Сейсмическая стратиграфия

Сейсмическая стратиграфия Использование при поисках и разведке нефти и газа Под редакцией Ч. Пейтона 1 том Предисловие редакторов перевода

За последнее десятилетие сейсмическая разведка на отраженных волнах претерпела качественный скачок в методике и технике работ. Переход на цифровую регистрацию и системы многократных перекрытий при полевых наблюдениях, непрерывно совершенствующаяся цифровая обработка и новейшие способы визуализации сейсмических данных на последующем этапе обеспечили существенное повышение качества получаемых результатов. По мере развития и совершенствования методов обработки сейсмических данных становилось все более очевидным, что кроме традиционной информации о структуре геологических толщ сейсмические временные разрезы несут сведения о вещественном составе пород и условиях осадконакопления. Возникла острая необходимость в создании новых методов интерпретации, базирующихся на использовании всего объема полезной информации, заключенной в сейсмических данных. Предлагаемая вниманию читателя книга и является в определенной мере ответом на этот запрос практики. Она представляет собой первое сравнительно полное и систематизированное изложение идей, принципов, методики и частично результатов нового научного направления, развиваемого на стыке традиционных геологических и геофизических методов изучения и описания реальных сред. В книге сконцентрирован накопленный к настоящему времени опыт геологов и геофизиков США в новейших подходах к интерпретации данных сейсморазведки отраженными волнами. Отличительной особенностью настоящей книги является качественно новый уровень использования классических геологических методов анализа (стратиграфического, литологофациального, палеоструктурного и т. д.) при интерпретации сейсмических данных. Можно сказать, что изложенные здесь сведения представляют собой научную основу поисков и разведки неструктурных ловушек углеводородов. Решение этой задачи достигается путем прогноза генезиса и вещественного состава тонкослоистых осадочных толщ по данным сейсморазведки. Стержнем книги является цикл исследований группы специалистов, работающих в фирме «Экссон» (П. Вейла, Р. Митчема и др.). В нем анализируются связи между рисунком сейсмических отражений и условиями осадконакопления отражающих толщ. Собственно этой группой и предложен термин «сейсмическая стратиграфия» для описания новых методов геологического анализа, сейсмических данных. Исследования

базируются на рассмотрении огромного объема сейсмических наблюдений, проведенных прежде всего на морских акваториях, где качество сейсмических материалов особенно высоко и где в связи с малым объемом бурения ценность дополнительной геологической информации, извлекаемой из сейсмических разрезов, наиболее значительна. Авторы основываются на интересной гипотезе о значительном влиянии глобальных изменений уровня моря на режим седиментогенеза, которая открывает возможности прогноза хроностратиграфии толщ на основе анализа поверхностей несогласия на сейсмических разрезах. Большой объем фактического материала, четкая систематизация данных, продуманная стройная последовательность изложения и весьма удачное сочетание новейших методов детальной интерпретации сейсмических временных разрезов с глубоким пониманием геологических особенностей и закономерностей строения изучаемых сред позволяют рассматривать этот цикл как самостоятельную фундаментальную работу, теоретическое обоснование методов сейсмостратиграфии. Очень полезны для понимания физических основ новых методов интерпретации сейсмических данных предпосланные основному циклу статей по сейсмостратиграфии две работы широко известных в нашей стране геофизиков Р. Шериффа и А. Грегори, посвященные первая — анализу разрешающей способности сейсмических методов^ и свойственных им ограничений, а вторая — связям упругих характеристик пород, определяющих особенности сейсмической записи, с петрофизиче-скими параметрами, важными с точки зрения оценки перспективности на нефть и газ изучаемого объекта. Вопросы практического использования принципов сейсмостратиграфического анализа на примерах разнообразных по геологическому строению регионов рассматриваются в статьях Л. Брауна и У. Фишера, Ч. Стюарта и Ч. Каугхея, Р. Ваймера и Т. Девиса. Эти работы интересны с точки зрения оценки роли сейсмических данных при решении таких задач, как восстановление обстановок осадконакопления, палеотектонические и палеогеографические реконструкции, эволюция режима седиментогенеза. В отличие от этих работ, авторами которых являются геологи, развивающие вопросы интерпретации сейсмических данных, три последующие статьи подготовлены геофизиками, излагающими новые возможности представления сейсмических данных и использования их при прямых поисках углеводородов и выявлении стратиграфических ловушек, а также вопросы применения сейсмических наблюдений на море для детального изучения геологического строения верхней части разреза. Описываемые здесь идеи, методы и фактические данные существенно дополняют представления, изложенные в предшествующих работах, и в целом близки к внедряемым в нашей стране новейшим приемам интерпретации сейсмических данных. Заключительная часть книги содержит цикл статей по методике и результатам стратиграфического моделирования, а также применению этого подхода для выявления коллекторов и неантиклинальных лову-

