ІНСТИТУТ ГЕОЛОГІЧНИХ НАУК

ЧЕПІЖКО Олександр Валентинович

УДК 551.242.2(262.5)(043.3)

СИСТЕМА МОНІТОРИНГУ ГЕОДИНАМІЧНИХ ЗОН ШЕЛЬФУ

ЧОРНОГО МОРЯ – ТЕОРІЯ, МЕТОДИ, МОДЕЛІ

04.00.10 Геологія океанів і морів

Автореферат

дисертації на здобуття наукового ступеня

доктора геологічних наук

Київ 2005

Дисертацією є рукопис.

Робота виконана в Одеському національному університеті імені І. І. Мечникова.

Офіційні опоненти:

доктор геологічних наук

Коболев Володимир Павлович,

Інститут геофізики Національної Академії наук України, завідувач відділу фізичних властивостей речовини Землі

доктор геологічних наук, професор

Огородніков Володимир Іванович,

Київський національний університет імені Тараса Шевченка

кафедра землезнавства та геоморфології

доктор географічних наук, професор

Шуйський Юрій Дмитрович,

Одеський національний університет ім. І. І. Мечникова, завідувач кафедри фізичної географії і природокористування

Провідна установа:

Відділення морської геології та осадового рудоутворення Національного науково-природничого музею НАН України, м. Київ

Захист відбудеться “_24_”_лютого__ 2005 р. о 1000__ годині на засіданні Спеціалізованої вченої ради Д 26.162.04 в Інституті геологічних наук НАН України за адресою: вул. О. Гончара, 55-б, 01601, Київ-601.

З дисертацією можна ознайомитись у бібліотеці Інституту геологічних наук НАН України за адресою: вул. О. Гончара, 55-б, 01601, Київ-601.

Автореферат розіслано “_12_” _січня__2005 р.

Учений секретар

Спеціалізованої вченої ради

кандидат геолого-мінералогічних наук Г.С.Компанець

ЗАГАЛЬНА характеристика РОБОТИ

Актуальність теми. Актуальною для геодинаміки є проблема вдосконалення методів моніторингу механічних напружень у структурних полях розломних зон, дослідження характеру релаксаційних геологічних процесів, що проходять у земній корі, а також прогнозування землетрусів. Різномасштабні розривні порушення є найбільш численними динамічними структурами літосфери. Їхнє повсюдне поширення, багатофакторна роль у формуванні й еволюції літосфери, вплив на розвиток сейсмоактивних зон і розподіл корисних копалин визначає і відповідну увагу до дослідження структуроутворення. При вивченні розломних зон найчастіше використовується структурний підхід, рідше досліджуються їхні просторово-часові характеристики. Специфіка дослідження pозломоутворення у літосфеpі полягає в тому, що самий процес та його результат – pозломні зони –можуть розглядатися і з геологічних позицій, і з позицій фізики та механіки. Комплексне використання обох методичних підходів може повніше розкрити характер процесу формування та динаміки pозломних стpуктуp.

Дослідження динамічних систем має три практичних аспекти. Перший аспект пов’язаний з вивченням геологічних тіл як природних об’єктів. Другий пов’язаний з ретроспективними дослідженнями, які ґрунтуються на вивченні динамічних систем і використовуються для побудови прогнозних моделей, зрештою, – для визначення напрямку пошуків корисних копалин. Третій – відноситься до вивчення геологічного середовища як середовища мешкання людини.

Вивчення напружено-деформованого стану земної кори в процесі структуроутворення – необхідна передумова при дослідженні геологічного об’єкта на предмет його формування та еволюції, а також прогнозування геодинамічних, сейсмологічних, інженерно-геологічних процесів. Визначальною особливістю динаміки структуроутворення у великих тектонічних зонах є нерівномірність цього процесу, яка виявляється навіть при сталому тектонічному режимі. Для прогнозування динаміки геологічного об’єкта і, зокрема, розломних зон, потрібні спостереження за змінами його інфраструктури в часі і просторі, а також за еволюцією в ній поля механічних напружень. Для цього необхідно сформулювати принципи та теорію моніторингу і розробити принципово нову геодинамічну модель, яка базувалася б на принципах пошарової однорідності геологічного об’єкта і узгоджувалася б з іншими геологічними та геофізичними моделями.

Саме спроба такого системного підходу до вивчення геодинамічних структур у межах шельфу Чорного моря описана в дисертації. Її актуальність визначається тим, що результат систематичного вивчення структурних, геологічних і геофізичних особливостей геодинамічних зон на шельфі та запропонована геодинамічна модель і метод її сейсмоакустичного моніторингу є істотним поповненням традиційних методів дослідження структурно-тектонічних утворень у межах дна моря й океану.

