CC BY
17
УДК 550.347.29
DOI: 10.18303/2618-981X-2018-3-145-151
ОЦЕНКА МОЩНОСТИ МНОГОЛЕТНЕМЕРЗЛЫХ ПОРОД НА ЮГО-ВОСТОКЕ ВИЛЮЙСКОЙ СИНЕКЛИЗЫ ПО СЕЙСМИЧЕСКИМ ДАННЫМ
Владимир Дмитриевич Суворов
Институт нефтегазовой геологии и геофизики им. А. А. Трофимука СО РАН, 630090, Россия, г. Новосибирск, пр. Академика Коптюга, 3, доктор геолого-минералогических наук, главный научный сотрудник лаборатории глубинных геофизических исследований и региональной сейсмичности, тел. (383)330-60-18, e-mail: SuvorovVD@ipgg.sbras.ru
Андрей Александрович Елисеев
Институт нефтегазовой геологии и геофизики им. А. А. Трофимука СО РАН, 630090, Россия, г. Новосибирск, пр. Академика Коптюга, 3, инженер лаборатории глубинных геофизических исследований и региональной сейсмичности, тел. (383)330-60-18, e-mail: EliseevAA@ipgg.sbras.ru
Елена Александровна Мельник
Институт нефтегазовой геологии и геофизики им. А. А. Трофимука СО РАН, 630090, Россия, г. Новосибирск, пр. Академика Коптюга, 3, кандидат геолого-минералогических наук, зав. лабораторией глубинных геофизических исследований и региональной сейсмичности, тел. (383)330-60-18, e-mail: MelnikEA@ipgg.sbras.ru
Выявлены сейсмические признаки наличия толщи многолетнемерзлых пород в юго-восточной части Вилюйской синеклизы и оценена ее мощность вдоль отрезка опорного профиля 3-ДВ. Толща многолетнемерзлых пород представлена двумя слоями с различными градиентами скорости (положительным в верхнем и отрицательным в нижнем). Параметры этих слоев влияют на длину годографов рефрагированных и отраженных волн, что используется для оценки мощности толщи многолетнемерзлых пород.
Ключевые слова: сейсмическая мощность многолетнемерзлых пород, Вилюйская си-неклиза, метод прямого лучевого трассирования.
ESTIMATE THICKNESS OF PERMAFROST IN THE VILUYI BASIN SOUTHEASTERN PART BY SEISMIC DATA
Vladimir D. Suvorov
Trofimuk Institute of Petroleum Geology and Geophysics SB RAS, 3, Prospect Аkademik Koptyug St., Novosibirsk, 630090, Russia, D. Sc., Chief Researcher, Laboratory of Deep Geophysical Investigations and Regional Seismology, phone: (383)330-60-18, e-mail: SuvorovVD@ipgg.sbras.ru
Andrey A. Eliseev
Trofimuk Institute of Petroleum Geology and Geophysics SB RAS, 3, Prospect Аkademik Koptyug St., Novosibirsk, 630090, Russia, Engineer, Laboratory of Deep Geophysical Investigations and Regional Seismology, phone: (383)330-60-18, e-mail: EliseevAA@ipgg.sbras.ru
Elena A. Melnik
Trofimuk Institute of Petroleum Geology and Geophysics SB RAS, 3, Prospect Аkademik Koptyug St., Novosibirsk, 630090, Russia, Ph. D., Head of Laboratory of Deep Geophysical Investigations and Regional Seismology, phone: (383)330-60-18, e-mail: MelnikEA@ipgg.sbras.ru
Seismic indications of the permafrost layer in the southeastern part of the Vilyui syneclise are detected and its thickness is estimated. The permafrost thickness represents by two layers with different gradients of velocity (positive in the upper and negative in the lower ones). These parameters affect the travel curve lengths of the refracted and reflected waves, which uses to estimate the permafrost thickness.
Key words: seismic permafrost thickness, Viluyi basin, forward ray tracing.
