Содержание
Введение
Глава 1. Общие черты рельефа морского дна
1.1 Батиграфическая кривая
1.2 Основные черты рельефа дна Мировогоокеана по морфологическим данным
Глава 2. Основные особенности строения земной коры подокеанами
2.1 Земная кора материкового типа
2.2 Океанический и рифтогенальныйтипы земной коры
Глава 3. Краткая история развития сейсморазведки
Глава 4. Сейсморазведка
4.1 Метод отраженных волн (МОВ)
4.3 Cейсмопрофилирование методомотраженных волн (НСП)
4.4 Метод преломленных волн (МПВ)
Глава 5. Аппаратура, применяемая при исследованиях на море
5.1 Источники упругих колебаний
5.2 Приемники упругих колебаний
Глава 6. Некоторые результаты
Заключение
Список литературы
/>
/>/>/>/>Введение
сейсморазведка мировойокеан геологический
Главная цель морской геологии и геофизики – понять структуруЗемли под океанами, историю и характер процессов, которые формировали морскоедно и историю Мирового океана в целом. В связи острой зависимости человечестваот природных ресурсов, изучение дна Мирового океана на их наличие стало крайневажно. Вторая половина XX века ознаменовалась началом интенсивных работ поосвоению ресурсов Мирового океана, занимающего почти 71 % всей поверхностиЗемли. Основным источником информации о геологическом строении дна Мировогоокеана являются результаты геофизических, прежде всего сейсмическихисследований.
В настоящее время уже сформировались три достаточно четковыраженных направления морских геолого-геофизических исследований:
- поиски и разведка залежей углеводородов (нефть, гази газогидраты) на шельфе и континентальном склоне;
- поиски, разведка и добыча различного вида конкреций- богатых металлических руд — с поверхности дна Мирового океана;
- поиски и разведка россыпных месторождений золота,олова, алмазов и др. в прибрежной полосе шельфа.
Однако, помимо экономических интересов, по-прежнему, как и вовремя пика развития морской геофизики существуют недостигнутые научные цели,ибо несмотря на огромный объем полученных данных об океанической коре многоеостается неизвестным. Поэтому добыча ископаемых не стоит во главе задач,которых нужно решить.
В представленной работе описываются методы и аппаратурасейсморазведки, применяемые в исследовании океанского дна, а также некоторыерезультаты, полученные в ходе работ.
Глава 1. Общие черты рельефа морского дна
В рельефе дна океана доминируют опоясывающие земной шархребты и отделяющие их от континентов глубокие котловины.
/>
Рис.1 Обобщенный профиль дна океана.[1]
Средняя глубина Мирового океана, покрывающего более 70%земной поверхности, около 4 км. Это ничтожная величина по сравнению с общейдлиной земного радиуса (всего 0,06%), но вполне достаточная для того, чтобысделать дно Мирового океана недосягаемым для непосредственного исследованияобычными геологическими и геоморфологическими методами, которыми пользуются приполевых работах на суше. Изучение рельефа морского дна геофизическими методами показалоошибочность прежних представлений о монотонности и простоте строения рельефадна океана.
/>/>/>/>1.1 Батиграфическаякривая
Общее представление о распределенииземной поверхности по ступеням высот и глубин дает гипсографическая кривая. Поспособу построения это кумулятивный график распределения высот и глубин.
/>
Рис.2 Распределение площадей повысотным уровням. Гипсографическая кривая поверхности Земли, построенная погистограмме частоты встречаемости (слева), показывает долю (в %) поверхности,лежащей выше или ниже любого уровня. [1]
Сравнивая батиграфические кривыеотдельных океанов и Мирового океана в целом видим, что в Тихом, Индийском иАтлантическом океанах распределение глубин очень сходно и следует тем жезакономерностям, что и распределение глубин по всему Мировому океану. От 73,2до 78,8% площади дна океанов лежит на глубинах от 3000 до 6000 м, от 14,5 до 17,2% – на глубинах от 200 до 3000 м и только 4,8 – 8,8% площади океанов имеютглубины менее 200 м. Соответствующие цифры для Мирового океана 73,8, 16,5 и7,2%.
Резко отличается структуройбатиграфической кривой Северный Ледовитый океан, где пространства дна сглубинами менее 200 м занимают 44,3%, а глубины, наиболее характерные для всехокеанов (т. е. от 3000 до 6000 м), – всего 27,7%. Эта особенностьбатиграфической кривой приближает Северный Ледовитый океан к крупнымглубоководным морям типа Средиземного или Карибского. Глубина моря или океана – одно изважнейших условий для развития различных природных процессов, и прежде всего – развитияжизни и осадкообразования, важное условие формирования рельефа и динамикигеологических процессов. В зависимости от глубины океан обычно разделяют набатиметрические зоны:
литоральную, т. е.прибрежную, ограниченную глубинами в несколько метров;
неритовую – до глубинпорядка 200 м»
батиальную – до 3 тыс. м;
абиссальную – от 3 тыс. до бтыс. м;
гипабиссальную – глубину>6 тыс. м.
Пограничные глубины довольно условны, вотдельных конкретных случаях они сильно сдвигаются. Так, в Черном море абиссальначинается с глубины 2 тыс. м.
Еще со времен Г. Вагнера установиласьтрадиция считать, что различные участки гипсографической кривой прямосоответствуют основным элементам рельефа дна Мирового океана. Так, отрезоккривой между отметками 0 и 2000 м отождествляется с материковой отмелью – мелководной,более или менее выровненной поверхностью дна, окаймляющей обычно материки икрупные острова (в последнем случае нередко применяется термин «.островнаяотмель»). Ниже отметки 2000 м идет относительно крутой участок кривой, которыйсоответствует так называемому материковому склону – зоне океанского дна,характеризующейся крутыми уклонами поверхности и ограничивающей снизуматериковую отмель. Далее располагается снова выположенный участок кривой,соответствующий ложу океана – сравнительно выровненной глубоководной части днаокеана, лежащей на глубинах более 3 тыс. м. Самый нижний и крутой участокбатиграфической кривой сопоставляют с так называемыми глубоководными впадинами,т. е. участками дна океана, имеющими глубину более 6 тыс. м. Преобладающаячасть площади дна океана с глубинами более 6 тыс. м приходится на Тихий океан,в Северном Ледовитом океане такие глубины вообще отсутствуют.
В действительности гипсографическаякривая по назначению и способу построения не может служить источником дляполучения представления об основных элементах донного рельефа. На дне Мировогоокеана есть и шельфы, и материковые склоны, и ложе океана, но названные понятиятаксономически далеко неравнозначны, и их существование устанавливается не изгипсографической кривой, а из конкретных данных о рельефе дна различных морей иокеанов. Кроме того, этими элементами не исчерпывается перечень крупнейшихэлементов рельефа океанского дна, т. е. имеются и такие элементы, которые невходят ни в шельф, ни в материковый склон, ни в ложе океана. На дне океана, каки на поверхности суши, имеются и горы, и возвышенности, и равнины.
При составлении гипсографической кривойв каждом случае суммируются площади участков земной поверхности, лежащие вопределенном интервале высот или глубин, независимо от того, к какому элементурельефа относятся эти участки. Так, высокие равнины, нередко достаточнообширные (Мексиканская высокая равнина и др.), по гипсографическому положениюоказываются в интервале высот, соответствующем верхней крутой – «горной» частигипсографической кривой. В океане глубины менее 3 тыс. м могут быть не только впределах материкового склона, но и на склонах подводных хребтов. Уже одно то,что на гипсографической кривой подводные горные сооружения получают лишьскрытое отражение (в интервале глубин, приписываемых материковому склону),говорит о неприемлемости выведения представления об основных элементах рельефана основе прямого истолкования очертаний этой кривой.[1]
/>/>/>/>1.2Основные черты рельефа дна мирового океана по морфологическим данным
Современные данные свидетельствуют о весьма значительном иразнообразном расчленении рельефа морского дна. Вопреки ранним представлениям впределах дна океанов наиболее распространен холмистый и горный рельеф (рис. 3-4).
/>
Рис.3Основные морфогенетические элементы рельефа северной части Атлантического океанана профиле от Северной Америки до Африки. [3]
/>
Рис.4Основные морфологические элементы рельефа дна северной части Тихого океана на профилеот Японии до Калифорнии. [3]
Ровные поверхности обычно наблюдаютсявблизи суши, в пределах материковой отмели, и в некоторых глубоководныхкотловинах, где неровности «коренного» рельефа погребены под мощным слоемрыхлых осадков. Существенная внешняя особенность рельефа дна морей и океанов – преобладаниезамкнутых отрицательных элементов: котловин и узких желобообразных впадинразличных размеров. Для рельефа океанского дна характерны также одиночные горы,в большом количестве встречающиеся среди холмистых или выровненных пространств,занимающих днища крупных котловин. На суше, как известно, такие «островные»горы встречаются лишь в особо специфических условиях. Редки по сравнению ссушей линейные долинообразные формы. Горные системы, как и на суше, имеютлинейную ориентировку, в большинстве случаев значительно превосходят горныесистемы континентов по ширине, протяженности и площади, не уступают им вкрупномасштабной вертикальной расчлененности. Величайшая горная система Земли –это система так называемых срединно-океанических хребтов. Она протягиваетсянепрерывной полосой через все океаны, общая длина ее более 60 тыс. км,занимаемая площадь составляет более 15% земной поверхности.
Сложно построенные окраинные зоныокеанов получили название переходных зон. Кроме описанных выше отличительныхчерт рельефа переходные зоны выделяются также обилием вулканов, резкимиконтрастами глубин и высот. Большинство их находится на окраинах Тихого океана.Максимальные глубины океанов приурочены именно к глубоководным желобампереходных зон, а не к собственно ложу океана.
