. - 1992. - n 6. - С.90-97.

33. Селезнев B.C., Еманов А.Ф., Соловьев В.М. Методика вибросейсмических исследований земной коры для целей прогноза землетрясений // Динамические задачи механики сплошной среды, теоретические и прикладные вопросы вибрационного просвечивания Земли: Матер, докл. регион, конф., часть П.- Краснодар, 1990. С.212-213.

34. Селезнев B.C., Еманов А.Ф., Беляев A.A. Корреляционное построение сейсмограмм из поля кратных волн множества сейсмических событий // Динамические задачи механики сплошной среды, теоретические и прикладные вопросы вибрационного просвечивания Земли: Матер.докл. регион, конф..часть П.-Краснодар,1990. С.214-215.

35. Селезнев B.C., Соловьев В.М., Еманов А.Ф. Методика площадных сейсмических наблюдений с использованием передвижных виброисточников // Динамические задачи механики сплошной среды, теоретические и прикладные вопросы вибрационного просвечивания Земли: Матер, докл. регион, конф. - 1фаснодар, 1992. С.131.

36. Селезнев B.C., Соловьев В.М. Об аномально высоких скоростях продольных волн в верхней мантии Якутской кимберлитовой провинции // Излучение и прием вибросейсмических сигналов: Сб. науч. тр. ИГиГ. 1990. - С.139-145.•

37. Суворов В.Д., Крейнин А.Б., Селезнев B.C..Соловьев В.М., Уаров В.Ф.. Глубинные сейсмические исследования по профилю Олгуй-дах-Мирный-Ленск // Геология и геофизика. - I983.-N 9. - С.72-80.

38. Суворов'В. Д.; Крейнин А. Б., Подваркова И. В., Селезнев B.C., Соловьев В.М., Уаров В.Ф., Черный С.Д. Глубинные сейсмические исследования по профилю Тас-Юрях-Алмазный-Малыкай // Геология и геофизика. - 1986. - n II. - С.72-78.

39. Суворов В. Д., Крейнин А. Б., Подваркова И. В., Селезнев B.C..Соловьев В.М., Уаров В.Ф. Площадные глубинные сейсмические исследования в,Малоботуобинском районе Якутии // Геология и геофизика. - 1985. - n I. - С.82-90.

40. Суворов В.Д., Соловьев В.М., Селезнев B.C. Земная кора и верхи мантии в Западной Якутии по данным глубинного сейсмического зондирования // Состав и процессы глубинных зон континентальной литосферы: Гез. докл. межд. симтаз. 30 мая - 2 июня 1988 г. - Новосибирск, 1988. С.86.

41. Пузырев Н. Н., Крылов С. В., Мишенькин Б. П., Мишень-кина З.Р., Петрик Г.В., Селезнев B.C. Особенности строения литосферы в областях континентальных рифтов по данным сейсмических -исследований // Тр. межд. совещ. повзрывной сейсмологии. - Киев, 1977. С.99-113.

42. Krylov С. V., Mandelbaum М. М., Bryksin А. V., Selez-

nev V.S., Tychkov S.A., Vasilevsky A.N. Some characteristic features of the crust Baikal region from deep seismic investigations and gravity // Evolution of Paleoasian ocean: Abstr. and papers of First Intern. Sympoz. August 17-19, 1990, Ulan-Ude. - Novosibirsk, 1990. P.148.

43. Krylov C.V., Seleznev V.S., Solovyov V.M. Detailed deep seismic studies in the region of the Baicai rift zone // Geodina-mic Evolution and Main Sutures of the Paleoasian Ocean: Abstr. of 2nd Intern. Sympoz. September 17-23, 1991. - Shenyang, 1991. P.4.

44. Krylov S. V., Mishenkina Z. R., Seleznev V. S., Pet-rik G.V., Solovyov V.M., Sheludko I.F. Results of deep seismic soundings on russian part of Baikal - Shuifenhe transect // Deep and Regional Geophysics and Geology: Abstr. of Intern. Sympoz. August 25-29, 1994. - Changchun, 1994. P.3.

45. Puzyrev N. N., Mandelbaum M.M., Krylov S. V., Mishen-kin B.P., Mishenkina Z.R., Petrik G.V., Seleznev V.S. New data from explosion seismology in the Baikalian rift zone // Tectonophysics. - 1979. V.56. P.128.

46. Puzyrev N. N., Mandelbaum M. M., Krylov S. V., Mi-shenkin B.P., Mishenkina Z.R., Petrik G.V., Seleznev V.S. New data from explosion seismology in the Baikalian rift zone // Joint General Assemblies: Abstr. and papers. - Durham , 1977. P.69.

47. Seleznev V.S. Detaild seismologian studies on Lake Baikal // Baikal as a natural laboratory for global change: Abstr. of Intern. Conf. May 11-17, 1994. - Irkutsk, 1994. V.4. P.42.