Зв’язок роботи з науковими програмами, планами, темами. Робота виконана в період 1992-2003 рр. в рамках досліджень за проектами “Геоморе” і “траса” Державної програми “Посейдон” (1992-97 рр.). яка виконувалася Одеським відділенням Інституту гідроакустики НАН України, або відповідали плану науково-дослідних робіт Одеського національного університету ім. І. І. Мечникова (Програма “Вивчення будови та еволюції земної кори території України геолого-геофізичними методами”, затверджена наказом Міносвіти України від 13.02.97 р.) (№ держреєстрації 0197U008983, Одеса, 1997-1999 рр.; № держреєстрації 0100U002861, Одеса, 2000-2002 рр.). Частина результатів отримана при виконанні спільних госпдоговірних робіт з ДРГП “Чорноморгеологія”, (№ держреєстрації 5103U004885, Одеса, 2003 р.). Здобувач брав участь у виконанні робіт з цих тем як науковий керівник або відповідальний виконавець досліджень, а також як автор або співавтор провідних розділів звітів.

Мета і завдання досліджень. Основною метою досліджень було розроблення теорії, обґрунтування режиму і системи моніторингу геологічних об’єктів у межах шельфової зони моря на основі регіональної геодинамічної моделі. При цьому розв’язувалися наступні завдання:

1)

2)

3)

4)

Об’єкт дослідження: регіон північно-західного шельфу Чорного моря, у межах Скіфської плити і області зчленування її зі Східно-Європейською платформою.

Предмет дослідження: геологічна будова регіону і геодинаміка області зчленування Скіфської плити зі Східно-Європейською платформою та зон глибинних розломів.

Методи дослідження. Використано спеціалізований комплекс, у який входили методи системного аналізу, методи сейсмоакустичного моніторингу, методи теоретичного і математичного моделювання, методи ГІД-технологій. Для аналізу даних та оформлення дисертації використані стандартні та оригінальні комп’ютерні програми.

Наукова новизна отриманих результатів.

1.

2.

3.

4.

Практичне значення отриманих результатів. Результати роботи можуть бути використані для розв’язання широкого кола задач, актуальних для багатьох областей геологічних досліджень. Найважливіші з них:

1)

2)

3)

4)

Особистий внесок здобувача. Основні новітні результати дисертаційної праці, її наукова новизна отримані автором самостійно. Автор представив переконливу систематизацію та ґрунтовний аналіз як власних результатів дослідження так і літературного та фондового матеріалу з питань геології, геофізики досліджуваного об’єкта, сейсмоакустичного моніторингу геологічного середовища.

Апробація результатів роботи. Основні положення дисертаційної роботи доповідались на: II Міжнародному конгресі Українських економістів (Одеса, 24-28 травня 1994 р.); Міжнародній нараді з регіональної геології (Львів, вересень 1995 р.); Міжвідомчій нараді з розробки концепції “Єдиної системи висвітлення обстановки (ЄСВО) в Азово-Чорноморському басейні” (Севастополь, 14-16 листопада 1995 р.); All GSA Meetings in 1995 (Washington, USA); Міжнародній нараді “Сучасні проблеми астрофізики” (Одеса, 2-6 вересня 1996 р.), Міжнародній нараді “Еволюція Земної кори” (Санкт-Петербург, 16-19 жовтня 1996 р.); II міжнародній конференції “Тектоніка і нафтогазоносність Азово-Чорноморського регіону в зв’язку з нафтогазоносністю пасивних окраїн континентів” (Крим, 2000 р.); Міжнародній конференції “Геодинаміка і нафтогазоносна система Чорноморсько-Каспійського регіону” (Сімферополь, 2001 р.); Першій Науково-виробничій нараді геологів-зйомщиків України “Регіональні геологічні дослідження і питання створення Держгеолкарти-200” (17-22 вересня 2001 р., Гурзуф); Міжнародній науковій конференції “Нові типи інженерно-геологічних і еколого-геологічних карт” (29-30 травня 2001 р., Москва); IV Міжнародній конференції “Геодинаміка і нафтогазоносні структури Чорноморсько-Каспійського регіону” (Сімферополь, 2002 р.); V Міжнародній конференції “Проблеми геодинаміки і нафтогазоносності Чорноморсько-Каспійського регіону” (Крим, 2003 р.); а також на багатьох наукових конференціях професорсько-викладацького складу Одеського національного університету ім. І. І. Мечникова.

Публікації. По темі дисертації опубліковано 4 монографії, 28 статтей в наукових журналах і інших провідних виданнях із геологічних наук, тези доповідей на конференціях – 11.

Обсяг і структура роботи. Дисертація складається зі вступу, шести розділів і висновків. Загальний обсяг – 306 сторінок машинопису. У роботі представлено 31 рисунок, 15 таблиць і список використаних джерел з 220 найменувань.

Подяки. Дисертаційна робота виконана на кафедрі загальної і морської геології геолого-географічного факультету Одеського національного університету ім. І. І. Мечникова. Автор висловлює глибоку вдячність за підтримку проф. І. П. Зелінському , проф. І. В. Носирєву , проф. І. Н. Сулімову , доценту В. М. Кадуріну. Автор глибоко вдячний за значне сприяння виконанню роботи доценту Севастопольського національного технічного університету О. В. Холопцеву. Співробітництво з співавторами всіх спільних публікацій і названими вище колегами, що надали додаткові матеріали для досліджень, були дуже корисними на всіх етапах роботи. Проведенню досліджень сприяли консультації, різноманітна допомога і підтримка В. Й. Самсонова , І. О. Сучкова і С. В. Кадуріна. Автор висловлює щиру подяку всім названим колегам.

