CC BY
43
Акустика
Вестник Нижегородского университета им. Н.И. Лобачевского, 2011, № 5 (3), с. 38-42
УДК 550.341+550.834+621.319
О ВЛИЯНИИ ЛЕДОВОГО ПОКРОВА НА ЗОНДИРОВАНИЕ МОРСКОГО ДНА НА ШЕЛЬФЕ
© 2011 г. Ю.М. Заславский 1, Б.В. Кержаков 1, В.В. Кулинич 2
Институт прикладной физики РАН, Н. Новгород 2Нижегородский госуниверситет им. Н.И. Лобачевского
kul@hydro.appl.sci-nnov.ru
Поступила в редакцию 10.05.2011
Методом численного моделирования проведены исследования возможности оценки некоторых акустических параметров упругого слоистого дна в гидроакустическом канале с ледовым покрытием на основе анализа пространственно временной структуры акустического поля, создаваемого акустическими источниками, установленными как в жидкости, так и в толще льда. Исследования выполнены в низкочастотном диапазоне в импульсном режиме с использованием вертикальных и горизонтальных годографов. Показана возможность оценки акустических параметров донной среды, при размещении излучающей и приемной систем непосредственно на ледовом покрытии. Отмеченные характерные особенности могут иметь практическое применение при проведении гляциологических и геофизических исследований на акваториях в арктических районах.
Ключевые слова: сейсмоакустическое зондирование, ледовое покрытие, слоистое дно, волновые годографы.
Введение
Исследования структуры и акустических характеристик морского дна и донных осадков являются практически значимой и важной актуальной задачей как с точки зрения распространения сигналов в звуковом канале и решения различных задач гидроакустики, так и с точки зрения решения задач, ориентированных на получение данных, связанных с вопросами сейсморазведки. Сюда, в частности, можно отнести и вопросы сейсмического профилирования осадочных слоев в мелководных и шельфовых областях океана, интенсивно осваиваемых в настоящее время в полярных широтах, где большую часть времени года присутствует ледовый покров. Структура звукового поля в присутствии ледового покрытия усложняется в связи с появлением ряда дополнительных волн, связанных с упругими колебаниями ледового слоя. При решении задач оценки параметров слоистого дна наряду с использованием аналитических методов [1], проведением физического моделирования [2], натурных измерений и других методов значительна роль численного моделирования [3-5].
В настоящей работе с использованием метода численного моделирования сейсмоакустиче-ских полей в канале на мелководной акватории с ледовым покрытием и упругим слоистым
дном рассмотрена задача оценки акустических параметров слоистого дна при расположении низкочастотных излучающих и приемных систем, как в ледовой, так и в водной толще. При моделировании предполагается, что акустическое излучение создается всенаправленным источником в диапазоне низких сейсморазведочных частот (/~ 15^65 Гц).
Анализ волнового поля.
Интерпретация типов волн, распространяющихся в слоистой структуре
Модель слоистой структуры звукового канала, используемая в расчетах, является типичной для некоторых мелководных районов мирового океана в рассматриваемом диапазоне частот и представляет собой подстилающее полупространство - кристаллический фундамент и четыре покрывающих слоя, включая слой жидкости и верхний слой льда. Модель определяет значения мощности слоев Н, а также их акустические параметры, представляющие собой скорости продольных СР(г) и поперечных С5(г) волн, коэффициенты затухания продольных аР и поперечных аs волн и плотность слоев р. На рис. 1 представлен вертикальный скоростной разрез (СР(г), С&)), схематически изображающий в рассматриваемом диапазоне частот типичную ситуацию для некоторых мелководных
районов мирового океана в виде водного слоя и плоскопараллельных донных пластов с постоянными по глубине параметрами плотности и скорости. Слой льда имеет толщину
h = 6 м, плотность р = 0.9 кг / м3, скорость продольных волн СР = 3000м/с, скорость поперечных волн CS = 1400 м / с, коэффициент затухания продольных и поперечных волн аР = 0.067 дБ/м-кГц, а5 = 0.357 дБ/м-кГц. Водный слой имеет глубину h1 = 250 м, плотность pi = 1 г/см3 и скорость продольных волн CP(1) = 1.5 км/с, затухание в водном слое не учитывается. В первом слое донных осадков толщина h2 = 50 м, а остальные параметры следующие: р2 = 1.5 г/см3, Ср2 = 1.6 км/с, Cs2 = 0.06 км/с, аР(2) = 0.05 дБ/м-кГц, а/2"1 = 0.5 дБ/м-кГц, во втором слое толщина h3 = 300 м, остальные параметры: р3 = 2.1 г/см3, Ср3) = 2.5 км/с, Cj3 = 1 км/с, ар(3) = 0.03 дБ/м^кГц, а/3"1 = 0.1 дБ/м-кГц, в третьем слое толщина h4 = 400 м, остальные параметры: p4= 2.5 г/см3, Ср4'> = 3.5 км/с, Cj4 = 1.3 км/с, аР(4) = 0.02 дБ/м-кГц, а/4) = 0.1 дБ/м-кГц. Кристаллический фундамент характеризуется параметрами: р5 = 2.5 г/см3, Cj'S> = 4 км/с, Cjs> = = 2.5 км/с, аР(5) = = 0.02 дБ/м-кГц, а/5"1 = 0.1 дБ/м-кГц.