Оценка мощности многолетнемерзлых пород (ММП) по сейсмическим данным представляет значительный интерес не только для введения поправок за неоднородность верхней части разреза в сейсморазведке, но и при решении инженерных и экологических задач, связанных с мониторингом ее состояния. Существует много работ, посвященных изучению свойств ММП по сейсмическим данным, но наибольшие затруднения встречаются при оценке ее мощности [Зыков, 1976; Деменицкая, 1939; Кузнецов и др., 2014; Седов, 1988; Скворцов и др., 2011; Draebing & Krautblatter, 2012; Hatlelid & MacDonald, 1982 и др.]. Многолетнемерзлые породы, перекрывающие толщу с относительно пониженной скоростью, являются экраном для проникающих вглубь рефрагированных волн. Непосредственное определение наибольшей скорости в мерзлоте и оценка ее мощности возможны по продольной волне в первых вступлениях, область прослеживания которой ограничивается зоной тени и контролируется мощностью мерзлых пород, связанной с началом понижения скорости за счет повышения температуры с глубиной. Определенное применение на практике находит использование поперечных отраженных волн, коэффициенты отражения которых от границы между мерзлыми и талыми породами заметно выше, чем по продольным волнам [Кузнецов и др., 2014; Скворцов и др., 2011]. Оригинальный способ определения мощности ММП по сопряженным точкам преломленной волны от подстилающего скального фундамента предложен в работе [Быков и др., 1977]. Однако его практическое применение ограничивается трудностью определения положения сопряженных точек на годографах прямого и встречного направлений. Новые возможности оценки мощности ММП появляются в связи с развитием численного моделирования кинематики распространений сейсмических волн различной природы методом прямого лучевого трассирования.
Построение сейсмического разреза осадочного чехла выполнено с применением двумерного лучевого трассирования в программе SeisWide [Zelt, Smith, 1992] способом проб и ошибок так, чтобы уменьшить невязки времен пробега волн между теоретическими и наблюденными годографами до приемлемой величины 0,05-0,07 с.
В работе использованы данные вдоль отрезка сейсмического профиля 3-ДВ (1 200-1 300 км), пересекающего юго-восточную часть Вилюйской синек-лизы, где верхняя часть разреза представлена толщей меловых и палеогеновых отложений, состоящих из песчаника, алеврита и глины [Тектоника, .„2001]. Рассмотрены данные на участке длиной 100 км вдоль ломаной линии (рис. 1) между пунктами возбуждения (ПВ 117-128). Они получены с помощью группы
из четырех 30-тонных вибраторов СВ-30-1506 «Русич» (группирование на базе 40-50 м при количестве вибровоздействий 10-16) при линейном свипе в полосе частот 10-36 Гц (длительность свип-сигнала 30 с). Расстояния источник-приемник вдоль линии наблюдения (автотрасса) до 40 км, с шагом источников по профилю 10 км и приемников 50 м. Для подавления повышенного фона корреляционных помех, затрудняющих выделение и прослеживание фаз первых волн, использовалась полосовая фильтрация в диапазоне частот 10-15 - 3035 Гц.
133' 134° 135° 136° 137°
Рис. 1. Геологическая карта юго-восточной окраины Вилюйской синеклизы (масштаб 1 : 1 000 000) на участке профиля 3-ДВ (красная линия).
Звездочками показана рассматриваемая часть профиля между пунктами возбуждения 117 - 128
Пример на рис. 2 иллюстрирует волновую картину и лучевую схему распространения волн в верхней части разреза на участке с мерзлыми породами. Особенность ее проявляется в резком уменьшении интенсивности волны (Р1), наблюдающимся в первых вступлениях так, что ее можно уверенно проследить только на удалениях от источника до 5 км при кажущейся скорости волны 3.9 км/с. Различие частоты колебаний на правой и левой частях коррелограммы можно объяснить степенью промерзания грунта и различиями в условиях установки вибраторов.
В первых вступлениях после протяженной зоны тени прослеживается фаза преломленно-рефрагированной волны Р2 с кажущейся скоростью около 6.1 км/с. В последующих вступлениях надежно выделяется фаза отраженной волны с гиперболической формой годографа (Ротр2) от нижележащей границы. Область ее надежного прослеживания ограничена расстояниями от источника до 8 км. Начальная точка прослеживания волны Р2 совпадает с отраженной волной Ротр2, что указывает на их отношение к общей границе. При этом кажущаяся асимптотическая скорость по годографу отраженной волны равна кажущейся скорости волны Р1 в первых вступлениях, 3.9 км/с. Получается, что скорость
в приповерхностном слое ММП является максимальной в разрезе вплоть до границы, где кажущаяся скорость преломленной волны увеличивается скачком до 6.1 км/с. На волновой картине между волной в первых вступлениях вблизи пункта возбуждения Р1 и отраженной Ротр2 нанесен теоретический годограф отраженной волны Ротр1, предположительно от границы между талыми и мерзлыми породами.