шек нефти и газа в разнообразных геологических условиях. Хотя за последние годы в нашей стране и за рубежом опубликован ряд статей на аналогичные темы, представленные в книге материалы несомненно помогут практическому освоению методов стратиграфического моделирования. Следует особо подчеркнуть важное прикладное значение опубликованных здесь результатов моделирования для интерпретации кинематических и динамических характеристик волн, отраженных от тонких неоднородных пластов — типичных резервуаров нефти и газа. Ряд освещаемых в книге вопросов и положений знаком советскому читателю. Это касается методики прямых поисков углеводородов по аномалиям амплитуд сейсмических сигналов, оценки литологии и коллекторских свойств отложений по скоростям распространения упругих волн, преобразования сейсмических трасс в кривые акустической жесткости, стратиграфического моделирования. Указанные способы развиваются в рамках проблемы прогнозирования геологического разреза (ПГР). Но даже в этой области читатели настоящей книги найдут много нового. Особенно интересны и показательны примеры практического использования методик, аналогичных отечественным, на конкретных геологических объектах. В области же собственно сейсмостратиграфического анализа настоящая работа не имеет аналогов в мировой геологической литературе. И хотя не все гипотезы и положения, высказываемые и защищаемые авторайи книги, представляются доказанными и разделяются большинством геологов нашей страны, тем не менее не вызывает сомнения огромный интерес и высокая актуальность рассматриваемых в книге вопросов, большое значение ее для повышения эффективности поисков углеводородного сырья во всех без исключения регионах и особенно на акваториях. Развитие и широкое воплощение в практику геолого-поисковых работ на нефть и газ идей и методов сейсмической стратиграфии ставят на повестку дня вопрос о подготовке специалистов нового профиля — геологовсейсморазведчиков, обладающих, с одной стороны, глубокими знаниями основных геологических дисциплин, особенно в области седи-ментогенеза и тектоники осадочных бассейнов, а с другой — изучившими теоретические основы распространения упругих волн в горных породах, методику сейсмических наблюдений, цифровую обработку информации. Только таким специалистам удастся в полной мере реализовать потенциальные возможности сейсмостратиграфического анализа. Настоящая книга послужит хорошим пособием для подготовки таких специалистов. Отличительной особенностью книги является простота и четкость изложения, общий физико-геологический подход, не требующий от читателя глубокой математической подготовки, обилие тщательно подобранных и весьма информативных иллюстраций. Можно не сомневаться, что новаторские идеи книги, ее комплексный геолого-геофизический подход обеспечат ей широкую читательскую аудиторию геологов и геофизиков, работающих в области поиска и разведки углеводородов, на-

учных работников, преподавателей и студентов нефтяных и геолого-разведочных вузов страны. Русский Перевод книги выходит в двух частях. В каждой из них дано содержание соответствующей части. В конце второй части приведен список авторов с указанием мест их работы и общий предметный указатель ко всей книге. Г. Н. Гогоненков, Н. Я. Кунин Апрель 1981 г. Предисловие

