Глава 4. Сейсморазведка

Сейсмическая разведка (сейсморазведка) является одним из важнейших видов геофизической разведки земных недр. Основой методики сейсморазведочных работ являются возбуждение сейсмических волн и измерение времени пробега этих волн от источника до расстановки сейсмоприемников, обычно располагаемых вдоль прямой линии, направленной на источник.

Вызванные взрывом или другим способом упругие волны, распространяясь во всех направлениях от источника колебаний, проникают в толщу земной коры на большие глубины. В процессе распространения в земной коре упругие волны претерпевают процессы отражения и преломления. Это приводит к тому, что часть сейсмической энергии возвращается к поверхности Земли, где вызывает дополнительные сравнительно слабые колебания. Эти колебания регистрируются специальной, достаточно сложной аппаратурой. Зная времена пробега до отдельных сейсмоприемников и скорость распространения волн, можно воссоздать траектории сейсмических волн. Структурную информацию получают в результате изучения траекторий волн, попадающих в две основные категории: головные, или преломленные, у которых главная часть пути проходит вдоль границы раздела двух слоев и, следовательно, приблизительно горизонтальна, и отраженные волны, у которых энергия первоначально распространяется вниз, а в некоторой точке отражается обратно к поверхности, так что общий путь практически вертикален. Для траекторий волн обоих типов времена пробега зависят от физических свойств горных пород и элементов залегания пластов. Задача сейсморазведки состоит в том, чтобы получить информацию о породах, в частности об элементах залегания пластов, из наблюдаемых времен вступления волн и (в меньшей степени) из вариаций амплитуды, частоты и формы сигнала.

Рис.8 Прохождение отраженных и преломленных волн через слои земной коры от источника до приемника: 1 - вертикальное отражение; 2-широкоугольные отражения 3- преломленные волны.[3]

Полученные записи подвергаются глубокой обработке с применением самой современной вычислительной техники. Анализируя и интерпретируя полученные после обработки результаты, квалифицированный специалист-геофизик может определить глубину залегания, форму и свойства тех слоев, на поверхности которых произошло отражение или преломление упругих волн.

Мощности осадочного чехла океана и его слоистую структуру изучают главным образом методом отраженных сейсмических волн, тогда как информация о строении океанской коры и верхней мантии под осадками черпается из данных, получаемых методом преломленных волн. Эти наиболее широко применяемые сейчас геофизические методы были разработаны в 50-е и в начале 60-х гг. М. Юингом и его коллегами из Ламонтской обсерватории, М. Н. Хиллом из Кембриджского университета, Р. Райттом и Дж. Шором из Скриппсовского института. Позже они прошли проверку и стали широко применяться нефтяными компаниями при разведке как морских, так и наземных месторождений углеводородов.[2]

Траектории волн, отраженных от поверхностей раздела, легко изобразить графически (рис.8). При помощи отраженных волн можно установить границу раздела между любыми двумя слоями, акустический импеданс (функция скорости и плотности) которых различен. Отношение энергии отраженной волны к исходной (называемое коэффициентом отражения Рэлея) для нормальной плоской волны выражается формулой

где Р- плотность, а С-компрессионные скорости в соответствующих слоях. Разность импеданса для границы раздела можно определить путем измерения количества энергии, отраженной этой поверхностью. В большинстве случаев более интенсивная запись на ленте самописца соответствует увеличению амплитуды отраженной волны. Тонкие слои с небольшой разницей импеданса обычно не регистрируются. На сейсмограммах отраженных волн регистрируется удвоенное время прохождения волной пути от источника до границы раздела. Чтобы по времени прохождения волн вычислить глубину залегания или мощность слоя, нужно знать скорости распространения волн на всем их пути. Поэтому отсутствие данных о скоростях волн в вышележащих слоях затрудняет изучение глубинного слоя, но форму его поверхности все равно можно установить. Путь прохождения преломленных волн более сложен (рис. 8). Они пересекают границы между разными средами таким образом, 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 глубин залегания таких слоев измеряется время, затраченное волнами на прохождение пути от источника до приемника.[3]

4.1 Метод отраженных волн (МОВ)

Метод отраженных волн (MOB) - наиболее эффективный и развитый метод сейсморазведки, применяемый в наибольших объемах при поисках и детальной разведке месторождений нефти, газа и ряда других полезных ископаемых на суше и на море. Предложен в США Р. Фессенденом в 1917 году и Ж. Карцером в 1919 году и, 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 границ раздела геологических напластований;

- выявления структурных и неструктурных ловушек полезных ископаемых, особенно нефти и природного газа;

- при благоприятных обстоятельствах для получения данных о литологии, фациальном составе пород, условии их образования, характере флюидов, насыщающих поровое пространство горных пород, и др.