Расстояние источник приемник х, км а)
1205 1210 1220 1230 1235
Расстояние по профилю, км
б)
Рис. 2. Коррелограмма (а) из ПВ 119 в редуцированном масштабе времен (скорость редукции 6.1 км/с). Сгущение трасс в виде темных полос обусловлено кривизной линии наблюдения. Красным цветом показаны наблюденные годографы первых (сплошные линии) и последующих вступлений (штриховые), синим цветом - рассчитанные по модели (б)
На рис. 2 на разрезе показаны значения скорости в км/с. Ограничение области прослеживания волны Р1 связано со скоростью и мощностью слоя ММП мерзлых пород. Моделирование показывает, что удовлетворительное соответствие наблюденных и теоретических годографов достигается при градиенте скорости в слое мерзлоты 0,01 км/с и мощности до 90 м (рис. 2, б). Однако при этом область прослеживания отраженной волны Ротр2 оказывается меньше наблюденной на 3-4 км, ограничиваясь кажущейся скоростью, превышающей 3,9 км/с. Увеличение длины годографа волны Ротр2 можно получить вве-
дением дополнительного слоя, в котором скорость уменьшается под влиянием температуры от 3,91 до 3,4 км/с и увеличивается кривизна лучей (рис. 2, б). Выделить колебания, относящиеся к отраженной волне (Ротр1) от условно выделенной границы между ММП и талыми породами в окрестности теоретического годографа, затруднительно на фоне интенсивных колебаний с кажущейся скоростью около 3,9 км/с (рис. 2). При этом дополнительно возникает неопределенность в оценках не только скорости и мощности слоя ММП, но также и скорости в подстилающей толще пород, если она меньше, чем в ММП. Для уменьшения неопределенности необходимо иметь дополнительную информацию.
Ситуация оказывается более определенной при рассмотрении волновой картины и результатов лучевого моделирования на участке отсутствия ММП в пойме р. Татта (рис. 1, 3). Кажущаяся скорость волны Р1 в этом случае уменьшается до 3,3 км/с (в мерзлоте - 3,9 км/с) при отсутствии зоны тени. Асимптотическое значение кажущейся скорости волны Ротр2 около 3,38 км/с свидетельствует о небольшом увеличении скорости с глубиной в разрезе осадочного чехла. В прямом направлении эта волна имеет уменьшенную до 9 км область прослеживания, в сравнении с встречным годографом, где она достигает 13 км, что уверенно коррелируется с присутствием мерзлоты в первом случае и ее отсутствием во втором.
1.5 —
1186 1190 1200 1210 1216
Расстояние по профилю (км)
б)
Рис. 3. Коррелограмма (а) из ПВ 117 в редуцированном масштабе времен (скорость редукции 6,1 км/с). Красным цветом показаны наблюденные годографы первых (сплошные линии) и отраженных (штриховые) волн, синие линии, рассчитанные по модели (б)
На рис. 3 на разрезе показаны значения скорости в км/с. Сгущение трасс в виде темной полосы обусловлено кривизной линии наблюдения.
Важным фактом является отчетливое выделение в последующих вступлениях отраженной волны (Ротр1) от промежуточной границы, залегающей в осадочном чехле на глубине около 1 км (рис. 3), которая может соответствовать подошве мерзлых пород (рис. 2). Различие значений кажущейся скорости пре-ломленно-рефрагированной волны Р2 в прямом и встречном направлениях от 6,1 до 6,4 км/с обусловлено наклоном фундамента с углом падения 2 градуса (на рис. 4 угол кажется больше из-за масштаба осей).
Р- Татта р. Алдан
1200 1220 1240 1260 1280 1300
Расстояние по профилю, км
Рис. 4. Толща многолетнемерзлых пород (синяя), выделенная в сейсмическом разрезе осадочного чехла
На рис. 4 толстые линии с кружками соответствуют сейсмическим границам, тонкие изолиниям скорости. На кровле и подошве слоев даны значения скорости в км/с. В верхней части треугольниками показано положение пунктов возбуждения.
Слой ММП характеризуется уменьшающейся с глубиной скоростью от 3,9 до 3,4 км/с, а его мощность достигает 1,0 км (рис. 4). При этом его подошва ограничена условно интерполированной отражающей границей, уверенно выявленной только на участках талых пород (в поймах рек Татта и Алдан, рис. 1). Определение ее положения под мерзлотой затруднено выделением аналогичной отраженной волны на фоне цуга интенсивных колебаний, обусловленных, вероятно, кратными волнами, формирующимися в мерзлоте (рис. 2, а). Учет присутствия слоя МПП необходим при проведении детальных сейсмических работ, направленных на обнаружение структур, перспективных для поиска месторождений углеводородов. Расчеты показывают, что неучет ММП при определении глубины залегания отражающей границы (фундамента) по величине эффективной скорости может привести к ошибкам, достигающим 0,3 км (при глубине около 2,2 км).
БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК
1. Быков И. А., Рощин Г. И., Седов Б. М. Определение нижней границы мерзлоты сейсморазведкой КМПВ // Методика инженерно-геологических исследований и картирования области вечной мерзлоты. - Якутск : Кн. изд-во, 1977. - Вып. 2. - С. 14-15.