В настоящей книге обобщены материалы первого симпозиума по сейсмической стратиграфии, который проходил в 1975 г. во время конгресса Американской ассоциации геологов-нефтяников. Включены также наиболее содержательные доклады, представленные на различных совещаниях, которые состоялись после симпозиума. Сейсмическая стратиграфия — один из наиболее быстро развиваю-' щихся разделов геологической науки. Основные принципы интерпретации сейсмических сигналов, отражающихся от тонких пластов, и методика построения синтетических сейсмограмм для слоистых сред были разработаны более 20 лет назад, но их широкое практическое использование стало возможно только с появлением современной вычислительной техники. Точно так же лишь в последние годы качество сейсмо-разведочных материалов повысилось настолько, что стало возможным с достаточной точностью оценивать по сейсмическим данным коллек-торские свойства пород и их фациальный состав. Развитие сейсмической стратиграфии шло по двум направлениям. Одно из них ориентировано на поиск способов получения стратиграфической информации посредством качественного анализа отраженных волн. С целью выделения характерных ассоциаций отражений и их классификации изучаются вариации амплитуды отраженных сигналов, протяженности осей синфазности и их взаимной согласованности. Таким ассоциациям ставятся в соответствие определенные стратиграфические образования, изученные по данным глубокого бурения. Второе направление заключается в построении синтетических сейсмограмм методами численного моделирования на ЭВМ. В этом случае по данным исследований в скважинах или на основе априорных представлений исследователя о разрезе строится модель слоистой среды, каждый слой которой характеризуется определенной мощностью, скоростью сейсмических волн, плотностью и коэффициентом поглощения. Таким образом, каждой границе раздела сред ставится в соответствие определенный коэффициент отражения. Затем выполняется операция свертки этой модели с

сейсмическим импульсом для получения синтетической сейсмограммы, с которой сопоставляется реальная полевая запись. Статьи, составляющие книгу, сгруппированы в три отдела. В первом отделе рассмотрены принципы, на которых основывается интерпретация сейсмических данных и которые в то же время ограничивают ее возможности. Второй отдел включает 16 статей, посвященных методам качественной интерпретации материалов сейсморазведки отраженными волнами с целью получения стратиграфической информации. В третьем описываются методы моделирования и приводятся конкретные примеры их применения. Более глубокое изучение физических свойств горных пород и непрерывное совершенствование методов обработки сейсмических данных обеспечат развитие сейсмической стратиграфии и в будущем. Дальнейший прогресс в технике и способах получения полевых данных, принципиальное решение вопроса регистрации высокочастотных сигналов и создание серийной аппаратуры для наблюдений на поперечных волнах будут способствовать еще более точной стратиграфической интерпретации сейсморазведочных материалов. Чарльз Е. Пейтон Хьюстон, Техас, ответственный редактор 6 июня 1977 г.

Отдел 1

ОСНОВЫ СТРАТИГРАФИЧЕСКОЙ ИНТЕРПРЕТАЦИИ СЕЙСМИЧЕСКИХ ДАННЫХ Ограничения разрешающей способности сейсморазведки MOB и детальность получаемой геологической информации * Р. Е. Шернфф

Краткое содержание. Качество стратиграфической интерпретации материалов сейсморазведки в значительной мере зависит от того, насколько низок уровень помех, т. е. насколько сейсмический сигнал действительно является отражением от реальных границ. Отсюда следует важность высокого качества как первичной записи, так и ее обработки. Если полученные данные в достаточной степени свободны от помех, то длина сейсмической волны является фактором, ограничивающим детальность, с которой можно выделять стратиграфические отдельности в двух измерениях: по вертикали, т. е. судить о мощности пластов, и по горизонтали, т. е. оценивать их площадные размеры. Большинство отражений, видимых на первичных разрезах MOB, состоят из элементарных волн, пришедших от нескольких поверхностей раздела. Расчет волновых полей для отражений от последовательности пластов, включающей несколько поверхностей раздела, помогает понять значимость формы отраженного сигнала и правильно ее интерпретировать. Такой расчет именуется построением синтетических сейсмограмм, если исходной информацией являются данные промыслово-геофизических исследований в скважинах, или моделированием, если он выполняется для того, чтобы исследовать изменчивость свойств пород по площади. Сравнение синтетических сейсмограмм с каротажными диаграммами хорошо иллюстрирует разрешающую способность сейсмических данных и присущие им ограничения, особенно если решать обратную задачу, т. е. строить каротажные кривые по сейсмическим данным, иными словами, строить диаграммы «псевдоакустического каротажа». зможности извлечения стратиграфической информации из сейсморазведочных данных зависят также от способа представления последних: разнообразные формы представления, акцентирующие различные особенности сейсмических данных, значительно обогащают их геологическую информативность.