В наиболее типичном виде переходныезоны, таким образом, представлены в виде комплексов трех крупных элементоврельефа: котловин окраинных глубоководных морей; горных систем, отгораживающихкотловины от океана и увенчанных островами, островных дуг; узких желобообразныхвпадин, расположенных обычно с внешней стороны островных дуг, – глубоководныхжелобов. Такое закономерное сочетание перечисленных элементов явно указывает наих единство и генетическую взаимосвязь. В строении некоторых переходных зонимеются заметные отклонения от этой типичной схемы.
Морфологически материковая отмель иматериковый склон – единая система. Поскольку материки – это выступы земнойповерхности, т. е. объемные тела, то материковую отмель можно рассматривать какчасть поверхности материка, затопленную водами океана, а материковый склон – каксклон материковой глыбы. Таким образом, на основе только морфологическихособенностей намечается довольно четкое разделение дна Мирового океана наследующие основные элементы:
подводную окраину материка,состоящую из материковой отмели, материкового склона и материкового подножия;
переходную зону, состоящуюобычно из котловины окраинного глубоководного моря, островной дуги иглубоководного желоба;
ложе океана, представляющеесобой комплекс океанических котловин и поднятий;
срединно-океанические хребты. [1]
/>/>/>/>Глава 2. Основные особенности строения земной коры подокеанами
Земля в разрезе имеет слоистую структуру. Внешнюю, твердуюоболочку, сложенную кристаллическими и осадочными породами и образующуюповерхность нашей планеты, называют земной корой. Геофизические исследования вокеанах показали, что земная кора под океанами неодинакова по строению имощности. Нижней границей земной коры считают поверхность Мохоровичича. Онавыделяется по резкому возрастанию скоростей продольных сейсмических волн до 8км/с и более. В пределах земной коры скорости упругих волн ниже этой величины.Ниже поверхности Мохоровичича располагается верхняя мантия Земли.
Выделяется несколько типов земной коры. Наиболее резкиеразличия отмечаются в строении земной коры материкового и океанического типов.
/>
Рис. 5 I— океанская кора(ложе океана); II— субокеанская кора (впадины окраинных и внутренних морей);III— континентальная кора платформ; IV— континентальная кораорогенных поясов;V— субконтинентальная кора (островные дуги); 1— слой воды, 2— осадочный слой, 3—второй слой океанской коры, 4— третий слой океанской коры, 5— «гранитный»(гранитометаморфический) слой континентальной коры; 6— «базальтовый»(гранулито-базитовый) слой континентальной коры, 7— нормальная мантия, 8—разуплотненная мантия. [3]
/>/>/>/>2.1 Земная кораматерикового типа
По модели, предложенной Уорзеллом иШербетом в 1965, средняя мощность земной коры материкового типа 35 км. По скорости распространения упругих волн в ней выделяют три слоя:
осадочный (скорости менее 5 км/с,мощность от нескольких сотен метров до 2 км);
гранитный (скорости около 6 км/с, мощность15 – 17 км) и
базальтовый (скорости 6,5 – 7,2 км/с,мощность 17 – 20 км).
Отличительным слоем материковой корыявляется гранитный с плотностью вещества 2,7 г/см3.
В геофизических работах обычноподчеркивается условность названий слоев «гранитный» и «базальтовый». Гранитныйслой не обязательно состоит только из гранитов. Скорости прохождения упругихволн через него указывают лишь на то, что он состоит из пород, аналогичных поплотности гранитам, – гнейсов, гранодиоритов, кварцитов и некоторых другихплотных кристаллических пород (магматических и метаморфических), объединяемыхобычно под названием «кислые» породы вследствие значительного содержания в них(более 60%) кремнекислоты.
Скорость сейсмических волн вбазальтовом слое свидетельствует о том, что он сложен породами, имеющимиплотность 3,0 г/см3. Эта плотность соответствует базальтам, а также другимосновным породам (габбро и др..), которые отличаются пониженным содержаниемкремнезема (менее 50%) и повышенным – окислов различных металлов.
/>
Рис.6 Схема строения континентальной коры, слои: 1 – осадочный, 2 –гранитно-метаморфический, 3 – гранулито-базитовый, 4 – перидотиты верхнеймантии.
II– океаническая кора, слои: 1 – осадочный, 2 – базальтовых подушечных лав, 3 – комплексапараллельных даек, 4 – габбро, 5 – перидотиты верхней мантии. М – граница Мохоровичича[7]
Материковая кора широко представлена впределах морей и океанов. Она слагает шельф, материковый склон, характерна дляматерикового подножия. В среднем нижняя граница ее распространения проходитпримерно в пределах изобат 2 – 3,5 км, но местами отклонения от этой глубинывесьма велики. Так, у подводной окраины Североамериканского материка вАтлантическом океане граница материковой коры находится на глубине более 4 км, а в Черном море – порядка 1800 м.[1] [3]
/>/>/>/>2.2 Океаническийи рифтогенальный типы земной коры
По материалам бурения и сейсмическим данным земная кораокеанического типа в общем виде характеризуется следующим строением. Внастоящее время выделяют 4 слоя которые резко различаются по скоростипродольных волн. Верхний (1) слой – осадочная толща(рыхлые отложения), мощность 0,5 км, сейсмическая скорость которой 1,5-2 км/с. Ниже прослеживается второй(2) слой(вулканогенный базальтовый) V= 2,1-6 км/с- средняя 5 км/с. Бурениемустановлено что верх этого слоя (2А) во всех скважинах сложен подушечнымилавами — толеитовыми базальтами, являющиеся фундаментом для осадков. Присейсмопрофилировании его называют слой B. Еще ниже в слое 2Б (V=4,6 км/с)залегают габброиды. Драгирование естественных отложений на дне показало, чтоверхняя часть слоя 2 сложена, как было выше сказано, шаровыми лавами илавобрекчиями (2А), нижняя — базальтами с многочисленными дайками и силамидолеритов. Далее залегает сейсмический слой 3 – «океанский» V=6,4-7,4 км/смощностью 4,7 км. Он состоит в основном из ультраосновных пород. Слой 4 –мантия со скоростями распространения 8-8,2 км/с, в которой преобладаютультраосновные и метаморфические породы .
/>
Рис.7Разрез океанской коры с указанием предполагаемых геофизических слоев. Приблизительныемощности даны по сейсмическим данным. Состав магматических пород выявлен восновном по образцам, драгированным в зонах разломов, и путем сравнения софиолитовыми сериями. Последовательность метаморфизма определяетсявзаимодействием между изверженными породами и морской водой.[3]
Подсрединно-океаническими хребтами земная кора настолько специфична по строению,что ее следует выделить в качестве особого типа. Под срединным хребтомАтлантического океана выделяется довольно тонкий и непостоянный по простираниюслой рыхлых осадков, залегающий главным образом в понижениях между гребнями игрядами срединного хребта. Ниже следует слой со скоростями упругих продольныхволн 4,5 – 5,8 км/с. Мощность его очень изменчива – от нескольких сотен метровдо 3 км. Под ним залегают породы повышенной плотности со скоростями продольныхволн 7,2 – 7,8 км/с, т. е. значительно большими, чем в базальтовом слое, номеньшими, чем на границе Мохоровичича. Последняя практически здесь не выделяется.Складывается впечатление, что под срединными хребтами земная кора не имеетчетко выраженной нижней границы и в целом образована более плотным веществом,чем базальтовый слой океанической коры.
Высказывается предположение, что земнуюкору под срединными хребтами слагают видоизмененные разуплотненные породыверхней мантии, которые здесь как бы частично замещают базальтовый слой.Полагают, что гребни срединных хребтов представляют собой зоны развитиярифтовых структур, образующихся в результате нарушений земной коры под мощнымдавлением восходящих потоков вещества из верхней мантии. Бурение в областяхгребней срединных хребтов показало, что здесь распространены и базальты, иультраосновные серпентинизированные породы, слагающие верхнюю мантию. Такимобразом, повышенная плотность нижнего слоя может быть объяснена смешениемматериала базальтового слоя и верхней мантии. Описанные свойства характеризуютглубинное строение срединных хребтов и их гребневой части. По мере удаления отнее крылья или фланги хребта постепенно утрачивают эти свойства, происходитпостепенный переход к типичной океанической коре.
В последнее время на фоне возрастающейпопулярности гипотезы «новой глобальной тектоники» намечается тенденция кпересмотру взглядов на происхождение и состав океанической земной коры, кпоискам ее генетической связи с процессами, происходящими в рифтовых зонахсрединно-океанических хребтов. По этим представлениям, океаническая кора имеетне базальтовый, а серпентинитовый состав и формируется в рифтовых зонах срединно-океаническиххребтов постепенно, в ходе расползания плит литосферы в обе стороны от рифтовойзоны, распространяясь на все пространство ложа океана. Безоговорочномупризнанию этих представлений препятствуют некоторые довольно веские данные. В частности, труднообъяснить, почему слой с повышеннойплотностью (7,2 – 7,8 км/с) не имеет сплошного распространения в пределах ложаокеана, а встречается лишь в рифтовых зонах срединных хребтов и под некоторыми(но не срединными) поднятиями дна, если в формировании океанической корыучаствуют главным образом продукты серпентинизации ультраосновных пород.[1] [3]
Глава 3. Краткая история развития морскойсейсморазведки
Сейсмические методы вот уже более полувека являются главным иосновным источником информации о глубинном строении земной коры морей иокеанов.
Круг задач, которые стояли перед геофизиками в течение этогопериода, постоянно менялся. Первые работы были направлены на изучение континентальныхплатформенных и осадочных структур в их океаническом продолжении. В дальнейшем,после установления существенной разницы в строении земной коры океанов иматериков, сейсмические работы были направлены на установление различных типов океаническойкоры и выяснение связей между ее глубинной структурой и формой рельефа дна.