Морские сейсмические исследования MOB проводятся в основном по двум методикам — ОГТ и непрерывное профилирование, которые существенно различаются по стоимости, мощности источников, эффективной глубине проникновения энергии и еще по ряду других параметров. Упругие волны в MOB возбуждают с помощью проведения взрывов в неглубоких скважинах или действием специальных невзрывных источников. На поверхности регистрируются отраженные волны от достаточно протяженных геологических границ, на которых заметно меняется волновое сопротивление (акустическая жесткость) соседних толщ. Таким границам обычно соответствуют литологические и тектонические поверхности разделов геологических сред. После регистрации упругих волн изучают их кинематические (времена прихода, скорости распространения и т. п.) и динамические (амплитуды, частоты и др.) характеристики. Отраженные волны всегда регистрируются на фоне помех глубинного и поверхностного происхождения. Поэтому для их выделения применяют специальные приемы возбуждения, записи и обработки, использующие различия в кинематических и динамических характеристиках отраженных волн и волн-помех. Полевые наблюдения выполняют по специальным системам наблюдений. В настоящее время основными являются системы многократных перекрытий, обеспечивающие получение значительной

избыточной информации, что предопределяет необходимость в дальнейшем проводить обработку по самым высокоэффективным технологиям. В настоящее время в сейсморазведке MOB применяют преимущественно 48-кратные перекрытия с расстоянием между каналами от 25 до 100 м. Запись колебаний производится, главным образом, сейсморазведочными станциями с числом каналов 96 и более. Обработка данных MOB практически полностью автоматизирована и, как правило, выполняется в крупных вычислительных центрах на мощных ЭВМ. В процессе обработки используют такие преобразования полевых записей, которые существенно улучшают отношение сигнал/помеха. Для воссоздания реального пространственного положения отражающих границ выполняют специальные преобразования волнового поля, позволяющие перейти от координат точек прихода волн на поверхности наблюдений к координатам глубинных точек отражения. Окончательные результаты обработки представляют в виде сейсмических изображений среды временных и/или глубинных 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, что запись отраженных волн производится на сравнительно небольших удалениях от источников упругих волн, благодаря чему лучевые пучки отраженных волн всегда оказываются 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 изучения геологической среды, что и определяет ведущую роль MOB среди других методов сейсморазведки. Разрешающая способность сейсморазведки MOB по горизонтали оценивается минимальными горизонтальными размерами и неоднородностей, порождающих регулярные отраженные волны. В обычных условиях разрешающая способность по горизонтали соизмерима с радиусом первой зоны Френеля и на глубинах от 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. Время прохождения 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. Отмечены также 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 с помощью радиобуев. Зная скорость звука в разных слоях, можно по времени вступления отраженных волн рассчитать глубину залегания отражающих границ. Профиль получен в западной части Тихого океана к востоку от Японского желоба.[3]

Разрешающая способность по вертикали определяется толщиной отдельного пласта, от кровли и подошвы которого отраженные волны на записях наблюдаются раздельно, что в частотном диапазоне 20 - 100 Гц составляет обычно(15–25м). При использовании некоторых специальных видов обработки возможно 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) - модификация МОВ, основанная на системе многократных перекрытий и отличающаяся суммированием(накапливанием) отражений от общих участков границы при различных расположениях источников и приемников. Метод ОГТ базируется на допущении о коррелируемости волн, возбужденных удаленными на разное расстояние источниками, но отразившимися от общего участка границы. Неминуемые различия спектров разных источников и погрешности во временах при суммировании требуют понижения спектров разных источников и погрешности во временах при суммировании требуют понижения спектров полезных сигналов. Основное преимущество метода ОГТ состоит в возможности усиления однократно отраженных волн путем уравнивания времен отражений от общих глубинных точек и их суммирования. Специфические особенности метода ОГТ определяются свойствами направленности при суммировании, избыточностью данных и статистическим эффектом. Они наиболее успешно реализуются при цифровой регистрации и обработке первичных данных.