ВВЕДЕНИЕ Современные сейсмические разрезы MOB часто сильно похожи на геологические разрезы. Поэтому кажется, что их вполне может интерпретировать геолог, не имеющий четких представлений о принципиальных ограничениях, присущих геофизическим методам. Дело в том, что на сейсмических разрезах изображается интегральная волновая картина, формирующаяся при распространении сейсмических волн в земной коре, и взаимное расположение пластов горных пород — лишь один из многих факторов, определяющих эту картину. Анализ и обработка сейсмических данных помогают подавить множество сигналов, не связанных с реальными отражениями от границ пластов. Наблюдаемые отражения необходимо упорядочить на разрезе до выполнения его геологической интерпретации, так как сейсмические сигналы приходят не строго по вертикали, а обычно вдоль лучей, имеющих тот или иной наклон и кривизну. Следует помнить, что в большинстве своем регистрируемые отражения являются результатом сложной интерференции нескольких простых сигналов, поэтому не существует прямого однозначного соответствия между отражением, видимым на сейсморазрезе MOB, и поверхностью раздела в недрах земной коры. Несмотря на эти ограничения, геофизику часто удается даже незначительные изменения формы сейсмического сигнала связать с литологостратиграфическими изменениями. Однако интерпретатору следует полностью отдавать себе отчет в том, что даже в районах с невысоким уровнем помех, где получают высококачественные записи, далеко не каждое изменение формы сигнала соответствует геологическим изменениям в исследуемой толще. Стратиграфическая принадлежность отражений обычно выясняется только после увязки результатов сейсморазведки со скважинными данными. После того как корреляция между рассматриваемой формой сейсмического сигнала и известного осадочного образования установлена, с помощью сейсморазведочных данных можно проследить распространение этого осадочного тела по площади. Установление наиболее характерных корреляций позволяет распознавать подобные осадочные образования и в других районах. Даже в случаях высококачественных регистрации и обработки, когда интерпретатор может быть уверен в том, что выделены именно первичные отраженные сигналы, некоторая неоднозначность интерпретации всегда сохраняется, причем эта неоднозначность определяется главным образом ограничениями, связанными с длиной сейсмической волны. Физические основы механизма формирования отраженных волн будут рассмотрены ниже, что позволит читателю яснее представить себе природу этих ограничений и тем самым точнее оценивать степень достоверности стратиграфической интерпретации сейсморазведочных данных.

Свойства изучаемого разреза Скоростл г плотность = акустическая жесткостб Конволюция с сейсмически м импульсом Добавление многократных отражении Факторы,ме няющие амплитуду Фильтрация через толщу пород Добавление микросейсмических помех

Коррекция формы сигнала. Деконволюция. (Корреляция вибросейсмических сигналов.) Предсказывающая деконволюция. Суммирование ОГТ Восстановление амплитуд Деконволюция. Частотная фильтрация Суммирование. частотная фильтрация

Добавление случайных шумов

Суммирование с учетом энергии сигнала

Добавление когерентных помех

Суммирование. Фильтрация скоростей

Прохождение приповерхВлияние ностной зоны аппаратуры

введение Подготовка лент статических покправок обработке с учетом редактирование поверхностных условий

Полевая сейсмограмма РИС. 1. Источники сейсмических помех (левая колонка) и программы обработки с целью сведения к минимуму их влияния (правая колонка). Порядок, в котором выполняются операции обработки, обычно нс соответствует показанному.