Автор щиро дякує своїй дружині Тамарі Василівні Мішеніній за неоціненну допомогу, витримку і підтримку.

ЗМІСТ РОБОТИ

1. Геологічна БУДОВА північно-західного Чорноморя

Результати проведених геологічних та геофізичних досліджень протягом останніх тридцяти п’яти-сорока років змальовують картину глибинної будови земної кори у регіоні, особливості розповсюдження розривних дислокацій та характер з’єднання різновікових фундаментів; встановлена потужність осадочного чохла, вивчена геологічна будова неоген-палеогенового структурного поверху, виявлено найбільш витримані горизонти відбиття товщі осадочних порід північно-західного шельфу Чорного моря.

В геологічній будові досліджуваного району і прилеглих територій приймають участь два різновікові структурні елементи: Східно-Європейська платформа і Скіфська епігерцинська плита. Причому ділянка, описана в роботі, є зоною зчленування цих двох великих структур у межах північно-західного Чорномор’я.

У складі палеозою представлено морські вапняково-доломітові, теригенні і теригенно-глинисті фації. Відклади інтенсивно дислоковані, зім’яті в дрібні складки північно-західної протяжності, що зазнали початкових фаз регіонального метаморфізму. Прорвані інтрузією кварцових сієнітів, дайками і дайкоподібними тілами сієніт-порфірів, монцоніт-порфірів; пронизані жилами кварцового, карбонат-кварцового і карбонатного складу. У складі мезозойської і кайнозойської груп чітко виділяються по два структурно-стратиграфічних комплекси.

Палеогенові відклади поширені повсюдно. Зафіксована розмаїтість літолого-фаціального складу різновікових стратонів палеогену та інші характеристики вказують на широку варіабельність властивостей і переривчастість осадконакопичення протягом коротких відрізків геологічного часу в кожному своєрідному за структурно-тектонічними характеристиками районі. Це пов’язано із закономірностями інверсії структурних планів, змінами інтенсивності тектонічних рухів, нестійкістю транспортування теригенного матеріалу і багатьма іншими геологічними факторами.

Своєрідним районом є осьова зона грабенів Причорноморського прогину, приурочена безпосередньо до смуги зчленування Східно-Європейської платформи і Скіфської плити. Цей район відрізняється істотною розмаїтістю мезо-кайнозойського осадконакопичення, багато в чому зв’язаним із закономірностями розвитку глибинної тектоніки. Формаційний ряд мезо-кайнозойського чохла, починаючи із середньої-верхньої юри, повсюдно представлений платформовим типом осадочних формацій, що відбивають основні етапи тектонічного розвитку Причорноморської синеклізи в умовах епіконтинентального морського басейну.

Відклади неогенової системи розвинуті практично на всій території регіону, за винятком окремих, незначних за площею, ділянок. Залягають вони з різкою кутовою і стратиграфічною неузгодженістю на відкладах девонської, кам’яновугільної і тріасової систем. Так само з різкою стратиграфічною неузгодженістю, а на окремих ділянках (у зонах великих флексур і розривних порушень) і з різкою кутовою неузгодженістю, – на відкладах середньої і верхньої юри та крейди. Перекриваються вони стратиграфічно узгоджено, з розмивом та відкладами четвертинної системи. На території регіону потужність неогенових відкладів збільшується в північно-східному, а місцями – і в північно-західному напрямку.

Для північно-західного шельфу характерне спокійне, майже горизонтальне залягання неогенових порід, що утворюють разом із малопотужними четвертинними відкладами верхню частину розрізу осадочної товщі. Але при більш детальному дослідженні в них відмічаються підняття і западини, що іноді виявляються вже в покрівлі сармата. З глибиною структурні форми кайнозойських відкладів більш різко окреслені. У зв’язку з пошуками родовищ вуглеводів північно-західний шельф піддався найбільш тривалим і детальним сейсморозвідувальним дослідженням. Пробурено понад тридцять глибоких морських свердловин. Це дозволяє скласти детальні структурно-літологічні карти з ряду опорних горизонтів відбиття.

У результаті проведених сейсмоакустичних робіт виявлені найвитриманіші горизонти відбиття в осадочній товщі на акваторії північно-західного шельфу Чорного моря: IV – що ототожнюється з ерозійною поверхнею докрейдового віку; IIIг – що ототожнюється з покрівлею відкладів нижньокрейдового віку (підошва сеномана); IIIм – що ототожнюється з ерозійною поверхнею відкладів верхньокрейдового віку; II – що ототожнюється с покрівлею відкладів верхньопалеоценового віку; IIа – що ототожнюється з покрівлею відкладів нижньоеоценового віку; Iа – що ототожнюється з покрівлею відкладів майкопського віку.

Найпівнічніші райони Чорного й Азовського морів розташовані на Східно-Європейській платформі дорифейського віку, котра тут представлена південними схилами Українського щита і його Ростовського виступу. На південь кристалічний фундамент поступово занурюється. У районі північно-західного шельфу поверхня фундаменту представляє собою пологу монокліналь.