Первые сейсмические исследования были начаты в середине 30-хгодов под руководством Мориса Юинга (США) и ограничивались вначале мелководнымиучастками атлантического шельфа и материкового склона к востоку от побережьяСеверной Америки. В 1938 году аналогичные эксперименты под руководством Е.Булларда (Англия) были поставлены по другую сторону океана в проливе Ла-Манш.Работы были организованы Отделением геодезии и геофизики Кембриджского университета.В обоих случаях использовалась обычная наземная техника сейсмической разведки стой лишь разницей, что сейсмографы предварительно герметизировались, а затемукладывались на дно. Полученные результаты позволили проследить строение и рельефкоренных пород, прикрытых чехлом более молодых осадочных отложений. Одновременноэти работы показали принципиальную возможность проведения сейсмических исследованийв глубоководных участках дна океана, что в значительной степени заинтересоваломногих геологов.
Начавшаяся в 1939 году вторая мировая война прерваладальнейшее развитие морских сейсмических работ.
Начиная с 1946 года сейсмические исследования морского днабыли возобновлены. За рубежом измерения мощности осадочной толщи и строения земнойкоры вплоть до 1960 года производились главным образом двумя группами исследователей- университета в Вудс-Холле и Скриппсовского института (США), с одной стороны,и учеными факультета геодезии и картографии Кембриджского университета (Англия)- с другой. Настоящий прогресс в этих работах начался после того, как нефтянымикомпаниями США были обнаружены колоссальные месторождения нефти и газа подшельфом Мексиканского залива в штате Техас. После этого правительства многихстран, главным образом Атлантического побережья, выделили большие ассигнования,направленные на развитие сейсмических исследований вблизи национальных берегов.Однако следует отметить, что еще к 1950 году геологическое строение дна океана практическине было известно.
Основной объем сейсмических исследований в Мировом океане былпроведен советскими, американскими и английскими учеными. При этом наиболее подробномуизучению подверглись подводные окраины материков и прилегающие к ним участки глубоководныхкотловин, отдельные участки рифтовых хребтов, глубоководные желоба и всенаиболее значительные структуры океанического дна. Работы проводились в основномметодом преломленных волн (МПВ). Огромное количество измерений методом отраженныхволн (МОВ) было выполнено американскими нефтяными компаниями в Мексиканскомзаливе и в окрестностях острова Тринидад.
В период проведения международного геофизического года (МГГ)Ламонтская геофизическая обсерватория Колумбийского университета и океанографическийинститут в Вудс-Холле (США) развернули широкую программу морских сейсмических исследованийв южной части Атлантического океана, в Карибском море и возле южного побережьяАфрики. В Индийском и Тихом океанах сейсмические работы велись в основном американскимии советскими кораблями. В 1963 году под руководством К. Эмери в США была начатапятилетняя программа комплексного геолого-геофизического исследования структурыАтлантической подводной окраины материка Северной Америки.
После принятия в 1963 году в Беркли предложенной В.В.Белоусовым программы, предусматривающей комплексное изучение глубинного строенияЗемли в океанах и на суше и получившей название “Проект верхней мантии”, многиестраны выразили свое согласие принять участие в ее реализации. В рамках выполненияэтой программы большую роль в изучении строения дна Северо-Западной Атлантики сыгралиисследования Бедфордского океанографического института и института океанографииДальхаузского университета Канады. Первые же их работы, проведенные совместно самериканскими геофизиками, увенчались большими успехами, и в частностиоткрытием погребенного под осадками Срединно-Лабрадорского хребта. Большойобъем сейсмических наблюдений МПВ был выполнен во время кругосветного плаванияанглийского океанографического судна “Челленджер” в 1950-1953 гг. За времяэтого рейса было отстреляно много профилей МПВ, позволяющих по единой методикеизучить строение земной коры в пределах различных морфологических структур днаМирового океана.
Большая часть сейсмических исследований, проведенныхФранцией, Испанией, Голландией, Норвегией и Швецией, осуществлялась внепосредственной близости от своих национальных берегов, что было обусловлено решениемразличных экономических задач, и в частности поиском и разведкойнефтегазоносных структур в шельфовой зоне Атлантического бассейна. Значительнуюроль для развития этих работ сыграло открытие в конце пятидесятых годовгазовых, а затем и нефтяных месторождений в Северном море. Сейсмическиеизмерения здесь были начаты в 1959 году. Интересно отметить, что уже в 1964году в Северном море работало 46 сейсмических отрядов, снаряженных нефтяными компаниямиШвеции, Голландии, ФРГ и других стран. Детальные исследования, направленные на поискиперспективных структур, проводились преимущественно методом отраженных волн.
В Советском Союзе первые морские сейсмические работы былипроведены в 1941 году на Каспийском море, в районе Апшеронского полуострова.Организаторами этих работ были Н.И. Шапировский и С.Ф. Шушаков. Регистрацияупругих колебаний производилась обычными сухопутными сейсмографами,предварительно герметизированными. Сейсмографы со шлюпки укладывались на дно, сейсмическаястанция располагалась на катере. Применявшаяся аппаратура позволяла проводитьработы на глубинах не более 20-30 м. С целью совершенствования методики и аппаратурыморской сейсморазведки в 1949 г. была организована научно-исследовательскаяморская геофизическая экспедиция (НИМГЭ), которая совместно с Московскиминститутом геофизики (ВНИИ Геофизика) в 1952 г. создали и опробовали новыйпьезокристаллический сейсмоприемник, позволяющий вести прием колебаний в воде. Позднеебыли созданы пьезосейсмические косы, с помощью которых можно было выполнятьнаблюдения методом отраженных волн на ходу судна.
С 1958 г. морская сейсморазведка в СССР становится важнейшимметодом исследования геологии дна акваторий. Еще раньше в 1954 г. институтОкеанологии провел первые советские сейсмические работы в Тихом океане.
В период МГГ большой объем работ ГСЗ был выполнен институтомВНИИ Геофизика в дальневосточных морях, в Индийском и Тихом океанах. ВАрктическом бассейне эти работы проводились в основном институтом ГеологииАрктики (НИИГА).
Первые советские сейсмические работы в Атлантическом океанебыли начаты в 1963 году и проводились в районе островов Мадейра на парусномокеанографическом судне “Седов”. Впоследствии аналогичные исследования, но в значительнобольшем объеме, были проведены в Северо-Западной Атлантике в 1964-1965 гг. на судне“Полюс”. Проведенные измерения позволили выяснить особенности строения и мощностиосадочных отложений в указанных районах океана. Начиная с 1967 г. этиисследования продолжаются Институтом океанологии АН СССР, гидрографией флота идр. В 1969-1971 гг. были осуществлены комплексные (магнитные, гравиметрические исейсмические) исследования структуры земной коры и осадочной толщи в Северной иЭкваториальной Атлантике. За шестьдесят лет, прошедших со времени первых работМориса Юинга, методика и техника морских сейсмических измерений претерпелавесьма существенные изменения. Весь период становления и развития этихисследований можно приблизительно разделить на четыре этапа.
Первый из них (1936-1946 гг.) можно охарактеризовать какэкспериментальный. Основной задачей исследований на этом этапе являлось доказательствопринципиальной возможности и целесообразности расширения сейсмических работ наобласть океана. Методика первых измерений была чрезвычайно сложна, аппаратурагромоздка и неудобна. Это объясняется в первую очередь тем, что на первом этапеприменялась в основном обычная сухопутная аппаратура, приспособленная к проведениюморских работ. Необходимость укладки предварительно герметизированных сейсмографовна дно (впрочем, как и зарядов) затрудняла продвижение измерений на большиеглубины и существенно снижала производительность.
Второй — послевоенный этап, охватывающий период с 1946 по1950 г., характеризуется большим оживлением прерванных войной сейсмических исследованийв Атлантическом, Тихом и Индийском океанах. Эти годы явились началоминтенсивного освоения методики глубоководных измерений. Последнее стало возможнымблагодаря созданию пьезоэлектрического приемника давления, применению подвешенныхгидрофонов и поверхностных взрывов, позволивших значительно упростить методикуисследований МОВ и МПВ в океане. Немалую роль в сыграло использование военных кораблейСША и Англии, освободившихся от военных действий после окончания второй мировойвойны.
Третий этап охватывает период с 1950 по 1960 год. Он отмеченкоренным изменением методики глубинного сейсмозондирования благодаря применениюсейсмоакустических радиобуев. Первая конструкция радиобуя была разработана вКембриджском университете (Англия) под руководством М. Хилла в 1949 году. Одновременноеиспользование нескольких буев позволяло вести работы МПВ с одного корабля,тогда как раньше эти работы требовали постоянного присутствия на профиле двух кораблей.Новая методика сразу же получила признание, ибо значительно удешевлялаисследования и давала возможность увеличить число экспедиций. Впервые радиобуи былишироко использованы при проведении сейсмических измерений в кругосветной экспедициина “Челленджере” в 1950-1953 годах. Впоследствии они нашли широкое применение приисследованиях структуры земной коры подводной окраины материка и глубоководныхбассейнов Мирового океана.