ПОДАВЛЕНИЕ ПОМЕХ ПЕРЕД ИНТЕРПРЕТАЦИЕЙ Волны-помехи должны быть существенно ослаблены до того, как наступит этап стратиграфической интерпретации данных; вариации формы сигнала должны отражать изменения геологических параметров среды, а не изменения уровня помех (см. словарь геофизических терминов в конце статьи). При этом весьма важны качественная полевая запись и тщательная обработка данных. Для разработки способов подавления помех необходимо прежде всего уяснить себе источник этих помех (рис. 1). Различия в свойствах среды вблизи источника сейсмических волн и сейсмоприемника могут привести к изменению формы сигнала. Введение статических поправок с учетом поверхностных условий по соответствующим программам часто позволяет устранить разницу во временах прихода волн, вызванную приповерхностными неоднородностями; коррекция формы сигнала приводит к исключению вариаций, связанных с вариациями формы импульса, созданного источником, а обработка амплитуд с учетом поверхностных условий и введение поправок за расхождение волн позволяет устранить вариации амплитуд, не связанные с геологическим строением изучаемой толщи. Фильтрация скоростей и получение избыточных данных за счет многократного повторения измерений помогают подавить когерентные волны-помехи различных типов, равно как и случайные шумы. Предсказывающая деконволюция и суммирование сигналов, соответствующих общей глубинной точке, используются для подавления многократных волн. Деконволюция помогает устранить при-поверхностную реверберацию и расширить спектр частот с целью сужения сейсмического сигнала. Специальная обработка временного разреза (миграция) помогает установить истинное пространственное расположение отражающих площадок (на необработанных разрезах они располагаются под точками наблюдения). Миграция временного разреза на основе решения волнового уравнения способствует более четкому выделению наклонных отражающих площадок, даже когда в целом наблюдается картина почти горизонтального залегания слоев и выполнение миграции разреза кажется ненужной операцией (рис. 2). Миграция с помощью решения волнового уравнения, если она правильно выполнена, не влечет за собой искажения формы сигнала или его амплитуды, сохранение которых имеет очень большое значение для правильной стратиграфической интерпретации. ДЛИНА ВОЛНЫ И РАЗРЕШАЮЩАЯ СПОСОБНОСТЬ Известно, что основной единицей измерения в сейсморазведке служит длина сейсмической волны. Возможность обнаружения исследуемого объекта зависит от того, каковы его размеры в сравнении с длиной волны. Основная часть энергии сейсмического импульса приходится на некоторую полосу частот, в центре которой располагается преобладающая частота (величина, обратная главному периоду колебания, т. е. времени между соседними точками синусоиды, имеющими одинаковую фазу). Главный

период может быть измерен на сейсмической записи. Указанные величины связаны простым соотношением: длина волны К = скорость х период = скорость/частота. Скорости сейсмических волн в неглубоко залегающих породах (ниже уровня грунтовых вод) обычно составляют 1500—2000 м/с, а преобладающая частота отражений из этой зоны близка к 50 Гц, т. е. длина волны варьирует в пределах от 30 до 40 м. В глубоких областях земной коры скорости в тричетыре раза больше и достигают значений 5000 — 6000 м/с, причем преобладающие частоты отражений от глубоких границ обычно низкие, порядка 20 Гц, что соответствует длинам волн в 250—300 м. Таким образом, в повседневной практике сейсморазведки мы имеем дело с волнами, длина которых варьирует в широких пределах — от 30 до 300 м. Длина волны в общем случае увеличивается с глубиной по двум причинам: 1) из-за возрастания скорости и 2) из-за уменьшения частот. Поскольку разрешающая способность сейсморазведки определяется длиной волны, глубинные объекты, чтобы найти соответствующее отображение на сейсморазрезах, должны быть значительно крупнее аналогичных близповерхностных объектов. Под разрешающей способностью понимается способность различать соседние объекты. Обычно она определяется как минимальное расстояние между двумя объектами, на котором они еще различимы как два разных объекта, а не сливаются в один. При интерпретации данных сейсморазведки различают разрешающую способность по двум направлениям: по вертикали (по времени или по глубине) и по горизонтали (от трассы к трассе). Единственно возможным способом повлиять на длину волны является управление частотой сейсмических колебаний. Можно улучшить разрешающую способность MOB за счет записи более высоких частот и более широкой полосы частот. Этого можно было бы добиться использованием источников сейсмических волн, обогащенных высокочастотными колебаниями, и принятием мер против подавления высоких частот при регистрации и обработке сигналов. Для достижения наилучшей разрешающей способности необходимо принять минимальный интервал дискретизации сигналов, меньший, чем широко используемый интервал 4 мс, при котором необходима предварительная фильтрация заграждающим фильтром, подавляющим все частоты, превышающие 70 Гц. Небольшие временные сдвиги между отдельными элементами сложных групп источников и приемников (например, возникающие при небрежной установке сейсмоприемников) при этом также недопустимы: случайные разности во времени порядка всего 2 мс приводят к существенному ослаблению колебаний с частотой выше 70 Гц.