Південна межа дорифейської платформи представлена у вигляді системи розломів, що утворюють зону сполучення шириною 1-3 км. На поверхні фундаменту вона має характер підкиду, південні блоки якого насунуті на північні, а по поділу Мохо південний блок насунутий під північний. Південніше зони сполучення розташовується Скіфська плита, яка займає значну частину північно-західного шельфу Чорного моря, центральну частину Азовського моря та Рівнинний Крим. У районі північно-західного шельфу Скіфська плита простягається в субширотному напрямку смугою, що має ширину 150-180 км; її південною границею є материковий схил Чорноморської глибоководної котловини.

Найбільшим тектонічним елементом північно-західного шельфу є широкий мезо-кайнозойський прогин – Каркінітсько-Північнокримський. Західна центрикліналь прогину накладена на палеозойські платформені комплекси Придобруджинського прогину, а східна – замикається у Рівнинному Криму на схід від м. Джанкой. Північний борт прогину практично повністю розташований на південному схилі Східно-Європейської платформи. На півдні прогин межує з Центральнокримською зоною підняттів, котра на шельфі представлена Чорноморсько-Каламітським валом. Окрім того, на поверхні дорифейського фундаменту зафіксована впадина Одесько-Джанкойський рифт.

Усі основні геотектонічні структури розділені глибинними розломами, що, мабуть, сягають верхньої мантії. Субмеридіональні глибинні розломи частіше виражені по поверхні Мохо і, частково, – по поверхні дорифейського фундаменту. Вони обмежують зони ранньопротерозойського віку в границях древньої платформи і Скіфської плити. Ці розломи мають архей-ранньопротерозойський вік і проявляються в молодших поверхах земної кори. Розломи субширотного простягання є великими регіональними розломами, що розділяють різні структурні одиниці. Розломи північно-східного напрямку більш глибокі і, мабуть, досягають мантії.

Одностороннє стискання у напрямку з південного заходу на північний схід призводить до того, що утворення, які беруть участь у будові герцинського структурного поверху, стиснуті в систему дрібних складок північно-західного простягання, інтенсивно дислоковані, роздрібнені. В цілому, для герцинського структурного поверху характерна складчата, дрібнолуско-насувна будова. Пізніше на цю структуру наклалося ранньокимерійське посування та інтенсивна блокова роздрібненість у пізньокимерійський етап тектоногенезу.

Значний вплив на формування сучасного структурного плану регіону мають неотектонічні і сучасні рухи. Новітні тектонічні рухи зумовили неодноразові трансгресії і регресії моря. Разом зі стабільними ділянками спостерігаються зони з відносним підняттям, тобто на фоні загального регіонального прогинання місцями відмічаються вертикальні рухи позитивного знаку.

Помічено, що древні регіональні структури Чорноморського регіону, з урахуванням сучасного стану вивченості, важко розшифровуються і багато питань на сьогоднішній день є дискусійними або потребують уточнення (границі структур, окремих блоків, а також неотектонічні і сучасні рухи блоків). Ці проблеми можна розв’язати, якщо застосувати нові методи вивчення, між якими _метод сейсмоакустичного моніторингу. Зроблено висновок, що швидкість звуку в донних відкладах визначається не стільки вологістю та щільністю, скільки їх структурно-текстурними особливостями (наявністю жорстких контактів між окремими структурними елементами). Аналіз показників фізико-механічних властивостей порід дозволяє характеризувати виділені структурні елементи геодинамічної моделі у пошарово-гладкому уявленні і подальші дослідження виконувати з урахуванням цієї особливості.

На основі аналізу геологічної будови північно-західного Причорномор’я пропонується формування шарувато-однорідної геодинамічної моделі літосфери північно-західного шельфу Чорного моря. Особливості геологічної структури можуть ускладнювати прийняту модель, що необхідно враховувати при проведенні подальших досліджень. Як основні об’єкти сейсмоакустичного моніторингу, виділені головні структурно-тектонічні елементи: Скіфська плита і область зони сполучення Східно-Європейської платформи та Скіфської плити у вигляді системи глибинних розломів.

2. Механічні напруження і деформації В зоні тектонічних розломів аналіз проблеми, методи вивчення

Зони розломів є численними динамічними структурами земної кори, що зустрічаються у регіонах з різним характером тектонічного розвитку в континентальній, і в океанічній літосфері. Будь-який геологічний процес може розглядатися як динамічна система. Для цього йому повинні бути властиві ряд елементів-станів, які характеризують його як цілісну одиницю, обумовлені певними зв’язками і відношеннями, що утворюють її структуру. Використання поняття “динамічна система” в геології і, зокрема, в тектоніці обмежується сучасними геологічними (неотектонічними) процесами, тобто процесами, котрі спостерігаються, можуть бути заміряні, або ж моделюються за експериментальними і теоретичними даними.

деформаційні текстури, що виникають у гірських породах, частіше викликані напруженим станом, який існує в тілі Землі. Очевидно, що в земній корі і в мантії переважають напруження стиснення. Разом з тим, бувають і напруження розтягання, які виникають у поверхневих шарах гірських порід. У реальному геологічному тілі напруження не можуть розглядатися суцільними. Експериментально доведено, що коли ступінь текстурної неоднорідності не дуже велика, то практично доцільно використовувати теорію безперервного напруження і в деяких випадках навіть теорію однорідного напруження.