о
в
250
300
— 600 л
X S to >.
С 1_
1000
0 200 500 1300 2500 3000 3500 4000
С3, Ср (м/с)
Рис. 1. Скоростной разрез исследуемой среды (Сх -скорость поперечных волн, Ср - скорость продольных волн) - базовая модель
При моделировании используется импульсный режим излучения, что позволяет при анализе представить волновые поля на плоскости горизонтальных и вертикальных волновых годографов, т.е. на координатных плоскостях «время задержки-дальность» и «время задержки - глубина».
Горизонтальные и вертикальные годографы дополняют друг друга и их совместное использование облегчает интерпретацию полученных результатов сложной картины волнового поля в исследуемом канале. Структура звукового поля в рассматриваемой модели канала в присутствии ледового покрытия, по сравнению с его отсутствием, усложняется в связи с появлением ряда дополнительных волн, связанных с упругими колебаниями ледового слоя.
5 3
0 12 3 4
Delay time, s
а)
з
0 12 3 4
Delay time, s
б)
Рис. 2. Горизонтальные волновые годографы.
Толщина льда - 6 м, глубина линии приема: 5 м (а),
50 м (б)
На рис. 2 на плоскости «задержка-дальность» представлены горизонтальные годографы, соответствующие волнам, возникающим в структуре лед-жидкость-донный грунт при установке источника в ледовой толще на глубине 4 м. Прием осуществляется на глубинах 5 м - внутри ледового слоя и 50 м - в водном слое. В ледовом слое возбуждаются сигналы антисимметричной нулевой моды (изгибная волна), а также импульсы симметричной нулевой моды, которые существенно различаются значениями скоростей распространения.
В экспериментальных условиях скорости рассматриваемых типов волн могут быть определе-
ны на основе анализа волновых годографов. На рис. 2а представлен горизонтальный волновой годограф для исследуемого модельного канала при расположении линии приема во льду на глубине 5 м. Годографы симметричной и изгибной волн показаны стрелками 1 и 4 соответственно. Время запаздывания импульсов этих волн, определяемое по годографам на выделенных дальностях приема, позволяет оценить их групповые скорости. В частности, для симметричной волны имеем скорость С « 2364 м/с, а для изгибной
волны С «1116 м/с, что близко к значениям,
получаемым на основе теоретических оценок скоростей волн для ледовой пластинки, лежащей на жидком полупространстве [1]. Кроме того, прослеживаются годографы и других волн, например, на малых горизонтальных расстояниях от источника наблюдаются годографы волн в виде периодической последовательности дуплетов линий-гипербол (стрелки 5), характеризующихся временным интервалом кратности Дт « 0.33 с, что свидетельствует о многократных проходах гидроакустической волны в водном слое (скорость 1500 м/с) в сторону дна и
обратно на горизонт приема. Тонкое расщепление указанных линий годографов с образованием дуплетов с временным интервалом примерно
0.062 с соответствует относительному запаздыванию волны, отраженной от верхней границы дна и волны, прошедшей в слой осадков со скоростью распространения 1600 м/с с последующим отражением на его нижней границе (т.е. на границе 1-го и 2-го донного слоя). Кроме отмеченных волн, отраженных на границах 1-го слоя, наблюдаются волны-дуплеты (стрелки 3), обусловленные отражением продольной волны от донной границы, залегающей на горизонте 600 м, т.е. на границе 2-го и 3-го слоев со скоростями продольных волн 2500 м/с и 3500 м/с. В данном случае дуплет связан с прохождением указанной волны, отраженной на горизонте 600 м 1 -го слоя осадков в прямом и обратном направлениях, с отражением от верхней и нижней границ этого слоя. Это подтверждается расчетом вертикального волнового годографа, который для фиксированной горизонтальной дальности наблюдения Я = 400 м приведен на
рис. 3, где показана прямая падающая и отраженная на горизонте 600 м продольная волна (стрелка 5), являющаяся источником возникновения дуплета в точке приема (стрелка 3).