Также этот метод включает в себя основную и самую используемую в разведке модификацию 3D поиска. Трехмерная сейсморазведка отличается:

1. Высокой детальностью исследований за счет значительного повышения плотности информации на единицу площади, дающей возможность сформировать куб сейсмической записи, характеризующийся практической непрерывностью волнового поля. Это дает возможность кроме детального описания формы отражающих поверхностей получать непрерывные поля оценок свойств (характеристик) изучаемых геологических сред.

2. Существенно большим (в 2 и более раз) эффектом подавления помех в ЗD при равной кратности накапливания по сравнению с 2D. Еще значительнее это различие при сравнении мигрированных разрезов, так как число трасс, вовлекаемых в ЗD миграцию "при ее площадном характере, гораздо больше, чем при 2D миграции, выполняемой по профилю. Все это обеспечивает лучшее отношение сигнал/шум. Поэтому динамика сейсмической записи точнее отражает геологическое строение среды.

3. Новым качеством восстановления пространственного положения отражающих границ и динамических характеристик отражений по сравнению с сейсморазведкой 2D за счет применения миграции ЗD. Это обеспечивает существенно более точное воссоздание истинной структуры геологических границ и физических свойств пород в сложнопостроенных реальных средах.

4. Принципиально более высокой степенью надежности выделения и трассирования тектонических нарушений и иных границ резкого изменения рельефа отражающих поверхностей.

5. При значительном, более чем на порядок, увеличении пространственной разрешенности стоимость работ 3D по сравнению с детальной съемкой 2D возрастает всего в 1.5- 2 раза.

ЗD сейсморазведка реализуется с помощью буксируемой площадной базы наблюдений, имеющей один источник и ряд параллельных линий приема (кос), расстояние между которыми составляет 100-300 м. Необходимая поперечная кратность системы наблюдений обеспечивается боковым сдвигом полос с их перекрытием по линиям приема. Для работ ЗD сейсморазведки созданы специальные суда с очень широкой кормой (до 40 м), позволяющие буксировать до 12 и более сейсмических кос. На рис. 11 показана одна из схем буксируемой базы наблюдений, содержащей один источник и 8 кос. Для формирования широкой площадной базы приема 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 обеспечивать регистрацию очень больших объемов информации в высоком темпе: в ЗD сейсморазведке записи многих сотен трасс выполняются каждые несколько секунд в течение многих часов и даже суток непрерывного движения судна. При этом процесс сейсмической записи должен быть жестко синхронизирован с работой источников колебаний и записью данных спутниковой интегральной навигационной системы. Она представляет собой комплекс наземных и космических средств определения координат объектов на поверхности земли и моря. С ее помощью осуществляется вывод судна на площадь работ, его курсирование по проектным маршрутам и непрерывное определение координат пунктов возбуждения и приема колебаний. Поток данных радиогеодезии и спутниковой навигации вместе с показаниями судовых приборов (эхолотов, компасов, измерителей скорости и др.) поступает в компьютер управляющей системы, где обрабатывается и сравнивается с проектным заданием. В результате выдаются командные сигналы па рулевую машину корабля для корректировки его курса и скорости.

Метод ОГТ 3D является основной модификацией MOB при поисках и разведке нефтяных и газовых месторождений практически во всех сейсмогеологических условиях.[6] [12]

Однако результатам суммирования по ОГТ свойственны некоторые ограничения. К ним относятся: а) существенное снижение частоты регистрации; б) ослабление свойства локальности МОВ за счет увеличения объема неоднородного пространства при больших удалениях от источника характерных для метода ОГТ и необходимых для подавления многократных волн; в) наложение однократных отражений от близких границ вследствие свойственного им сближения осей синфазности при больших удалениях от источника; г) чувствительность к боковым волнам, мешающим прослеживанию целевых субгоризонтальных границ вследствие расположения основного максимума пространственной характеристики направленности суммирования в плоскости, перпендикулярной к базе суммирования (профилю).