Так званий загальний напружений стан, очевидно, є звичайний напружений стан у геологічних тілах, де всі три головні напруження у загальному випадку позитивні, тобто 1 2 3.

Ізотропна частина напруження зростає в Землі з глибиною і при деяких допущеннях відносно механічного стану гірських порід, її вірогідна величина може бути оцінена (навіть для значних глибин). Вважаючи, що поверхня Землі вільна і не напружена у площинах, які орієнтовані тангенційно до денної поверхні, всі напруження тут – як нормальні, так і дотичні – повинні обертатися в нуль.

Виконані оцінки величин дотичних напружень на глибині, виходячи з допущення, що напруження, викликані пружною деформацією, залишаються завдяки глибокому похованню частково або повністю нерелаксованими і гідростатичні умови не досягаються. Елемент об’єму вибрано на відносно малій глибині z в ідеально пружній Землі. Вертикальне (нормальне) напруження виражається

= gz , (1)

а горизонтальне h – виразом

h = gz , (2)

де – коефіцієнт Пуассона для гірської породи.

Прямим доказом існування сучасних дотичних напружень у земній корі і в мантії є сейсмічна активність. Землетруси, який би не був їхній механізм, найбільш вірогідно, виникають при раптовому визволенні енергії пружної деформації, котра накопичується, очевидно, у районах з аномально високими дотичними напруженнями в корі і в мантії.

Найпростіша теорія пружності базується на законі Гука, який встановлює, що напруження пропорційні зворотнім деформаціям. Механічна поведінка суцільного середовища, яка б повністю відповідала теорії лінійної пружності, – то тільки наближена модель поведінки реальних гірських порід. Рівняння закону Гука може бути написане

= F, (3)

де = x + z = d/dx + d/dz; F = grad (вектор геостатичного поля), Ey – модуль пружності.

Вираження закону Гука у вигляді (3) прийнято, щоб показати аналогії між електричним, акустичним і геодинамічним полями. Моделювання напруженого стану порід проводиться методом підбору деформаційних характеристик за співвідношенням

. (4)

де – питомий електричний опір, – коефіцієнт Пуассона, Ey – модуль пружності.

Тектонічні рухи дуже часто розглядаються як конкретна реакція на стан напруження в земній корі. Результатом реакції є деформація, неоднакова в різних випадках – за амплітудою, довжиною хвилі, швидкістю, розподілом напруження у просторі, – в залежності від властивостей матеріалу, який деформується (пластичність, хрупкість, пружність). Ця деформація супроводжується рядом інших процесів і явищ, які зрештою викликають глибокі якісні зміни земної кори. Напруження характеризуються джерелом сил, що їх викликають, величиною і напрямком цих сил.

Встановлено, що причиною рухів земної кори можуть бути як ендогенні, так і екзогенні процеси. У приповерхневих частинах літосфери напруження можуть викликатися: а) коливанням рівня моря; б) різними явищами, що змініють навантаження і приводять до пружних деформацій; в) ендолітогенними процесами (розбуханням, висиханням гірських порід, усадкою і т.ін.); г) проявом різноманітних процесів денудації, до яких відносяться і техногенні процеси, що пояснюють різного роду деформації геологічного середовища.

Узагальнення результатів досліджень дозволяє сформулювати наступні висновки: для кожного масиву гірської породи, при заданому всебічному тиску, існують напруження, при яких виникає наскрізна тріщина (руйнуюче напруження), і напруження, при яких починається пластична текучість (межа текучості).

На більшій частині поверхні Землі спостерігається велика кількість розривних порушень (зміщень), на яких відбувалося відносне переміщення гірських порід. Як тільки з’являється розривне порушення, воно стає тією ділянкою, в якій проходять зміщення. Зміщення пов’язані з істотно іншим розподілом напружень, ніж те, що призвело до виникнення розривних порушень. У більшості геологічних ситуацій, при яких проходять розривні зміщення, загальний напружений стан також є станом стиснення (1 2 3). Тому має існувати критерій руйнування при утворенні розриву, який би був сприйнятливим у цих умовах. Визначено декілька критеріїв, які враховують такі фактори: максимальне дотичне напруження, максимальна деформація зміщення і оцінка звільненої енергії деформації.

Достовірність прогнозів, що забезпечені системою моніторингу, істотно залежить від якості моделі, використаної для опису досліджуваного геологічного середовища. Для досягнення сприйнятливої достовірності результатів, отриманих за допомогою системи моніторингу механічних напружень у деструктивному полі розломної зони, слід при побудові моделі враховувати структурно-тектонічні і фізико-механічні особливості цієї зони. Так, якщо система моніторингу створюється для спостереження за динамікою сучасного розломоутворення, найбільш детально повинні описуватися будова і фізико-механічні властивості неоген-палеогенового структурного поверху.

Обґрунтовано необхідність розробки принципово нової геодинамічної моделі, яка б узгоджувалася і з результатами сейсмомоніторингу, і з даними інших геологічних і геофізичних методів. Таку модель запропоновано для окремого регіону, а саме, для північно-західного шельфу Чорного моря в межах складної в структурно-тектонічному плані Скіфської плити. Потреба в такій моделі визначається сейсмоактивністю регіону, його різнобічною вивченістю і доступністю та не з’ясованою до кінця геологічною будовою.