Современный — четвертый — этап сейсмических исследованийМирового океана начался с 1960 года после создания Скриппсовским океанографическиминститутом и Электронной лабораторией ВМФ США аппаратуры непрерывного сейсмическогопрофилирования (НСП), позволяющей получать непрерывный разрез верхних слоевземной коры (главным образом осадочной толщи) по пути следования корабля. В качествеисточника возбуждения был применен электроискровой разрядник (спаркер), которыйвместе с приемным гидрофоном буксировался за кораблем. Вслед за спаркером были созданыи другие типы излучателей, позволившие заменить дорогостоящие и опасныевзрывчатые вещества и одновременно резко увеличить производительность морскихсейсмических работ. За короткий период с помощью аппаратуры профилирования былапроведена съемка огромных океанских площадей и изучена структура осадочногопокрова и рельеф подстилающего фундамента во всех провинциях дна. Одновременно резкоеудешевление работ позволило целому ряду стран включиться в производствосейсмических исследований в океане.
Например, если на первых трех этапах эти измеренияпроводились преимущественно двумя странами — США и Англией, то начиная с 1960года в работы последовательно включается целый ряд стран Западной Европы, атакже Канада, ЮАР, Япония и др. Конечно, немалую роль при этом сыграло открытиекрупных месторождений нефти и газа на шельфах Северной Америки и Европы, а такжеразвитие взглядов на природу и тектонику дна океана.
На сегодняшний день морские геолого-геофизические работытакже продолжаются как с целью поиска полезных ископаемых, так и с чистонаучными целями. Например, в нашей стране этим занимаются такие организации какСевМорГео и ВСЕГЕИ. Последняя в основном акцентирует внимание на науку.
/>/>/>/>Глава 4. Сейсморазведка
Сейсмическая разведка (сейсморазведка) является одним изважнейших видов геофизической разведки земных недр. Основой методикисейсморазведочных работ являются возбуждение сейсмических волн и измерениевремени пробега этих волн от источника до расстановки сейсмоприемников, обычнорасполагаемых вдоль прямой линии, направленной на источник.
Вызванные взрывом или другим способом упругие волны,распространяясь во всех направлениях от источника колебаний, проникают в толщуземной коры на большие глубины. В процессе распространения в земной кореупругие волны претерпевают процессы отражения и преломления. Это приводит ктому, что часть сейсмической энергии возвращается к поверхности Земли, гдевызывает дополнительные сравнительно слабые колебания. Эти колебания регистрируютсяспециальной, достаточно сложной аппаратурой. Зная времена пробега до отдельныхсейсмоприемников и скорость распространения волн, можно воссоздать траекториисейсмических волн. Структурную информацию получают в результате изучениятраекторий волн, попадающих в две основные категории: головные, илипреломленные, у которых главная часть пути проходит вдоль границы раздела двухслоев и, следовательно, приблизительно горизонтальна, и отраженные волны, укоторых энергия первоначально распространяется вниз, а в некоторой точкеотражается обратно к поверхности, так что общий путь практически вертикален.Для траекторий волн обоих типов времена пробега зависят от физических свойствгорных пород и элементов залегания пластов. Задача сейсморазведки состоит втом, чтобы получить информацию о породах, в частности об элементах залеганияпластов, из наблюдаемых времен вступления волн и (в меньшей степени) извариаций амплитуды, частоты и формы сигнала.
/>
Рис.8 Прохождениеотраженных и преломленных волн через слои земной коры от источника доприемника: 1 — вертикальное отражение; 2-широкоугольные отражения 3-преломленные волны.[3]
Полученные записи подвергаются глубокой обработке с применениемсамой современной вычислительной техники. Анализируя и интерпретируя полученныепосле обработки результаты, квалифицированный специалист-геофизик можетопределить глубину залегания, форму и свойства тех слоев, на поверхностикоторых произошло отражение или преломление упругих волн.
Мощности осадочного чехла океана и его слоистую структуруизучают главным образом методом отраженных сейсмических волн, тогда какинформация о строении океанской коры и верхней мантии под осадками черпается изданных, получаемых методом преломленных волн. Эти наиболее широко применяемыесейчас геофизические методы были разработаны в 50-е и в начале 60-х гг. М.Юингом и его коллегами из Ламонтской обсерватории, М. Н. Хиллом изКембриджского университета, Р. Райттом и Дж. Шором из Скриппсовского института.Позже они прошли проверку и стали широко применяться нефтяными компаниями приразведке как морских, так и наземных месторождений углеводородов.[2]
Траектории волн, отраженных от поверхностей раздела, легкоизобразить графически (рис.8 ). При помощи отраженных волн можно установитьграницу раздела между любыми двумя слоями, акустический импеданс (функцияскорости и плотности) которых различен. Отношение энергии отраженной волны кисходной (называемое коэффициентом отражения Рэлея) для нормальной плоскойволны выражается формулой
/>
где Р- плотность, а С-компрессионные скорости всоответствующих слоях. Разность импеданса для границы раздела можно определитьпутем измерения количества энергии, отраженной этой поверхностью. В большинствеслучаев более интенсивная запись на ленте самописца соответствует увеличениюамплитуды отраженной волны. Тонкие слои с небольшой разницей импеданса обычноне регистрируются. На сейсмограммах отраженных волн регистрируется удвоенноевремя прохождения волной пути от источника до границы раздела. Чтобы по временипрохождения волн вычислить глубину залегания или мощность слоя, нужно знатьскорости распространения волн на всем их пути. Поэтому отсутствие данных оскоростях волн в вышележащих слоях затрудняет изучение глубинного слоя, ноформу его поверхности все равно можно установить. Путь прохождения преломленныхволн более сложен (рис. 8). Они пересекают границы между разными средами такимобразом, что время прохождения от источника до приемника будет кратчайшим.Обычно при работе методом преломленных волн используются волны,распространяющиеся вдоль кровли слоя, в котором скорости значительно больше,чем в вышележащих слоях. Для определения скоростей сейсмических волн и глубинзалегания таких слоев измеряется время, затраченное волнами на прохождение путиот источника до приемника.[3]
/>/>/>/>4.1 Метод отраженных волн (МОВ)
Метод отраженных волн (MOB) — наиболее эффективный и развитыйметод сейсморазведки, применяемый в наибольших объемах при поисках и детальнойразведке месторождений нефти, газа и ряда других полезных ископаемых на суше ина море. Предложен в США Р. Фессенденом в 1917 году и Ж. Карцером в 1919 годуи, независимо от них, — в СССР в 1923 году В. С. Воюцким и в Великобритании Дж.Ивенсом и У. Уитни — в 1922-м. В настоящее время MOB используется:
- для определения глубины и формы залегания границраздела геологических напластований;
- выявления структурных и неструктурных ловушекполезных ископаемых, особенно нефти и природного газа;
- при благоприятных обстоятельствах для полученияданных о литологии, фациальном составе пород, условии их образования, характерефлюидов, насыщающих поровое пространство горных пород, и др.
Морские сейсмические исследования MOB проводятся в основномпо двум методикам — ОГТ и непрерывное профилирование, которые существенноразличаются по стоимости, мощности источников, эффективной глубинепроникновения энергии и еще по ряду других параметров. Упругие волны в MOBвозбуждают с помощью проведения взрывов в неглубоких скважинах или действиемспециальных невзрывных источников. На поверхности регистрируются отраженныеволны от достаточно протяженных геологических границ, на которых заметноменяется волновое сопротивление (акустическая жесткость) соседних толщ. Такимграницам обычно соответствуют литологические и тектонические поверхностиразделов геологических сред. После регистрации упругих волн изучают ихкинематические (времена прихода, скорости распространения и т. п.) идинамические (амплитуды, частоты и др.) характеристики. Отраженные волны всегдарегистрируются на фоне помех глубинного и поверхностного происхождения. Поэтомудля их выделения применяют специальные приемы возбуждения, записи и обработки,использующие различия в кинематических и динамических характеристикахотраженных волн и волн-помех. Полевые наблюдения выполняют по специальнымсистемам наблюдений. В настоящее время основными являются системы многократныхперекрытий, обеспечивающие получение значительной
избыточной информации, что предопределяет необходимость вдальнейшем проводить обработку по самым высокоэффективным технологиям. Внастоящее время в сейсморазведке MOB применяют преимущественно 48-кратныеперекрытия с расстоянием между каналами от 25 до 100 м. Запись колебаний производится, главным образом, сейсморазведочными станциями с числом каналов96 и более. Обработка данных MOB практически полностью автоматизирована и, какправило, выполняется в крупных вычислительных центрах на мощных ЭВМ. В процессеобработки используют такие преобразования полевых записей, которые существенноулучшают отношение сигнал/помеха. Для воссоздания реального пространственногоположения отражающих границ выполняют специальные преобразования волновогополя, позволяющие перейти от координат точек прихода волн на поверхностинаблюдений к координатам глубинных точек отражения. Окончательные результатыобработки представляют в виде сейсмических изображений среды временных и/илиглубинных динамических разрезов. Пример такого разреза показан на рис. 9. [2][4]
/>
Рис.9 Временной разрез по одному из профилей в Северном море,отображающий строение окраинных склонов коралловых рифов[2]
Важной принципиальной особенностью MOB является тот факт, чтозапись отраженных волн производится на сравнительно небольших удалениях отисточников упругих волн, благодаря чему лучевые пучки отраженных волн всегдаоказываются довольно узкими: диаметр их сечения редко превышает 2-3 км. Это обстоятельство, в совокупности с возможностью выделения отдельных импульсов отражений,обеспечивает высокую детальность, разрешенность и точность изучениягеологической среды, что и определяет ведущую роль MOB среди других методовсейсморазведки. Разрешающая способность сейсморазведки MOB по горизонталиоценивается минимальными горизонтальными размерами и неоднородностей,порождающих регулярные отраженные волны. В обычных условиях разрешающаяспособность по горизонтали соизмерима с радиусом первой зоны Френеля и на глубинахот 1,5 до 3 км составляет, как правило, 0,3 — 0,5 км. [4] [5]
На рис. 10 изображен сейсмопрофиль полученный по методу МОВ.