Указанные ограничения в целом обуславливают тенденцию снижения разрешающей способности МОВ. Учитывая распространенность метода ОГТ, их следует учитывать в конкретных сейсмологических условиях.[9]

4.2 Cейсмопрофилирование методом отраженных волн

Сейсмопрофилирование позволяет картировать акустические отражающие горизонты в толще осадков. Работают волны обычно на частотах от 20 до 200 Гц. Низкочастотные акустические сигналы, проходя через осадки, ослабляются (поглощаются) меньше, чем высокочастотные, и поэтому частично проникают 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 этими точками.

При сейсмопрофилировании методом отраженных волн применяют различные источники звуковых сигналов. В первых экспериментах, проведенных сразу после окончания второй мировой войны, в этих целях пользовались только взрывами. Чтобы получить непрерывную сейсмическую запись, с борта судна через каждые 3 мин сбрасывалась 200-граммовая шашка тринитротолуола. В Ламонтской обсерватории благодаря применению этой методики в течение 10 лет были собраны весьма ценные материалы.

Рис.12 Фрагмент разреза НСП через рифтовую долину хребта Книповича

В настоящее время взрывчатые вещества, работа с которыми очень трудоемка и небезопасна, заменены воздушными пушками (аирганы) и искровыми разрядниками (спаркеры), создающими в воде достаточно высокочастотный импульс упругих колебаний, что позволяет получать высокоразрешенные сейсмические разрезы придонных отложений. Современные гидрофоны способны регистрировать слабые сигналы, приходящие от подповерхностных отражающих горизонтов, почти на полном ходу судна, что повышает эффективность работ. Такая система непрерывного сейсмопрофилирования в наше время является столь же обычным оборудованием научно-исследовательских судов, каким был в 50-е гг. эхолот. Непрерывное сейсмическое профилирование (НСП) на акваториях отличается от стандартных морских исследований по методу ОГТ прежде всего тем, что его целью является картирование только верхней части осадочного разреза, иногда только неконсолидированных осадочных пород и самой верхней части уплотненных (обычная цель инженерных исследований), а иногда детальное изучение верхней толщи пород мощностью 1000 м. Профилирование широко используется в океанографических исследованиях для изучения обширных площадей с небольшими затратами средств. Для проведения профилирования требуются корабли меньших размеров, записывающая аппаратура, имеющая всего 1-2 рабочих канала и более слабые источники колебаний — следовательно, профилирование гораздо дешевле, чем стандартные морские сейсмические исследования. Более слабые по мощности источники излучают сигналы, обогащенные высокими частотами.

Поэтому разрешающая способность этого метода, как правило, много выше, чем стандартных сейсмических работ. Обычно применяется только одна группа гидрофонов, но при этом возбуждение колебаний и регистрация происходят через такие короткие интервалы, что получается по существу непрерывная запись. Методика наблюдений подобна той, которая применяется для непрерывной регистрации глубины воды с помощью эхолота. Большинство профилографов, которые являются одноканальными устройствами, не способны осуществлять выбор между волнами по признаку нормального кинематического сдвига, и поэтому полезный интервал записи часто ограничен глубиной воды, т. е. временем прихода кратной в воде волны.[3][4] [9]

4.3 Метод преломленных волн (МПВ)

В методе преломленных волн (МПВ) обычно регистрируются и анализируются головные, рефрагированные и преломленно-рефрагированные волны.

Метод преломленных волн (МПВ) основан на регистрации волн, проходящих значительную часть пути в пластах, характеризующихся большей скоростью по сравнению с вышележащими. На некотором удалении от источника такие волны обгоняют все другие. Это создает условия для их регистрации в области первых вступлений, благодаря чему МПВ был первым сейсмическим методом разведки, получившим (начиная с 20-х годов) промышленное применение. Способы наблюдений и интерпретации в МПВ позволяют: а) определять глубины до преломляющих границ и строить разрезы, карты изоглубин; б) устанавливать граничные скорости vr распространения волн вдоль преломляющих границ по годографам головных и слабо рефрагированных волн и по годографам рефрагированных волн с введением поправки за рефракцию; в) оценивать зависимость v (H) региональной компоненты поля скоростей от глубины по годографам рефрагированных волн; г) строить разрезы в изолиниях скорости; д) определять коэффициенты поглощения в преломляющем слое по графикам амплитуд Ах головных волн; е) находить модули упругости (при совместной регистрации волн Р и S); ж) картиро-