2. Деменицкая Р. М. Перспективы сейсморазведки методом преломленных волн в районе р. Енисей // Пробл. Арктики, 1939. - № 5. - С. 1-9.
3. Зыков Ю. Д. Связь между скоростью ультразвука в мерзлых дисперсных породах и их влажностью // Геофизические методы исследования мерзлых толщ. - Якутск : Кн. изд.-во, 1976. - С. 143-150.
4. Кузнецов В. М., Кусевич А. В., Жуков А. П., Никонов Е. О., Буров Д. И., Гафа-ров Т. Н. Изучение многолетнемерзлых пород с использованием технологий многоволновой сейсморазведки в применении к верхней части разреза // Технологии сейсморазведки, 2014. -№ 1. - С. 74-83.
5. Седов Б. М. Сейсмические исследования в районах многолетней мерзлоты. -М. : Наука, 1988. - 184 с.
6. Скворцов А. Г., Царев А. М., Садуртдинов М. Р. Методические особенности изучения сейсмогеокриологического разреза // Криосфера Земли, 2011. - Т. 15, № 4. - С. 110-113.
7. Тектоника, геодинамика и металлогения территории Республики Саха (Якутия) / под ред. Л. М. Парфенова, М. И. Кузьмина // Интерпериодика. - М. : МАИК «Наука», 2001. - 571 с.
8. Draebing D. and Krautblatter M. P-wave velocity changes in freezing hard low-porosity rocks: a laboratory-based time-average model // The Cryosphere. - 2012. - № 6. - P. 1163-1174.
9. Hatlelid W. G. and MacDonald J. R. Permafrost determination by seismic velocity analyses // J. of the Canadian Society of Exploration Geophysicists. - 1982. - V. 18, № 1. - P. 14-22.
10. Zelt C. A., Smith R. Seismic traveltime inversion for 2D crustal velocity structure // Geophys. J. Int. - 1992. - V. 108. - P. 183-204.
REFERENCES
1. Bykov I. A., Roshchin G. I., Sedov B. M. Opredelenie nizhnej granicy merzloty sejsmorazvedkoj KMPV // Metodika inzhenerno-geologicheskih issledovanij i kartirovaniya oblasti vechnoj merzloty. - Yakutsk : Kn. izd-vo, 1977. - Vyp. 2. - S. 14-15.
2. Demenickaya R. M. Perspektivy sejsmorazvedki metodom prelomlennyh voln v rajone r. Enisej // Probl. Arktiki, 1939. - № 5. - S. 1-9.
3. Zykov Yu. D. Svyaz' mezhdu skorost'yu ul'trazvuka v merzlyh dispersnyh porodah i ih vlazhnost'yu // Geofizicheskie metody issledovaniya merzlyh tolshch. Yakutsk, Kn. izd.-vo, 1976. -S. 143-150.
4. Kuznecov V. M., Kusevich A. V., Zhukov A. P., Nikonov E. O., Burov D. I., Gafarov T. N. Izuchenie mnogoletnemerzlyh porod s ispol'zovaniem tekhnologij mnogovolnovoj sejsmorazvedki v primenenii k verhnej chasti razreza // Tekhnologii sejsmorazvedki, 2014. - № 1. - S. 74-83.
5. Sedov B. M. Sejsmicheskie issledovaniya v rajonah mnogoletnej merzloty. - M. : Nauka, 1988. - 184 s.
6. Skvorcov A. G., Carev A. M., Sadurtdinov M. R. Metodicheskie osobennosti izucheniya sejsmogeokriologicheskogo razreza // Kriosfera Zemli, 2011. - T. 15, № 4. - S. 110-113.
7. Tektonika, geodinamika i metallogeniya territorii Respubliki Saha (Yakutiya) / Pod red. L.M. Parfenova, M.I. Kuz'mina // Interperiodika. - M. : MAIK "Nauka", 2001. - 571 s.
8. Draebing D. and Krautblatter M. P-wave velocity changes in freezing hard low-porosity rocks: a laboratory-based time-average model // The Cryosphere. - 2012. - № 6. - P. 1163-1174.
9. Hatlelid W. G. and MacDonald J. R. Permafrost determination by seismic velocity analyses // J. of the Canadian Society of Exploration Geophysicists. - 1982. - V. 18, № 1. - P. 14-22.
10. Zelt C. A., Smith R. Seismic traveltime inversion for 2D crustal velocity structure // Geophys. J. Int. - 1992. - V. 108. - P. 183-204.
© В. Д. Суворов, А. А. Елисеев, Е. А. Мельник, 2018