/>
Рис. 10. Сейсмопрофиль отраженных волн океанской коры. Времяпрохождения отраженной волны от дна занимает меньше 8 с.
Видно несколько отражающих горизонтов внутри осадочной толщи.Сильное отражение от основания осадочного слоя отмечено на 8,3 с. Отмеченытакже слои 2 и 3 океанской коры. Граница между слоем 3 и мантией (рефлектор М)проявляет ундуляции. Скорости распространения сейсмических волн в разных слоях,показанные на профиле справа, получены в результате отдельных экспериментов спомощью радиобуев. Зная скорость звука в разных слоях, можно по временивступления отраженных волн рассчитать глубину залегания отражающих границ.Профиль получен в западной части Тихого океана к востоку от Японскогожелоба.[3]
Разрешающая способность по вертикали определяется толщинойотдельного пласта, от кровли и подошвы которого отраженные волны на записяхнаблюдаются раздельно, что в частотном диапазоне 20 — 100 Гц составляетобычно(15–25м). При использовании некоторых специальных видов обработкивозможно выделение пластов минимальной мощностью 8-10 м. Основным современным вариантом реализации МОВ является метод общей глубинной точки (МОГТ),предложенный в США в 1950 г. Мейном.
Метод (способ) общей глубинной точки (МОГТ) — модификацияМОВ, основанная на системе многократных перекрытий и отличающаясясуммированием(накапливанием) отражений от общих участков границы при различныхрасположениях источников и приемников. Метод ОГТ базируется на допущении окоррелируемости волн, возбужденных удаленными на разное расстояние источниками,но отразившимися от общего участка границы. Неминуемые различия спектров разныхисточников и погрешности во временах при суммировании требуют понижения спектровразных источников и погрешности во временах при суммировании требуют пониженияспектров полезных сигналов. Основное преимущество метода ОГТ состоит ввозможности усиления однократно отраженных волн путем уравнивания временотражений от общих глубинных точек и их суммирования. Специфические особенностиметода ОГТ определяются свойствами направленности при суммировании,избыточностью данных и статистическим эффектом. Они наиболее успешнореализуются при цифровой регистрации и обработке первичных данных.
Также этот метод включает в себя основную и самуюиспользуемую в разведке модификацию 3D поиска. Трехмерная сейсморазведкаотличается:
1. Высокой детальностью исследований за счет значительногоповышения плотности информации на единицу площади, дающей возможностьсформировать куб сейсмической записи, характеризующийся практическойнепрерывностью волнового поля. Это дает возможность кроме детального описанияформы отражающих поверхностей получать непрерывные поля оценок свойств(характеристик) изучаемых геологических сред.
2. Существенно большим (в 2 и более раз) эффектом подавленияпомех в ЗD при равной кратности накапливания посравнению с 2D. Еще значительнее это различие присравнении мигрированных разрезов, так как число трасс, вовлекаемых в ЗD миграцию «при ее площадномхарактере, гораздо больше, чем при 2D миграции,выполняемой по профилю. Все это обеспечивает лучшее отношение сигнал/шум.Поэтому динамика сейсмической записи точнее отражает геологическое строениесреды.
3. Новым качеством восстановления пространственного положенияотражающих границ и динамических характеристик отражений по сравнению ссейсморазведкой 2D за счетприменения миграции ЗD. Этообеспечивает существенно более точное воссоздание истинной структурыгеологических границ и физических свойств пород в сложнопостроенных реальныхсредах.
4. Принципиально более высокой степенью надежности выделенияи трассирования тектонических нарушений и иных границ резкого изменения рельефаотражающих поверхностей.
5. При значительном, более чем на порядок, увеличениипространственной разрешенности стоимость работ 3D по сравнению с детальнойсъемкой 2D возрастает всего в 1.5- 2 раза.
ЗD сейсморазведка реализуетсяс помощью буксируемой площадной базы наблюдений, имеющей один источник и рядпараллельных линий приема (кос), расстояние между которыми составляет 100-300 м.Необходимая поперечная кратность системы наблюдений обеспечивается боковымсдвигом полос с их перекрытием по линиям приема. Для работ ЗD сейсморазведки созданы специальныесуда с очень широкой кормой (до 40 м), позволяющие буксировать до 12 и болеесейсмических кос. На рис. 11 показана одна из схем буксируемой базы наблюдений,содержащей один источник и 8 кос. Для формирования широкой площадной базыприема применяют сложную сеть буксировочных тросов и специальные устройства — отводители, называемые параванами.
/>
Рис.11 Схема буксировки базы наблюдений при морской 3D сейсморазведке: 1 — судно: 2 — параван;3 — сейсмический источник; 4 — буксируемая коса; 5 — буксировочные тросы; 6 — стабилизатор глубины[6]
Цифровая сейсмостанция при морских работах должна обеспечиватьрегистрацию очень больших объемов информации в высоком темпе: в ЗD сейсморазведке записи многих сотентрасс выполняются каждые несколько секунд в течение многих часов и даже суток непрерывногодвижения судна. При этом процесс сейсмической записи должен быть жесткосинхронизирован с работой источников колебаний и записью данных спутниковойинтегральной навигационной системы. Она представляет собой комплекс наземных икосмических средств определения координат объектов на поверхности земли и моря.С ее помощью осуществляется вывод судна на площадь работ, его курсирование попроектным маршрутам и непрерывное определение координат пунктов возбуждения иприема колебаний. Поток данных радиогеодезии и спутниковой навигации вместе споказаниями судовых приборов (эхолотов, компасов, измерителей скорости и др.)поступает в компьютер управляющей системы, где обрабатывается и сравнивается спроектным заданием. В результате выдаются командные сигналы па рулевую машинукорабля для корректировки его курса и скорости.
Метод ОГТ 3D является основной модификацией MOB при поисках иразведке нефтяных и газовых месторождений практически во всехсейсмогеологических условиях.[6] [12]
Однако результатам суммирования по ОГТ свойственны некоторыеограничения. К ним относятся: а) существенное снижение частоты регистрации; б)ослабление свойства локальности МОВ за счет увеличения объема неоднородногопространства при больших удалениях от источника характерных для метода ОГТ инеобходимых для подавления многократных волн; в) наложение однократныхотражений от близких границ вследствие свойственного им сближения осей синфазностипри больших удалениях от источника; г) чувствительность к боковым волнам,мешающим прослеживанию целевых субгоризонтальных границ вследствие расположенияосновного максимума пространственной характеристики направленности суммированияв плоскости, перпендикулярной к базе суммирования (профилю).
Указанные ограничения в целом обуславливают тенденциюснижения разрешающей способности МОВ. Учитывая распространенность метода ОГТ,их следует учитывать в конкретных сейсмологических условиях.[9]
/>/>/>/>
4.2 Cейсмопрофилирование методом отраженных волн
Сейсмопрофилирование позволяет картировать акустическиеотражающие горизонты в толще осадков. Работают волны обычно на частотах от 20до 200 Гц. Низкочастотные акустические сигналы, проходя через осадки,ослабляются (поглощаются) меньше, чем высокочастотные, и поэтому частичнопроникают сквозь поверхность дна, отражаясь от подповерхностных границ раздела.Отраженные волны наблюдают при совмещении точек возбуждения и приема колебаний(способ центрового луча) или при сравнительно небольшом расстоянии между этимиточками.
При сейсмопрофилировании методом отраженных волн применяютразличные источники звуковых сигналов. В первых экспериментах, проведенныхсразу после окончания второй мировой войны, в этих целях пользовались тольковзрывами. Чтобы получить непрерывную сейсмическую запись, с борта судна черезкаждые 3 мин сбрасывалась 200-граммовая шашка тринитротолуола. В Ламонтскойобсерватории благодаря применению этой методики в течение 10 лет были собранывесьма ценные материалы.
/>
Рис.12 Фрагмент разреза НСП через рифтовую долину хребтаКниповича
В настоящее время взрывчатые вещества, работа с которымиочень трудоемка и небезопасна, заменены воздушными пушками (аирганы) иискровыми разрядниками (спаркеры), создающими в воде достаточно высокочастотныйимпульс упругих колебаний, что позволяет получать высокоразрешенныесейсмические разрезы придонных отложений. Современные гидрофоны способнырегистрировать слабые сигналы, приходящие от подповерхностных отражающихгоризонтов, почти на полном ходу судна, что повышает эффективность работ. Такаясистема непрерывного сейсмопрофилирования в наше время является столь жеобычным оборудованием научно-исследовательских судов, каким был в 50-е гг.эхолот. Непрерывное сейсмическое профилирование (НСП) на акваториях отличаетсяот стандартных морских исследований по методу ОГТ прежде всего тем, что егоцелью является картирование только верхней части осадочного разреза, иногдатолько неконсолидированных осадочных пород и самой верхней части уплотненных(обычная цель инженерных исследований), а иногда детальное изучение верхнейтолщи пород мощностью 1000 м. Профилирование широко используется вокеанографических исследованиях для изучения обширных площадей с небольшимизатратами средств. Для проведения профилирования требуются корабли меньшихразмеров, записывающая аппаратура, имеющая всего 1-2 рабочих канала и болееслабые источники колебаний — следовательно, профилирование гораздо дешевле, чемстандартные морские сейсмические исследования. Более слабые по мощностиисточники излучают сигналы, обогащенные высокими частотами.