3. Фізичні основи сейсмомоніторингу

При акустичному зондуванні ділянок мілководних морських басейнів довжиною в десятки-сотні кілометрів, як правило, використовують зондувальні коливання на частотах 100-500 Гц. Ці хвилі, взаємодіючи з границею розподілу “вода/відклади”, збуджують у відкладах різні типи пружних хвиль на тих же частотах. Численні дослідження показали, що в зазначеному діапазоні частот у багатьох геологічних середовищах, включаючи морські відклади і корінні породи, виникає залежність

o = af-1 , (5)

де: a – відносна величина, зворотно пропорційна площині середовища і швидко зменшувана з ростом швидкості здвигу при відсутності залежності швидкості хвиль у середовищі від частоти; – коефіцієнт Пуассона; o – коефіцієнт загасання.

Вираз для коефіцієнта втрат поперечних хвиль аналогічний наведеному. В морських відкладах, з огляду на малі швидкості поперечних хвиль у порівнянні з подовженими, ступінь загасання в залежності від дальності поширення зростає.

Поряд з коефіцієнтом загасання (p або s) часто використовується інший показник, що характеризує ступінь загасання хвиль – логарифмічний декримент загасання. Він позначається через і знаходиться зі співвідношень

U(z+)= U(z)e- = exp(-) (6)

звідси випливає, що

, (7)

де U(z) – амплітуда плоского гармонійного коливання з довжиною хвилі .

У випадку (7)

= e = = aCe . (8)

Динаміка відбиття і заломлення плоских хвиль у двох однорідних ізотропних ідеально-пружних середовищах із плоскою необмеженою границею описується системою рівнянь Нотта-Цеппритца, що зв’язують між собою амплітуди падаючої на границю і виникаючих у ній хвиль.

У тому випадку, коли хвилі багаторазово відбиваються від порівняно близько розташованих двох границь середовищ у визначені моменти часу й у визначених областях простору, утворяться інтерференційні хвилі. Ці хвилі в основному виявляються тоді, коли товщина шару дорівнює або є меншою від довжини падаючої хвилі. У таких шарах поширення хвиль має хвилєпровідний характер.

Об’ємні хвилі характеризуються диференційним рівнянням, що зв’язує час пробігу фронту хвилі, і локальну швидкість C(x,y,z) поширення фронту

. (9)

Це рівняння відображає сутність основного принципу Гюйгенса, відповідно до якого кожну точку фронту можна вважати джерелом нової елементарної хвилі, а положення фронту хвилі в наступні моменти часу визначається обгинаючою поверхонь елементарних фронтів.

У реальному геологічному середовищі хвилі, що виникають, збуджені релєєвською хвилею, яка поширюється уздовж деякої границі розподілу, досягають інших границь розподілу, викликаючи в них утворення вторинних релєєвських хвиль. Відношення амплітуд цих вторинних поверхневих хвиль до амплітуди вихідної релєєвською хвилі несуть інформацію про фізико-механічні властивості геологічного об’єкта і можуть використовуватися для спостережень над їхніми змінами. Тому, збудивши на деякій стаціонарній трасі релєєвську хвилю, зв’язану з однією з границь розподілу її геологічних середовищ, і реєструючи на приймальному кінці поверхневі хвилі на всіх інших границях, можна розв’язувати задачу сейсмомоніторингу.

Ще одним найважливішим різновидом поверхневих хвиль у геологічному середовищі є хвилі Стоунлі. Ці хвилі виникають у структурі “тверде тіло – рідкий напівпростір”, на границі двох твердих середовищ при визначених співвідношеннях між і Сs у цих середовищах, а також при наявності пружного шару висотою h у межах напівпростору. Хвиля Стоунлі “біжить” уздовж границі з фазовою швидкістю C/Сж (C – локальна швидкість у твердому тілі, Сж – швидкість у рідкому напівпросторі). Хвильове число K = /C цієї хвилі визначається речовинним коренем дисперсійного рівняння, що при будь-яких співвідношеннях параметрів контактуючих пружних середовищ завжди існує і є єдиним.

Як показав проведений аналіз, інформація про геологічний об’єкт, яка може бути використана при розв'язуванні задач сейсмомоніторингу, є в об’ємних і поверхневих хвилях. Причому інформативними параметрами, високочутливими до параметрів геологічного середовища є:

·

·

·

·

Вибір конкретного переліку контрольованих характеристик пружних хвиль, який забезпечує задану ефективність системи сейсмомоніторингу, що проектується, значно залежить від її призначення та апріорної інформації про геолого-геофізичну будову об’єкта спостереження. Цей вибір у кожному конкретному випадку потребує проведення попередніх досліджень інформативності приведених залежностей на об’єкті спостереження з урахуванням призначення системи моніторингу.