Разница времен А? в дуплете определяет толщину 1-го донного слоя (осадков) -
4 3
Delay time, s
Рис. 3. Вертикальные волновые годографы. Глубина источника под свободной поверхностью 4 м, линия приема в 100 м
Н = 2С(1) Д?. Стрелки 6 и 7 на рис. 2а (плоскость горизонтальных годографов) указывают на годографы боковых волн, преломленных на горизонте 300 и 600 м, возникающих при углах, близких к углам полного внутреннего отражения, и позволяющих определить скорости распространения продольных волн во 2-м и 3-м донных слоях по разнице горизонтальных расстояний и времени прихода импульсных сигналов, соответствующих этим расстояниям.
На рис. 2б приведен горизонтальный годограф волны, зарегистрированной при расположении приемников в водной толще на глубине 50 м. Источник по-прежнему располагается в ледовом слое на глубине 4 м. Отличительной особенностью годографа является отсутствие изгибной моды, которая, как известно, в слое жидкости является неоднородной и быстро затухает с глубиной, а также с появлением волны «типа боковой» по терминологии Л.М. Брехов-ских [1], скорость распространения которой соответствует скорости звука в водном слое (стрелка 2). Эта волна существует лишь при ограниченных значениях угла скольжения у< 90° — р , при этом угол падения р должен быть больше критического, удовлетворяющего условию бш р> 1/п , где п = с/с - показатель преломления на границе лед-вода (с, с -
скорости продольных волн во льду и жидкости), амплитуда которой максимальна при значении критического угла падения р и убывает в сторону границы раздела вода - лед.
Указанные особенности волны «типа боковой» отображаются на вертикальных годографах (см. рис. 3), рассчитанных для дистанции 400 м, на котором эта волна отмечена стрелкой 2. Стрелкой 4 на рис. 3 отмечен импульс изгибной
волны на дистанции 400 м, по времени запаздывания которого и известной дальности приема оценивается групповая скорость изгибной волны. Вертикальный годограф также показывает глубину проникания этой волны в водный слой, которая в данном случае составляет около 40 м, т. е. порядка длины волны изгибной моды.
Стрелка 1 рис. 2б соответствует волне с эффективной скоростью распространения, меняющейся в зависимости от глубины и дальности приема. На фиксированных дальностях при увеличении глубины приема эффективная скорость этой волны, определяемая по времени запаздывания, приближается к скорости распространения в водном слое. При увеличении же дистанции при неизменной глубине приема эффективная скорость указанной волны приближается к скорости распространения симметричной моды в ледовом слое, что позволяет определить значение этой скорости. Кроме того, здесь, как и на рис. 2а, наблюдаются годографы боковых волн (стрелки 6 и 7), преломленных на границах 1 -го и 2-го и, соответственно 2-го и 3-го донных слоев и определяющих соответствующие скорости распространения продольных волн во 2-м и 3-м донных слоях, а также волны, отраженные на границах указанных слоев (стрелки 3). Наблюдаемый дуплет (стрелка 3) связан, как и рассматриваемый дуплет на рис. 2а, с прохождением отраженной на горизонте 600 м волной 1-го слоя осадков (стрелка 5 рис. 3). На малых горизонтальных дистанциях от источника рис. 2б наблюдаются также годографы в виде гипербол-триплетов, связанных с отражением волн на верхней и нижней границах 1 -го слоя осадков, а также с отражением от нижней границы льда с последующим их вступлением на горизонт приема 50 м. Эти годографы в зависимости от глубины приема могут наблюдаться как в виде триплетов так и с большим числом линий (мультиплетов) при увеличении глубины приема.
Более точно время прихода импульсов, а следовательно, и значения скоростей распространения интересующих волн и толщин слоев, можно оценить на основе импульсных откликов приемной системы на соответствующих дальностях и горизонтах приема. На рис. 4 приведены огибающие импульсных откликов на дальностях 3 и 4.5 км во временных областях, соответствующих приходу боковых волн при расположении приемников во льду. Отклики нормированы на максимальное значение отклика, соответствующее дальности 3 км.
Если оценивать время прихода по положению максимума импульсов, то скорость во
1.3 1.4 1.5 1.6 1.7 1.8 1.9 2
Delay time, s
Рис. 4. Огибающие импульсных откликов, соответствующих приходу головных волн
втором донном слое равна ~ 2550 м/с, оценочное значение скорости продольных волн в третьем слое составляет ~ 3540 м/с, т.е. близки к значениям скоростей, заложенным в модель. Знание скоростей в слоях позволяет, в свою очередь, оценить толщины слоев на основе измерения по горизонтальным годографам времени прихода импульсов продольных волн, отраженных на границах этих слоев и соответствующих малым горизонтальным расстояниям (Я « 0), т.е. при совмещении точек излучения и приема.