РАЗРЕШАЮЩАЯ СПОСОБНОСТЬ ПО ВЕРТИКАЛИ Разрешающая способность по вертикали может быть определена как минимальное расстояние между отражающими границами, при котором они еще различимы как две поверхности раздела, а не сливаются

в одну (заметим, что здесь отнюдь не идет речь о точности регистрации времени прихода сигналов). Разрешающая способность — величина, относящаяся к категории субъективных. Она зависит от уровня помех, способности интерпретатора улавливать незначительные изменения формы сигнала и т. п. В общем считается, что разрешающая способность равна примерно 1/8 —1/4 длины волны. В идеальных случаях, например при простом строении среды и в условиях отсутствия помех, при наличии четкого опорного горизонта возможно различать и более близко расположенные границы раздела.Рассмотрим случай полного выклинивания пласта песка (рис. 3,а). Сейсмический импульс в этом примере задан в виде колебания длиной в 1,5 периода, его преобладающая частота равна 50 Гц. В точке, где мощность песчаного клина становится равной примерно 1/4 длины волны (в данном примере 12,5 м), наблюдается усиление сигнала и начинает проявляться влияние еще одной границы раздела. При меньшей мощности клина амплитуда сигнала уменьшается, и это можно использовать для вычисления мощности более тонких частей клина, если задано значение эталонной амплитуды. Улучшение разрешающей способности за счет увеличения частоты иллюстрирует рис. 4. Показаны данные наземной сейсморазведки, выполненной в условиях пересеченной местности, непостоянной мощности зоны малых скоростей и неравномерного распределения пунктов взрыва и точек наблюдения по профилю из-за недоступности отдельных участков местности. В верхней части рисунка дан обычный временной разрез, который был получен в результате обработки, позволившей устранить влияние большинства перечисленных неблагоприятных факторов. Основные отражения соответствуют хорошо изученным границам раздела, и интенсивное бурение в этом районе подтвердило надежность этих сейсморазведочных данных. Основным объектом поисков здесь являются газовые залежи, приуроченные к выклиниваниям песчаников Вуд-байн, наращивавшихся в направлении палеоморя. Картина такого наращивания на обращенной к морю стороне рифа Эдвардз четко видна, равно как и аналогичная картина в нижней части формации Мидуэй. Эти данные были повторно обработаны с применением программ выравнивания и сжатия импульсов, целью которых было уменьшение вариаций от трассы к трассе, усиление роли более высоких частот и укорачивание импульса. В результате достигнуто улучшение разрешающей способности.