Поэтому разрешающая способность этого метода, как правило,много выше, чем стандартных сейсмических работ. Обычно применяется только однагруппа гидрофонов, но при этом возбуждение колебаний и регистрация происходятчерез такие короткие интервалы, что получается по существу непрерывная запись.Методика наблюдений подобна той, которая применяется для непрерывнойрегистрации глубины воды с помощью эхолота. Большинство профилографов, которыеявляются одноканальными устройствами, не способны осуществлять выбор междуволнами по признаку нормального кинематического сдвига, и поэтому полезныйинтервал записи часто ограничен глубиной воды, т. е. временем прихода кратной вводе волны.[3][4] [9]
/>/>/>/>4.3 Метод преломленных волн (МПВ)
В методе преломленных волн (МПВ) обычно регистрируются ианализируются головные, рефрагированные и преломленно-рефрагированные волны.
Метод преломленных волн (МПВ) основан на регистрации волн,проходящих значительную часть пути в пластах, характеризующихся большейскоростью по сравнению с вышележащими. На некотором удалении от источника такиеволны обгоняют все другие. Это создает условия для их регистрации в областипервых вступлений, благодаря чему МПВ был первым сейсмическим методом разведки,получившим (начиная с 20-х годов) промышленное применение. Способы наблюдений иинтерпретации в МПВ позволяют: а) определять глубины до преломляющих границ истроить разрезы, карты изоглубин; б) устанавливать граничные скорости vrраспространения волн вдоль преломляющих границ по годографам головных и слаборефрагированных волн и по годографам рефрагированных волн с введением поправкиза рефракцию; в) оценивать зависимость v (H) региональной компоненты поляскоростей от глубины по годографам рефрагированных волн; г) строить разрезы визолиниях скорости; д) определять коэффициенты поглощения в преломляющем слоепо графикам амплитуд Ах головных волн; е) находить модули упругости (присовместной регистрации волн Р и S); ж) картиро-
вать в плане тектонические нарушения. Преимущество методазаключается в возможности определять скорости распространения сейсмических волнвдоль глубинных сейсмических границ, по которым можно судить о физическихсвойствах преломляющих горизонтов, их литологическом составе, о принадлежностисейсмических границ к геологическому разрезу. Для метода практически нетограничений в глубине разведки (для него доступны глубины от единиц метров до10—20 км); имеется возможность применять метод в районах с интенсивным фономмногократных волн. Метод дает возможность выделять тектонические нарушения,изучать горизонтальную неоднородность среды, выделять в разрезе такие границы,как поверхность фундамента, соль и др. Недостаток метода — его меньшаяточность, детальность и разрешающая способность по сравнению с методомотраженных волн, особенно при изучении криволинейных границ.
Благоприятны для применения МПВ горизонтально-слоистые средыс небольшим числом слоев, характеризующихся большой дифференциацией поскоростям. Скорость в слое, представляющем интерес для разведки, должна бытьбольше, чем во всех вышележащих (толстых) слоях, а преломленная волна,соответствующая этому слою, должна прослеживаться преимущественно в первыхвступлениях, где выделение волн и определение их параметров осуществляется сбольшей точностью. Для применения МПВ следует предварительно изучить среду пораспределению скорости в покрывающей толще, так как зависимость v (Н) в МПВопределяется с малой точностью.
Усовершенствованная модификация МПВ — корреляционный методпреломленных волн (КМПВ) — был предложен в СССР в конце 30-х годов группойгеофизиков под руководством академика Г. А. Гамбурцева. Этот метод основан напрослеживании головных волн не только в области первых, но и в областипоследующих вступлений на основе фазовой корреляции. Наблюдения в КМПВ проводятначиная от пункта взрыва до удалений порядка 10-кратной глубины залеганияизучаемой преломляющей границы. При исследовании малых глубин используютчастоты 30-100 Гц. Глубины до 2 — 4 км изучают на частотах 30 — 60 Гц. Большиеглубины (более 5 км) изучают на частотах до 10 — 20 Гц. В последнем случаеданную модификацию сейсморазведки называют глубинным сейсмическим зондированиемна преломленных волнах — ГСЗ-МПВ. Глубинное сейсмическое зондирование находитширокое применение при исследовании глубинной структуры земной коры и верхнеймантии на морях и океанах.
Глубинное сейсмическое зондирование на море проводится обычнометодом передвижных возбудителей сейсмических волн и неподвижных регистрирующихстанций. Многоканальные наблюдения при этом заменяются возбуждениями вразличных точках профиля, а неподвижный пункт возбуждения заменяетсянеподвижной одноканальной регистрирующей станцией. На корабле, принимающемсейсмические волны, используются 1-2 гидрофона, которые дают запись практическив одной точке. Гидрофоны погружают на глубину 50-70 м и специальными мерамиотвязывают их от поверхности воды.
Наиболее типичные особенности технологии морских работМПВ-ГСЗ следующие:
1. При отработке профиля имеют место многоразовые циркуляции(повторные заходы) судна с источником при одной и той же расстановке донных регистраторов(ДР). Наличие циркуляции приводит к повторной регистрации записей приодинаковом положении источника. Эти записи должны быть исключены. Их устранениеосуществляется путем идентификации всех трасс с соответствующими пунктамивозбуждения по журналам сменных рапортов операторов и данным навигации.
2. За время отработки расстановки происходит расхождениевремени между часами ДР и опорного спутникового времени (уход часов ДР). Учетухода часов требует ввода соответствующих временных поправок во все трассыкаждого зондирования на основе результатов поверки ДР перед постановкой и послеего подъема.
3. Отработка профиля или его части может проходить в разныхнаправлениях движения источника: совпадающем с направлением профиля или противоположномему. Для приведения данных в соответствие с географической ориентацией профилятребуется дополнительная сортировка трасс.
4. Изменение скорости движения судна с источником приводит кнеравномерному шагу между трассами. Это создает погрешности при вводекинематических поправок в процессе построения динамического разреза, чтотребует их дополнительного анализа и учета.[11]
До не столь давнего времени бурение позволяло получать пробыпород только из верхних 500 м твердой коры океанов под осадками. Знания о болееглубоких слоях коры основаны главным образом на результатах зондированияметодом преломленных волн и сопоставлении определенных при этом сейсмическихскоростей с данными лабораторных измерений в образцах предполагаемых аналоговпород изучаемых разрезов. Было установлено, во-первых, что океаническая земнаякора значительно тоньше, чем континентальная, а во-вторых, что она состоит изнескольких, четко различающихся слоев, исключительно однородных в пределахвсего Мирового океана. Из этих данных к середине 60-х гг. была выведенаудивительно ясная картина океанической коры. Усовершенствование приборов испособов интерпретации данных позволило в дальнейшем получать с помощью методапреломленных волн гораздо более детальную информацию об океанической земнойкоре. В результате выяснилось, что она совсем не такая однородная, как думалираньше. Метод преломленных волн стал в итоге одним из важнейших в морскойгеофизике. В самом начале работ методом преломленных волн, когда о строении ипроисхождении океанических впадин знали еще очень мало, одним из самых важныхвопросов, требовавших ответа, был состав слоя 2 (рис. 7). Исследования методомотраженных волн в сочетании с отбором проб поршневыми трубками показали, чтослой 1 состоит из осадков. Но измеренные сейсмические скорости слоя 2 можнобыло отнести как к вулканическим породам базальтового состава, так и к сильноконсолидированным осадкам. Если бы слой 2 состоял из древних консолидированныхосадков, то подтвердилась бы гипотеза перманентности и древности океаническихвпадин. Если же там залегают вулканические породы, перекрытые относительномолодыми неконсолидированными осадками, то океаны должны быть молодыми.Сейсмические исследования методом преломленных волн приобрели в этой связипервостепенное значение.
В основу метода преломленных волн положены законы преломлениязвуковых волн на границе слоев разной плотности. Преломленные волны продолжаютпоступать от непрерывной границы к приемнику до тех пор, пока вся их энергия небудет израсходована (рис. 8). На любом фиксированном расстоянии от точки взрывапервым приходит к приемнику сигнал, относящийся к волне, прошедшей через средус наибольшей сейсмической скоростью. Последующие сигналы представляют волны,прошедшие через слои со все убывающими скоростями. Чтобы распознать слои земнойкоры по поведению преломленных волн, нужно принимать поступающие сигналы внескольких точках на разном удалении от точки взрыва. Работы с преломленнымиволнами на ранних стадиях морских сейсмических исследований проводились либо сдвух, либо с одного судна.