вать в плане тектонические нарушения. Преимущество метода заключается в возможности определять скорости распространения сейсмических волн вдоль глубинных сейсмических границ, по которым можно судить о физических свойствах преломляющих горизонтов, их литологическом составе, о принадлежности сейсмических границ к геологическому разрезу. Для метода практически нет ограничений в глубине разведки (для него доступны глубины от единиц метров до 10—20 км); имеется возможность применять метод в районах с интенсивным фоном многократных 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 меньшая точность, детальность и разрешающая способность по сравнению с методом отраженных волн, особенно при изучении криволинейных границ.

Благоприятны для применения МПВ горизонтально-слоистые среды с небольшим числом слоев, характеризующихся большой дифференциацией по скоростям. Скорость в слое, представляющем интерес для разведки, должна быть больше, чем во всех вышележащих (толстых) слоях, а преломленная волна, соответствующая этому слою, должна прослеживаться преимущественно в первых вступлениях, где выделение волн и определение их параметров осуществляется с большей точностью. Для применения МПВ следует предварительно изучить среду по распределению скорости в покрывающей толще, так как зависимость v (Н) в МПВ определяется с малой точностью.

Усовершенствованная модификация МПВ - корреляционный метод преломленных волн (КМПВ) - был предложен в СССР в конце 30-х годов группой геофизиков под руководством академика Г. А. Гамбурцева. Этот метод основан на прослеживании головных волн не только в области первых, но и в области последующих вступлений на основе фазовой корреляции. Наблюдения в КМПВ проводят начиная от пункта взрыва до удалений порядка 10-кратной глубины залегания изучаемой преломляющей границы. При исследовании малых глубин используют частоты 30-100 Гц. Глубины до 2 - 4 км изучают на частотах 30 - 60 Гц. Большие глубины (более 5 км) изучают на частотах до 10 - 20 Гц. В последнем случае данную модификацию сейсморазведки называют глубинным сейсмическим зондированием на преломленных волнах - ГСЗ-МПВ. Глубинное сейсмическое зондирование находит широкое применение при исследовании глубинной структуры земной коры и верхней мантии на морях и океанах.

Глубинное сейсмическое зондирование на море проводится обычно методом передвижных возбудителей сейсмических волн и неподвижных регистрирующих станций. Многоканальные наблюдения при этом заменяются возбуждениями в различных точках профиля, а неподвижный пункт возбуждения заменяется неподвижной одноканальной регистрирующей станцией. На корабле, принимающем сейсмические волны, используются 1-2 гидрофона, которые дают запись практически в одной точке. Гидрофоны погружают на глубину 50-70 м и специальными мерами отвязывают их от поверхности воды.

Наиболее типичные особенности технологии морских работ МПВ-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 при одинаковом положении источника. Эти записи должны быть исключены. Их устранение осуществляется путем идентификации всех трасс с соответствующими пунктами возбуждения по журналам сменных рапортов операторов и данным навигации.

2. За время отработки расстановки происходит расхождение времени между часами ДР и опорного спутникового времени (уход часов ДР). Учет ухода часов требует ввода соответствующих временных поправок во все трассы каждого зондирования на основе результатов поверки ДР перед постановкой и после его подъема.

3. Отработка профиля или его части может проходить в разных направлениях движения источника: совпадающем с направлением профиля или противоположном ему. Для приведения данных в соответствие с географической ориентацией профиля требуется дополнительная сортировка трасс.

4. Изменение скорости движения судна с источником приводит к неравномерному шагу между трассами. Это создает погрешности при вводе кинематических поправок в процессе построения динамического разреза, что требует их дополнительного анализа и учета.[11]