ИНТЕРФЕРЕНЦИЯ ОТРАЖЕНИЙ ОТ БЛИЗКО РАСПОЛОЖЕННЫХ ОТРАЖАЮЩИХ ГРАНИЦ Отношение амплитуды отраженной волны к амплитуде падающей волны называется коэффициентом отражения или отражающей способностью. В общем случае падение единичной волны на поверхность раздела приводит к образованию четырех волн: отраженной и проходящей поперечных волн и отраженной и проходящей продольных волн. Простейшим является перпендикулярное к границе падение волны (когда поверхность раздела совпадает с касательной к фронту волны); в этом случае образуется только отраженная и проходящая волны того же типа, что и падающая. В случае перпендикулярного падения волны коэффициент отражения может быть выражен через плотности (р) и скорости (V} сред, расположенных по разные стороны границы раздела: Произведение плотности на скорость называется акустической жесткостью. Если угол падения волны невелик (например, не превышает 20°), использование этого простого выражения не приводит к существенным ошибкам. В подавляющем большинстве случаев при работе методом отраженных волн имеют дело с небольшими углами падения. Теоретическую сейсмическую трассу, соответствующую последовательности отражающих границ, можно получить посредством суммирования отраженных сигналов от каждой границы с учетом их сдвига во времени относительно друг друга; такое суммирование называется сверткой (конволюцией). Рассчитаем сигнал сложной формы, получаемый от песчаного пласта, мощность которого 20 м и скорость в Котором 2500 м/с. Значения коэффициента отражения от кровли и подошвы этого песчаника примем равными 0,1 и — 0,1 соответственно. Зададимся некоторым падающим импульсом (рис. 5, о), при цифровом кодировании которого с интервалом дискретизации 4 мс получается следующий ряд значений амплитуды: 10; 9; —8; —9; 0; 5; 3. Волна, отраженная от кровли этого пласта (сигнал), будет иметь форму падающего импульса, но значения амплитуд ее будут меньше в десять раз. Сигнал от подошвы песчаника запаздывает на время, за которое волна должна дважды пересечь пласт, т. е. он прибудет на 40 м: 2500 м/с = 16 мс позже, чем сигнал от кровли (это время соответствует четырем интервалам дискретизации); амплитуды этого сигнала также получают умножением соответствующих амплитуд импульса* на коэффициент —0,1, знак минус перед которым свидетельствует о перемене полярности. Суммирование этих двух сигналов дает следующий сигнал сложной формы: 1,0; 0,9; -0,8; -0,9; 0; 0,5; 0,3 ________________-1,0; -0,9; 0,8; 0,9; 0; -0,5; -0,3 1,0; 0,9; -0,8; -0,9; -1,0; -0,4; 1,1; 0,9; 0; -0,5; -0,3 Этот сигнал помечен на рис. 5 буквой б. Его форма свидетельствует о том, что он состоит из двух слагающих его отражений, так что можно считать,

что кровля и подошва песчаника «разрешены». Этот сигнал показан на одной из трасс на рис. 3,а, где другие трассы соответствуют * Уменьшение амплитуды волны при прохождении ее через кровлю песчаного; пласта и по другим причинам так мало, что им можно пренебречь. Возникающие в таком пласте внутренние многократноотраженные волны малоинтенсивны, их также можно не учитывать.

РИС. 5. а — отражение от одной поверхности раздела в случае минимальнофазового импульса частотой 50 Гц. 6 — отражение от пласта мощностью 20 м. в — отражение от этого же пласта, когда частота импульса 25 Гц. г — отражение от двух пластов мощностью 10 м каждый, разделенных слоем, время пробега по которому такое же, как по одному из этих пластов, д — случай, аналогичный а, но импульс здесь нуль-фазовый, е — случай, аналогичный б, но импульс нуль-фазовый; этот сложный сигнал — один из сигналов, показанных на рис. 3, б.

форме сигналов, получаемых при других значениях мощности пласта. Если бы импульс имел вдвое меньшую частоту (т. е. имел бы амплитуды 5; 10; 12; 9; 0; - 8; - 11; - 9; - 4; 0; 4; 5; 4; 3; 1), то получился бы сложный сигнал, показанный на рис. 5, в, а кровля и подошва этого пласта не были бы «разрешены». Очевидно, что разрешающая способность зависит от частоты импульса. Случается, что отражения от нескольких границ раздела интерферируют таким образом, что образуется резонансный сигнал. Если предположить, что в середине песчаного пласта, рассмотренного в предыдущем примере, имеется глинистый пропласток, мощность которого такова, что время пробега сейсмической волны через него равно времени, за которое эта волна проходит половину мощности песчаника, то будем иметь четыре отраженных сигнала, которые просуммируются следующим образом: 1,0; 0,9; -0,9; -0,8; 0; 0,5; 0,3 -1,0; -0,9; 0,9; 0,8; 0; -0,5; -0,3 1,0; 0,9; -0,9; -0,8; 0; 0,5; 0,3 -1,0; -0,9; 0,9; 0,8; 0; -0,5; -0,3 1,0; 0,9; -1,9; -1,7; 1,9; 2,2; -1,6; -2,2; 0,6; 1,3; 0,3; -0,5; -0,3