/>
Рис.13 Схема работы с радиобуем. 1. После погружения радиобуяв воду 1) поднимается антенна 2) опускаются гидрофоны 3) включаются батареи.[4]
В двухсудовом варианте одно (приемное) судно стоит на месте,а другое удаляется от него, производя взрывы через определенные промежуткивремени. Мощность источника по мере удаления увеличиваются. В большинстве такихэкспериментов максимальное удаление судов достигало 100 км. Волны, поступающиеот самых глубоких слоев, регистрируются первыми, так как они движутся снаибольшей скоростью. Ввиду дороговизны и сложности двухсудового метода былразработан односудовой вариант с использованием для регистрации автономныхрадиобуев. К радиобую подвешивается один заменяемый гидрофон, опущенный наглубину от 20 до 40 м от поверхности воды. Радиобуй, энергопитание которогообеспечивается батареей, действующей за счет реакции с морской водой, передаетна судно принятые гидрофоном сигналы. Судно, удаляясь от буя, производит«выстрелы» айрганом. В начале работ буй размещают от судна на расстоянии,достаточном для приема прямых и преломленных волн, идущих под большими углами.Радиобуй, таким образом, действует как принимающее судно в двухсудовомварианте. Полученные данные позволяют рассчитать распределение сейсмическихскоростей по глубине в толще осадков, скорости преломленных волн и ихградиенты. В конце 60-х и начале 70-х гг. в сейсмическую методику было внесенодва существенных усовершенствования, позволившие уточнить наши представления обокеанической земной коре: айрганы, производящие не одиночные, а многократныевозбуждения, и донные сейсмографы. Донные сейсмографы разных типов служат дляприема сейсмических сигналов, посылаемых с надводного судна. Они опускаются надно путем свободного падения. Всплытие обеспечивается с помощью либо релевремени, либо акустического размыкателя. Для регистрации сейсмических сигналоввнутрь корпуса сейсмографа помещают приемное устройство и магнитофон.Важнейшими преимуществами донных сейсмографов являются строгая фиксация точкиприема и прием в условиях тишины. В результате зондирования методомпреломленных волн к началу 60-х гг. были выявлены основные черты строенияокеанической земной коры. Установлено, что кора над мантией состоит из трехосновных слоев, характеризующихся следующими средними величинами сейсмическихскоростей:
Слой 1 (осадочный), мощность обычно менее 500 м
Слой 2 5,07 + 0,63 км/с, мощность 1,17 + 0,75 км
Слой 3 6,69 + 0,26 км/с, мощность 4,86 + 1,42 км
Мантия 8,13 + 0,24 км/с
Слой 3 отделен от мантии разделом Мохоровичича, расположеннымв океанах на глубине всего 6-7 км от дна, тогда как на континентах глубинараздела Мохоровичича около 40 км. Для суждения о составе пород разных слоевкоры сейсмические скорости, определенные методом преломленных волн, былисопоставлены с данными измерения скоростей звука в образцах кернаглубоководного бурения, в образцах, драгированных с подводных обнажений, и впородах офиолитовой серии.[3] [2]
/>
Рис. 14 Путипрохождения волн через слои при расстоянии между источником и приемникомзвуковых сигналов 30 км. [3]
Глава.5 Аппаратура, применяемая при исследованиях на море
Выполнение морских сейсморазведочных работ требует примененияспециализированных морских судов, способных достаточно комфортно обеспечиватьразмещение всей необходимой аппаратуры и оборудования и устойчивое буксированиеприемных кос.
Сейсмические исследовательские суда должны удовлетворятьследующему ряду требований:
- удобное размещение комплекса сейсморазведочнойаппаратуры и оборудования;
- достаточно комфортное размещение 12-25 членовисследовательской команды;
- обеспечивать относительно низкую сейсмоакустическуюшумность буксировки сейсмических кос в рабочем диапазоне скоростей 7-12 км/ч.
- иметь специальное радионавигационное оборудованиедля уверенного ведения судна по запроектированной системе сейсмическихпрофилей;
- обладать достаточной автономностью плавания (30 — 60суток).
/>
/>/>/>Рис.15 Судно, оборудованное дляморских исследований. На большой лебедке, укрепленной на кормовой палубе,намотана сейсмическая коса длиной 3—4 км; остальная часть палубы занятакомпрессорами, подающими сжатый воздух в пневмопушки. Закрытая часть на уровнеэтой палубы содержит мастерские, лаборатории и камбуз; на уровне верхней палубынаходятся кают-компании и каюты для персонала экспедиции. Имеются разнообразныеантенны для спутников и радионавигации, связи с берегом и радиобуями и т. д.Судно может оставаться в море примерно в течение месяца.[4]
/>/>/>/>5.1 Источники упругих колебаний
Основным типом источников сейсмических колебаний при морскихработах в настоящее время являются пневматические излучатели, которые чащевсего называют воздушными пушками (airgun). Пневматический излучатель (рис.16)представляет собой металлический цилиндр с основной (1) и вспомогательной (2)камерами, подвижным поршнем с двумя рабочими поверхностями и штоками (3),системой боковых отверстий в стенках цилиндра для выхлопа сжатого воздуха вводу (4), воздушным краном с соленоидальным приводом (5) и соединительныхкоммуникаций. В основную камеру (1) воздух высокого давления попадает,последовательно проходя вспомогательную камеру (2) и отверстие в штоке поршня.После достижения рабочего давления подается импульс в соленоидальный привод,который быстро открывает доступ воздуха высокого давления в подпоршневоепространство верхней части излучателя, в результате чего весь поршень начинаетдвигаться вверх, тем самым открывая доступ воздуха, имеющегося в основнойкамере, в воду. В результате быстрого выхлопа (выхода) в воду воздуха высокогодавления производится эффект рабочего давления (до 130 — 150 бар), источникготов к работе. По команде из сейсмостанции поступает электрический сигнал длявозбуждения упругих волн.
/>
Рис.16 Принципиальная схема воздушной пушки в поперечномразрезе: 1- основная камера; 2 — вспомогательная камера; 3 — шток с двумяпоршнями; 4 — отверстия для выхлопа газа; 5 -соленоидальный клапан[2]
Продолжающееся поступление из схемы питания сжатого воздухавызывает повторное заполнение источника системы воздухом. Через некоторое время- в зависимости от объема камер и производительности компрессоров высокогодавления — источник может быть готов к производству следующего выхлопа.Практически время повторной готовности составляет 6 — 10 с. Интенсивностьсейсмического воздействия и форма возбуждаемого сигнала такого источниказависят как от типа конструкции источника и глубины его погружения, так и,главным образом, от объема рабочей камеры. Реальные источники имеют объемы от0,2 до 33 л. Выхлоп воздуха высокого давления производит первичный сейсмическийимпульс. Взрыв и подобное высвобождение воздуха длятся 1-4 мс, а весь интервалразгрузки занимает 25-40 мс. К сожалению, сформировавшийся в момент выхлопавоздуха в воду воздушный пузырь через некоторое время схлопывается, тем самымвызывая второй сейсмический импульс. Это в свою очередь порождаетдополнительны, сейсмические волны, которые сильно осложняют анализируемоеволновое поле. Поэтому для таких источников очень важно чтобы второй импульсбыл как можно менее интенсивным в сравнении с первым. Среди комплекса мер,которые обычно применяются для исключения влияний повторных ударовсхлопывающихся воздушных пузырей, наибольшим распространением пользуется группированиеисточников различной емкости и выбор оптимальной глубины и буксирования. Этимимерами обычно удается создать условия, при которых повторные сейсмическиеэффекты ослабляются весьма значительно.
Водяные пушки (Watergun) (рис.17) отличаются от воздушныхтем, что сжатый воздух приводит в движение поршень, выбрасывающий в окружающуюсреду струю воды. По мере продвижения струи воды вперед позади нее образуетсявакуумная полость, которая под действием внешнего гидростатического давлениясхлопывается, создавая интенсивный акустический импульс. Получающийся врезультате короткий импульс создает потенциальные возможности для достижениябольшей разрешающей способности, чем в случае источников типа воздушной пушки.Однако интенсивность акустического сигнала у водяных пушек ниже, чем увоздушных. Поэтому их применение пока ограничено.[2]
/>/>/>/>
5.2 Приемники упругих колебаний
Гидрофоны или морские сейсмоприемники давления, как правило,относятся к пьезоэлектрическому типу. В их конструкции используютсясинтетические пьезоэлектрические материалы, такие, как цирконат и титанат барияили метаниобат свинца. Пластина пьезоэлектрического материала обладаетсвойством создавать электрическое напряжение между противоположнымиповерхностями, если ее подвергнуть механическому изгибанию. Тонкие электроды,помещенные на этих поверхностях, позволяют образовать электрическую цепь иизмерить это напряжение. Чувствительным элементом дисковых гидрофонов (рис. 18,а) служат две круглые пластинки пьезоэлектрической керамики на концах пологолатунного цилиндра.
/>
Рис.17 Схематический поперечный разрез водяной пушки[2]
Электрическая цепь выполнена так, что если обе пластиныпрогибаются внутрь, реагируя на увеличение давления со стороны внешней среды,то возникающие напряжения складываются, а если они изгибаются в одном и том женаправлении, реагируя на ускорение, они взаимно уничтожаются (рис. 18,6). Этаособенность носит название гашение ускорений. Основными элементами цилиндрическихгидрофонов (рис. 18, в) являются тонкие полые цилиндры пьезоэлектрическойкерамики, закрытые на концах латунными заглушками.
/>
Рис.18 Гидрофоны: а-дисковый гидрофон; б-гасящий ускорениядисковый гидрофон; в — цилиндрический гидрофон. [4]
Изменение давления в среде, окружающей цилиндр, деформируеткерамику и, следовательно, вызывает появление электрического напряжения междувнутренней и внешней стенками цилиндра. Чувствительность каждого элементагидрофона мала, поэтому их обычно объединяют в ряды, содержащие от 3 до 50элементов, чтобы получить группу гидрофонов; элементы в группе распределяют подлине 3—50 м. Пьезоэлектрические гидрофоны обладают высоким внутреннимсопротивлением, поэтому каждая группа обычно снабжена согласующимтрансформатором. Иногда вместо трансформаторов используются предварительныеусилители электрического тока.
Гидрофоны объединяют в длинные косы, буксируемые засейсмическим кораблем на глубине порядка 10—20 м. Сейсмическая косасхематически показана на рис. 5.48, а фотография секции косы приведена на рис. 17.