Сучасні уявлення про особливості поширення звуку в шаруватому середовищі узагальнено в роботах Л. М. Бреховських, О. А. Годіна. У створеній ними теорії використовується припущення, що акустичні поля симетричні щодо перестановки джерела і приймача, тобто задовольняють принцип взаємності. Це припущення справедливе у випадках розгляду ефектів поширення акустичних коливань у підводному звуковому каналі (глибоке море), а також у геологічних середовищах, у яких нахил границь, що відбивають, на трасі можна вважати малим. Виходячи з рівняння Ейлера і безперервності для тримірно-неоднорідного нерухомого середовища, припускаючи , vo = 0, отримано

,

(10)

,

де v, P, – швидкість часток, тиск і щільність рідини, що привносяться звуковою хвилею; vo, а – відповідно без звукової хвилі; с2 – незбуджена хвилею швидкість звуку.

Якщо припустити, що геологічний об’єкт складається з n однорідних шарів, для оцінки швидкості звуку в них необхідно розв’язати систему з 2n рівнянь (n невідомих – це швидкості звуку в шарах; і n невідомих – товщини відповідних шарів). Таку систему можна утворити, зафіксувавши в точці прийому сигнали, що приходять по 2n променям. При цьому від кожної границі, що розділяє шари з різними швидкостями звуку, у точку прийому має потрапити не менш двох променів, що перетерпіли на ній повне внутрішнє відбиття. При цьому точка прийому повинна відстояти від точки випромінювання досить далеко. Для реалізації цього методу приймальна система повинна забезпечувати не просто прийом усіх променів, але і їхній розподіл напрямком приходу.

Сейсмомоніторинг розв’язує задачу визначення глибин залягання, а також конфігурації неоднорідностей геологічного середовища за виявленими особливостями розповсюдження сейсмічних хвиль. Величина швидкості поздовжніх коливань у гірських породах залежить від величин механічних напружень, прикладених до них. Пружні деформації пластин і лінійно деформованих основ також безпосередньо пов’язані з просторовою структурою поля механічних напружень. Тому розв’язання задачі відбудови просторової структури механічних деформацій і напружень у блоці земної кори, контур якого означений тектонічними розломами, на першому етапі передбачає визначення особливостей поля швидкості звука у цих розломах.

Для описування поширення сейсмічних полів у шаруватих середовищах із складною конфігурацією границь розділу шарів, що відрізняються величинами швидкості звука і щільностями, можуть бути використані два наближених підходи, коли приймається припущення, що: а) профіль швидкості звука на всій трасі є лінійним, а профіль щільності описується ступеневою функцією, котра напевно загрублює реальну картину; б) розповсюдження сейсмічних хвиль на трасі “випромінювач – приймач” може бути описане за допомогою променевого наближення.

У відповідності з першим підходом передбачається, що середовище відповідає вимогам моделі, для якої знайдено рішення рівняння поширення сигналу. Для реалізації першого підходу необхідно проводити зондування траси сигналом, спектр якого включає число компонент, необхідне для розв’язання системи.

Другий підхід, заснований на переході від точних рішень до високочастотної асимптоти, може бути реалізований двома способами. Перший – для ідентифікації моделі вертикального профілю швидкості звука можуть бути використані: багаточастотне зондування і спектральний аналіз прийнятого сигналу. Другий спосіб базується на селекції променів зондуючого сигналу, які приходять під різними кутами, що потребує створення приймальних антенних систем, які мають необхідну просторову роздільну функцію, допускаючи використання вузькосмужних сигналів.

Однією з актуальних проблем неотектоніки є створення систем моніторингу мінливості геологічного середовища в неотектонічних розломах. Призначення подібних систем – одержання оперативної інформації про хід неотектонічних процесів.

Дослідження проводилися методом математичного моделювання в наближенні променевої теорії з використанням геомоделі (рис. 1), відповідно до сучасних уявлень про будову глибинних розломів. Джерело і приймач сейсмічних хвиль передбачалися як точки, розташовані на глибині 5 м від поверхні води. Вивчалися закономірності впливу стрибків їхньої швидкості і коефіцієнта поглинання на найближчій до поверхні границі відбивання, на залежності загасання гармонійних подовжніх сейсмічних хвиль від відстані до точки прийому, а також товщини верхнього шару осадових порід.

Рис. 1. Модель розповсюдження хвиль при проходженні у двошаруватому геологічному середовищі.

Результати моделювання розглянутих залежностей загасання сейсмічної хвилі на частоті 7 Гц наведено на рис. 2, 3. При їхньому обчисленні передбачалося, що в межах верхнього шару геологічного середовища швидкості подовжених хвиль, а також коефіцієнти поглинання і щільності зростають зі зростанням глибини за лінійним законом (вертикальний градієнт швидкості складає +2 с-1, коефіцієнта поглинання -0.00001 дб/м2, щільності +1 г/см3. Поблизу першої границі відбивання, значення швидкості подовжених хвиль у верхньому шарі геологічного середовища становить 1200 м/с. Відстань від джерела до розлому складає 2 км, ширина розлому – 1 км.

На рис. 2 розглянуто випадок, коли відстань між першою границею відбиття і денною поверхнею поза зоною розлому дорівнює товщині шару осадочних порід (50 м). Параметром кривих, показаних на ньому, є величина стрибка швидкості поздовжніх хвиль на першій границі відбиття. Величини цих стрибків складали відповідно 1 - 0 %, 2 - 20 % і 3 - 40 % від абсолютного значення швидкості в нижній частині верхнього шару геологічного середовища. Перепад швидкості повздовжніх хвиль у шарі між цими границями 100 м/с; перепад щільності – 200 г/куб. см. Коефіцієнт поглинання на верхній границі -0.005 дб/м, на нижній границі -0.0017 дб/м.