До не столь давнего времени бурение позволяло получать пробы пород только из верхних 500 м твердой коры океанов под осадками. Знания о более глубоких слоях коры основаны главным образом на результатах зондирования методом преломленных волн и сопоставлении определенных при этом сейсмических скоростей с данными лабораторных измерений в образцах предполагаемых аналогов пород изучаемых разрезов. Было установлено, во-первых, что океаническая земная кора значительно тоньше, чем континентальная, а во-вторых, что она состоит из нескольких, четко различающихся слоев, исключительно однородных в пределах всего Мирового океана. Из этих данных к середине 60-х гг. была выведена удивительно ясная картина океанической коры. Усовершенствование приборов и способов интерпретации данных позволило в дальнейшем получать с помощью метода преломленных волн гораздо более детальную информацию об океанической земной коре. В результате выяснилось, что она совсем не такая однородная, как думали раньше. Метод преломленных волн стал в итоге одним из важнейших в морской геофизике. В самом начале работ методом преломленных волн, когда о строении и происхождении океанических впадин знали еще очень мало, одним из самых важных вопросов, требовавших ответа, был состав слоя 2 (рис. 7). Исследования методом отраженных волн в сочетании с отбором проб поршневыми трубками показали, что слой 1 состоит из осадков. Но измеренные сейсмические скорости слоя 2 можно было отнести как к вулканическим породам базальтового состава, так и к сильно консолидированным осадкам. Если бы слой 2 состоял из древних консолидированных осадков, то подтвердилась бы гипотеза перманентности и древности океанических впадин. Если же там залегают вулканические породы, перекрытые относительно молодыми неконсолидированными осадками, то океаны должны быть молодыми. Сейсмические исследования методом преломленных волн приобрели в этой связи первостепенное значение.

В основу метода преломленных волн положены законы преломления звуковых волн на границе слоев разной плотности. Преломленные волны продолжают поступать от непрерывной границы к приемнику до тех пор, пока вся их энергия не будет израсходована (рис. 8). На любом фиксированном расстоянии от точки взрыва первым приходит к приемнику сигнал, относящийся к волне, прошедшей через среду с наибольшей сейсмической скоростью. Последующие сигналы представляют волны, прошедшие через слои со все убывающими скоростями. Чтобы распознать слои земной коры по поведению преломленных волн, нужно принимать поступающие сигналы в нескольких точках на разном удалении от точки взрыва. Работы с преломленными волнами на ранних стадиях морских сейсмических исследований проводились либо с двух, либо с одного судна.

Рис.13 Схема работы с радиобуем. 1. После погружения радиобуя в 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 промежутки времени. Мощность источника по мере удаления увеличиваются. В большинстве таких экспериментов максимальное удаление судов достигало 100 км. Волны, поступающие от самых глубоких слоев, регистрируются первыми, так как они движутся с наибольшей скоростью. Ввиду дороговизны и сложности двухсудового метода был разработан односудовой вариант с использованием для регистрации автономных радиобуев. К радиобую подвешивается один заменяемый гидрофон, опущенный на глубину от 20 до 40 м от поверхности воды. Радиобуй, энергопитание которого обеспечивается батареей, действующей за счет реакции с морской водой, передает на 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 двухсудовом варианте. Полученные данные позволяют рассчитать распределение сейсмических скоростей по глубине в толще осадков, скорости преломленных волн и их градиенты. В конце 60-х и начале 70-х гг. в сейсмическую методику было внесено два существенных усовершенствования, позволившие уточнить наши представления об океанической земной коре: айрганы, производящие не одиночные, а многократные возбуждения, и донные сейсмографы. Донные сейсмографы разных типов служат для приема сейсмических сигналов, посылаемых с надводного судна. Они опускаются на дно путем свободного падения. Всплытие обеспечивается с помощью либо реле времени, либо акустического размыкателя. Для регистрации сейсмических сигналов внутрь корпуса сейсмографа помещают приемное устройство и магнитофон. Важнейшими преимуществами донных сейсмографов являются строгая фиксация точки приема и прием в условиях тишины. В результате зондирования методом преломленных волн к началу 60-х гг. были выявлены основные черты строения океанической земной коры. Установлено, что кора над мантией состоит из трех основных слоев, характеризующихся следующими средними величинами сейсмических скоростей:

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, расположенным в океанах на глубине всего 6-7 км от дна, тогда как на континентах глубина раздела Мохоровичича около 40 км. Для суждения о составе пород разных слоев коры сейсмические скорости, определенные методом преломленных волн, были сопоставлены с данными измерения скоростей звука в образцах керна глубоководного бурения, в образцах, драгированных с подводных обнажений, и в породах офиолитовой серии.[3] [2]