/>
Рис.19 Схема плавучей буксируемой сейсмической косы: 1 — научно-исследовательское судно; 2 — барабан для смотки и намотки косы; 3 — кабель-буксир; 4 — грузовая секция; 5 — бесприборные секции; 6 — рабочиеприборные секции; 7 — концевая секция; 8 — концевой фал; 9 — буксируемыйрадар-отражатель; 10 — стабилизатор глубины[2]
Гидрофоны, соединительные провода и буксировочный трос дляснятия натяжения косы помещены внутрь неопренового(поливинилхлоридного) шлангадиаметром 50 — 70 мм с толщиной стенок до 3 мм, который заполнен более легкой,чем вода, жидкостью для того, чтобы придать косе нейтральную плавучесть, т. е.чтобы средняя плотность шланга и его содержимого равнялась плотности морскойводы. Между кормой судна и первой группой гидрофонов оставляют ведущую секциюдлиной порядка 100 м. Пустыми секциями иногда также перемежают отдельные группыгидрофонов, чтобы получить необходимую длину косы. Последняя группа частосопровождается хвостовой секцией, к которой прикреплен буй радар-отражатель,позволяющий с борта судна определять его местоположение., движущийся поповерхности. Визуальное или радарное наблюдение за этим буем используется дляопределения величины дрейфа косы от постоянного курса сейсмического корабля(вызванного морскими течениями). Буй помогает также найти косу в случае еенеожиданного обрыва. Общая длина косы в воде 1000—2400 м, иногда даже более2400 м. Устройства для регулировки глубины погружения косы (такой параванпоказан на рис. 20) закреплены на косе в нескольких (от 5 до 12) точках. Оничувствительны к гидростатическому давлению, и их лопасти наклоняются, приводя ктому, что поток воды, набегающий на них, поднимает или опускает сейсмическуюкосу до нужной глубины. Когда коса неподвижна, параваны неэффективны.
/>
/>
Рис.20 Схема и фотография сейсмической косы. Пластмассовыеразделители а соединены тремя эластичными проводами b; связка электрических проводов с проходит сквозь отверстияразделителей. Гидрофон помечен буквой d. Сейсмическая коса помещается в мягкую пластмассовую оболочку,наполненную жидкостью, которая обеспечивает косе нейтральную плавучесть.Устройства для регулировки глубины погружения (е) закреплены на косе.[4]
Глубину которую стремятся поддерживать параваны, можно регулироватьсигналом, передаваемым по косе, чтобы изменять ее в соответствии с изменениямиглубины воды или чтобы дать возможность судну пройти над косой.
В нерабочем состоянии косу наматывают на барабан большогодиаметра с помощью лебедки на корме корабля. С интервалом в несколько метроввнутри косы могут быть вставлены устройства для определения глубины с целью ееконтроля. Кроме того, внутрь косы вставлены на ряде интервалов приемники воднойволны; они представляют собой высокочастотные гидрофоны (500—5000 Гц), которыерегистрируют волны, распространяющиеся в толще воды. Зная скорость звука вводе, по времени вступления водной волны можно найти расстояние до источника.Магнитные компасы с дистанционным управлением также могут быть вмонтированы вкосу, чтобы фиксировать ее ориентацию. Течение, перпендикулярное направлениюсейсмического профиля, иногда приводит к «размазыванию» глубинных точек, ападение отражающей границы в направлении, перпендикулярном сейсмическомупрофилю, может быть ошибочно принято за скоростные изменения.
Морская приемная система регистрирует различные типы шумов:1) окружающий шум, порожденный движением волн, судов, подводным животным мироми т. п.; 2) локально обусловленный шум в водной толще, вызванныйтурбулентностью за счет движения в воде буксирующего косу кабеля, заглубляющегопаравана, устройств для регулировки глубины погружения косы и хвостового буя, атакже шум, излучаемый винтами корабля, двигателями и прочими механическимиустройствами; 3) механически обусловленный шум, распространяющийся по косе врезультате вибрации кабеля, подергивания хвостового буя и т. п. В обычныхусловиях доминируют шумы третьего типа, но в бурную погоду начинает преобладатьпервый тип. Шум, связанный с буксировкой, ослабляют: а) делая косу, насколько этовозможно, гладкой и устанавливая параваны и другие устройства, нарушающиегладкость косы, по крайней мере в 3 м от ближайшего гидрофона, б) используяведущую секцию для увеличения расстояния между кораблем и ближайшей группойгидрофонов, в) применяя не стальные сегменты, а податливые и растягивающиесясекции из нейлона для ослабления колебаний, передающихся по косе. Иногдаиспользуются специальные короткие косы для регистрации на малых удалениях,поскольку при работе с основной косой обычно остается довольно значительноерасстояние между кормой корабля и ближайшей группой гидрофонов.[4]
/>/>/>/>Глава 6. Некоторые результаты.
Приведем пример основанный на изучении коры глубоководныхкотловин. Сразу надо отметить, что в зоне изучения глубоководных котловинфигурируют два типичных для них признака: 1) наличие интенсивныхдифрагированных волн от точек дифракции, стохастически распределенных по всейплоскости разреза; 2) отсутствие протяженных отраженных границ (рис.21)
/>
/>Рис. 21Сейсмический разрез глубоководной котловины по данным ГСП-МОВ. Виднадискретность отражающих границ консолидированной океанической коры. II,III –номера слоев коры.[7]
Анализ плотности расположения площадок на плоскости разрезапозволяет выделить условные границы, которые гипсометрически совпадают илиблизки к границам второго и третьего слоев коры (рис. 22). Ниже поверхности Мчисло отражающих площадок резко уменьшается. На временных разрезах этонаблюдается на временах 9,5 — 10 с, т. е. на глубинах 7-12 км под дном.
В верхней части консолидированной коры на временах 0,5-1с вразрезах проявляется линзо-блоковое строение второго слоя. Средняяпротяженность линз 3,5-4 км, а мощность до 0,5 км.
/>
/>Рис.22Результаты интерпретации сейсмического разреза, приведенного на рис. 1-дискретные отражающие границы; 2- зоны нарушений. I-IV – структурные толщи; М-граница Мохоровичича. [7]
Вертикальными нарушениями толща разбита на блоки шириной до10 км. Сама толща такого линзо-блокового строения имеет мощность около 2 км.
Ниже во временном интервале от 1 до 3 с в толще мощностью от4 до 9 км развиты блоки размером до 5 км, а их относительное смещение от 0,2 до1 км. Границы блоков отвечают вертикальным крутонаклонным нарушениям. В даннойтолще можно выделит два горизонта: верхний, охватывающий верхние 1-3 км, содержитблоки большие по размерам; нижний, имеющий мощность 4-7 км, характеризуетсяменьшими блоками
(менее 2 км). Следующая толща находится на временаз 3-4 с иимеет блоково-слоистое строение. Размеры блоков до 15 км. Внутри блоковфиксируют слои мощностью не мене 0,5 км. Четких непрерывных отражающих границмежду выделенными толщами проследить не удается. В зонах небольших воздыманийдна обычно мощность I и II толщ увеличивается, а III толщи меняетсянезначительно.
Использование данных ГСЗ, материалов глубоководного бурения идрагирования позволяет увязать верхнюю толщу с верхним осадочно-вулканогеннымгоризонтом консолидированной коры, где присутствуют потоки подушечных лав идислоцированные осадки, т.е. это верхняя часть второго слоя коры.
II вторая толща, по-видимому, соответствует структуревертикальных и субвертикальных неоднородностей дайкового комплекса, отвечающегонижней части второго слоя океанической коры.
/>
Рис. 23 Обобщенная модель структуры земной коры океаническихкотловин. 1- поверхность дна океана; 2-5-толщи: 2-линзо-блоковая, 3-сейсмически«прозрачная» с вертикальными нарушениями; 4-блоковая с субвертикальными инаклонными зонами нарушений; 5- блоковая с наклонными зонами нарушений; 6- зонынарушений.
I-IV – структурные толщиконсолидированной океанической коры.[7]
IIIтолща соответствует средней и нижней частям третьего слоя коры, так называемогогаббрового слоя.
Наконец, IV толща отвечает низам третьего слоя коры иверхнему горизонту мантии, где отмечаются субгоризонтальные и наклонные тела,связанные, вероятно, с расслоенностью данной части разреза. Иногда эту частьразреза теперь называют переходной от коры к верхней мантии, так называемыйслой М (рис. 23).
Такова общая картина строения литосферы глубоководныхкотловин океана по сейсмометрическим данным.[6]
/>/>/>/>Заключение
После изучения различных методов, с помощью которых геофизикиполучают данные о характере движений того или иного типа упругих волн, а такжеблагодаря тщательной интерпретации этих данных, появляется возможностьсоставить наиболее полное представление о геологическом строении исследуемогоучастка земной коры. Каждый из методов обладает своими особенностями инаправленностью, поэтому для начала работ необходимо точно поставитьпреследуемую цель и взять в расчет окружающие условия и факторы, способныеповлиять на ход исследований. В нынешний век высоких технологий перед ученымиоткрыты все дороги для совершенствования старых и разработки новых способовморских геолого-геофизических исследований, для проектирования более сложной иточной аппаратуры и создания прочих благ, чтоб более быстро и комфортнодобиваться решения поставленной задачи.
Литература
1. Леонтьев О.К. «Морскаягеология (Основы геологии и геоморфологии дна Мирового океана)» М., 1982.
2. Бондарев В. И.«Основысейсморазведки. Учебное пособие для вузов»2003г.
3. Дж.П. Кеннет«Морская геология», том 1, Москва, 1987 г.
4. Р. Шерифф, Л.Гелдарт «Сейсморазведка», том 1, 1987 г.
5. И.И. Гурвич, Г.Н.Боганик «Сейсмическая разведка», 1980г.
6. Боганик Г.Н.Гурвич И.И. «Сейсморазведка» 2006 г.
7. Э. М. Литвинов «Введение в морскую геофизику» 1993 г.
8. Н.В. Короновский«Общая геология» 2006 г.
9. И.И. Гурвич, В.П.Номоконов «Сейсморазведка. Справочник геофизика.» 1981г.
10. В.В. Орленок«Морская сейсмоакустика» Учебное пособие. 1997 г.
11. А.Н. Телегин«Морская сейсморазведка» 2004 г.
12. В. Б. Левянт«Методические рекомендации по применению сейсморазведки 3D на разных этапахгеологоразведочных работ на нефть и газ» 2000 г.
13. Фотографии ссайтов: ship.ginras.ru; pgrgp.com.ua