При расположении источника на глубине в несколько десятков метров под поверхностью льда (а также при вариации его глубины) в картине вертикальных волновых годографов возникают некоторые изменения относительно случая установки источника во льду (4 м). Так, на рис. 5 а на плоскости «время задержки-глубина» представлены картины вертикальных волновых годографов в случае погружения источника в воду на глубину 50 м под границу вода-лед на дальности 400 м. Здесь наряду с годографом гидроакустической волны, представляющей собой дуплет, соответствующий прямой волне и волне, отраженной от нижней границы льда (стрелка 2), имеется годограф волны (стрелка 1), предшествующий годографу гидроакустической волны и связанный с симметричной волновой модой, возбуждаемой в толще льда. Следует отметить, что первый из упомянутых годографов представляет собой дуплет волн, которые при отражении от верхней и нижней границы первого донного слоя порождают мультиплет, видимый как триплет (стрелка 3) при заданной глубине источника. Годограф волны (стрелка 1) - часть пути идет во льду и его регистрация на малых глубинах дает возможность оценить скорость симметричной волны в ледовой толще. При
Delay time, s
б)
Рис. 5. Вертикальные волновые годографы на дальности 400 м в случае: а - погружение источника в воду на глубину 50 м под границу вода-лед, б -при отсутствии ледового покрова
50-метровой глубине расположения источника, как следует из представленной картины вертикальных волновых годографов, антисимметричная изгибная мода возбуждается слабо и на указанной картине не проявляется. Ее присутствие характерно только при незначительной глубине источника подо льдом.
Для сравнения на рис. 56 представлены вертикальные годографы для той же дальности приема и глубины расположения источника излучения, но в отсутствии ледового слоя, полученные в [3], где также дана подробная интер-
претация линий годографов волн, наблюдаемых в донной слоистой среде. Видно, что картина волновых годографов за исключением линейного отрезка (стрелка 1), отвечающего сигналу вытекающей симметричной моды, практически совпадают.
Выводы
Таким образом, основным выводом работы следует считать показанную путем численного моделирования и проиллюстрированную на картинах горизонтальных и вертикальных волновых годографов принципиальную возможность проведения сейсморазведки дна океанского шельфа на акваториях, покрытых льдом, в том числе, при размещении излучающей и приемной системы непосредственно на ледовом покрове. Выполненные исследования могут найти применение в задачах донного сейсмозондирования или вибросейсмического профилирования с целью реконструкции структуры дна и поиска залежи углеводородов в прибрежной шельфовой зоне, покрытой льдом.
Список литературы
1. Бреховских Л.М. Волны в слоистых средах. М.: Наука, 1973. 343 с.
2. Chamuel J.R. Acoustic Ultrasonic Modeling Studies / Advanced Ultrasonic Research, National Technical Information Service report accession / No.AD-A224165 (March 1990).
3. Заславский Ю.М., Кержаков Б.В., Кули-
нич В.В. Вертикальное сейсмическое профилирование на морском шельфе // Акуст. ж. 2008. Т. 54, №3. С. 483-490.
4. Заславский Ю.М., Кержаков Б.В., Кулинич В.В. Моделирование излучения и приема волн
фазированными антеннами в морском дне на шельфе // Акуст. ж. 2007. Т. 53, № 2. С. 264-273.
5. Заславский Ю.М., Кержаков Б.В., Кули-
нич В.В. Численное моделирование волнового поля при сейсмическом профилировании морского дна // Акуст. ж. 2005. Т. 51, № 5. С. 645-651.
ICE COVER INFLUENCE ON SHELF SEABED PROBING Yu.M. Zaslavsky, B. V. Kerzhakov, V. V. Kulinich
A possibility to estimate some acoustic parameters of an elastic layered seabed in a hydroacoustic channel with ice cover has been studied by numerical simulation of the space-time structure of the acoustic field generated by acoustic sources placed in the liquid and in the ice. The study has been carried out in the low-frequency range in a pulse mode using vertical and horizontal hodographs. It is shown that seabed acoustic parameters can be estimated by placing transmitting and receiving systems directly on the ice cover. The observed specific features can be used in glaciological and geophysical investigations in the Arctic regions.
Keywords: seismoacoustic probing, ice cover, layered seabed, wave hodographs.