Рис. 2. Залежність загасання сейсмічної хвилі частотою 7 Гц від джерела на глибині 5 м, прийнятої приймачем на глибині 5 м, від відстані між джерелом і приймачем (км). Товщина верхнього шару – 50 м.

Рис. 3. Залежність загасання сейсмічної хвилі при товщині шару осадочних порід 100 м.

У розглянутому випадку флуктуації стрибка швидкості поздовжніх хвиль на першій границі відбиття, (у межах до 20 % від середнього) впливають на залежність загасання від відстані практично лише на дистанціях, що не перевищують відстань до розлому (2 км). Сейсмічні промені, які проникають за розлом, поширювалися тільки в межах перекриваючого шару – без взаємодії з його нижньою границею. На поширення цих променів величина стрибка швидкості на даній границі очевидно не впливає. На рис. 3 проілюстровано аналогічні залежності, при товщині верхнього шару, рівній 100 м.

При будь-якій відстані між джерелом і приймачем стрибкоподібне зростання коефіцієнта поглинання на першій границі відбиття приводить до збільшення загасання. З урахуванням цього ймовірно також, що при рівній товщині першого шару поза розломом і шару осадочних порід, стрибок поглинання на першій границі відбиття не впливає на величину загасання за розломом. У точках, розташованих перед розломом, загасання збільшується зі зростанням коефіцієнта поглинання на першій границі відбиття.

Акустичні хвилі різних типів, які приходять за різними напрямками у точку прийому, містять інформацію про характеристики напружень геологічного середовища, що приведені до середнього значення по трасі. Їх інформативними параметрами є напрямок, час приходу та величина затухання хвилі в залежності від частоти коливань. Методи інформаційно-акустичного моніторингу дозволяють оперативно контролювати зміни поля швидкості звуку і частотної залежності коефіцієнта поглинання в регіоні з точністю, обумовленою густотою мережі перетинаючих його стаціонарних акустичних трас, оскільки відбудова просторової структури поля швидкості звуку проводиться відносно опису його блокової шарувато-однорідної моделі.

4. РЕГІОНАЛЬНИЙ МОНІТОРИНГ ГЕОДИНАМІЧНИХ ПРОЦЕСІВ

Об’єктом досліджень при формуванні системи моніторингу визначається геологічне середовище, що включає в себе геологічні тіла, охоплювані в ході досліджень і спостережень. Сучасний стан, динаміка геологічного середовища і його еволюція можуть бути простежені та прогнозовані при проведенні моніторингу. Моніторинг геологічного середовища, як міждисциплінарна сфера діяльності, перебуває в стадії формування понять, методики і способів його формування і проведення. Тому на сучасному етапі становлення моніторингу геологічного середовища існують розбіжності в поглядах на його задачі і принципи організації.

Моніторинг, у розумінні системи, можна використовувати як понятійний апарат, принципи і поняття системного аналізу. При визначенні мети і задач формування моделі геологічного середовища та організації системи моніторингу геологічного середовища це дозволяє використовувати комплексний підхід у проведенні дослідження для вивчення і спостереження геологічного об’єкта, виконувати такі дослідження на якісно новому, більш високому рівні.

Геологічне середовище як будь-яка система, що формується на базі факторів і параметрів, об’єднаних певною закономірністю, має сітку внутрішніх зв’язків. Зміна геологічного середовища проходить у просторі і в часі внаслідок геологічних процесів, що відбуваються у ході природного розвитку планети Земля. При розв’язанні задач моніторингу релаксаційних геодинамічних процесів, таких як еволюція механічних напружень і пов’язаних з ними деформаціями у зонах зчленування структурних блоків земної кори, а також накопичення і еволюція властивостей сучасних неконсолідованих осадків, існуючі методи сейсмоакустики дають результати, що інколи важко узгоджуються з результатами геологічних досліджень, визначених структурними і тектонічними моделями.

Однією з причин цих складностей, очевидно, є те, що існуючі геодинамічні і геоакустичні моделі неадекватні розв’язуваним зворотнім задачам. Зменшення модельних похибок при розв’язанні таких задач може бути досягнуто або шляхом уточнення моделі (і наближення моделі до задачі), або шляхом зміни постановки задачі (де існуюча модель буде більш адекватною реальності).

Розглядаються можливості розв’язання проблеми шляхом реєстрації зміни інтегральних вертикальних профілів швидкості розповсюдження поздовжніх хвиль у геологічному середовищі. Ця інформація, разом з апріорними даними про геологічну будову траси, може бути використана для оцінки інтегральних вертикальних профілів механічних напружень у розломах, які оконтурюють той чи інший структурний блок, і розрахунок його пружних деформацій за допомогою трихмірної теорії пружності.

Переміна механічних деформацій у зонах розломів, накопичення сучасних відкладів, а також зміна їх фізико-механічних властивостей характеризуються значною просторово-часовою мінливістю. Ці процеси знаходять своє відображення