РИС. 6. Отражения от серии песчаников, замещаемых по простиранию. Форма импульса показана на рис. 5, а. Сейсмические отражения практически параллельны седиментационным (временным) границам, тогда как стратиграфические границы, устанавливаемые по скважинам, являются границами раздела фаций (в данном случае это показанная пунктирной линией кровля песчаников). Данное различие в основном объясняется различным расстоянием между соседними точками наблюдения (в сейсморазведке и в бурении).

Этот суммарный сигнал показан как г на рис. 5; картина «биения» объясняется естественным резонансом волны. От формы элементарного импульса зависит, как будет выглядеть сложный сигнал, однако она не влияет непосредственно на разрешающую способность, если изменение ее не связано с изменением частотной характеристики. Реальные сейсмические импульсы обычно являются минимально-фазовыми (или близкими к таковым). Поскольку отраженный сигнал начинает формироваться только после наступления момента времени, соответствующего пробегу волны до поверхности раздела, нарастание амплитуды наблюдается после этого момента времени. При моделировании иногда пользуются нуль-фазовыми импульсами. Такие импульсы симметричны, их преимуществом является то, что максимальная амплитуда приходится точно на момент удвоенного времени пробега волны до поверхности раздела. Такие импульсы — абстракция, половина импульса опережает истинный момент времени, соответствующий приходу волны к поверхности раздела. Трассы, построенные с.такими импульсами, не будут похожи на реальные сейсмограммы, получаемые с помощью импульсных источников, если только эти сейсмограммы не подвергать обработке, придающей реальной сейсмограмме такой вид, который она имела бы, если бы источник генерировал нуль-фазовый импульс. Показанная на рис. 5, б трасса, смоделированная для пласта песчаника (при минимально-фазовом импульсе), была пересчитана для случая, когда импульс нуль-фазовый, но с тем же частотным спектром (рис. 5,д). Результат показан на рис. 5,е. Получилась трасса, имеющая другую форму сигнала, но разрешающая способность осталась прежней. На рис. 3,6 показано, что влияние мощности песчаного клина на трассы, рассчитанные исходя из нуль-фазового импульса, такое же, что и на рис. 3,а, где импульс минимально-фазовый. Многие (если не большинство) отражения представляют собой сложные колебания, которые являются результатом интерференции сигналов, отраженных от нескольких границ. Постоянство характера отражения от трассы к трассе, обычно наблюдаемое на практике, можно объяснить тем, что характер напластования медленно изменяется в горизонтальном направлении, так что и интерференция остается примерно одинаковой. Во многих районах характер отражений изменяется медленно, и, когда отражение исчезает, только его «след» («фантом» — его проводят параллельно соседним отражениям, но совершенно не обязательно приурочивают к какой-либо конкретной форме сигнала) можно условно проследить на значительной площади. Постоянство характера отражения иногда расценивается как мера выдержанности границы раздела в региональном масштабе; в противоположность этому плохо выдержанными считаются границы, характеризующиеся серией близко расположенных отражений, изменяющихся по площади. Отражения чаще бывают приурочены к временным поверхностям (поверхностям осадконакопления), чем к фациальным границам. В значительной мере это объясняется масштабом измерений. Рассмотрим серию песчаников, замещаемых один за другим глинами (рис. 6). Сейсмотрассы обычно располагаются с интервалом лишь в 25—50 м одна от другой, так что на соседних трассах, как правило, видны одинаковые последовательности

отражений. Поскольку на таком расстоянии непрерывность пластов обычно не нарушается, отражения (оси синфазно-сти) на разрезах будут в основном параллельны границам пластов. Напротив, если анализировать этот разрез по данным бурения, то в каждой новой скважине мы отобьем кровлю не того песчаника, который вскрыт в предыдущей, так как скважины располагаются значительно дальше друг от друга, чем сейсмические трассы. Следовательно, если построить структурную карту «по кровле песчаников» по данным каротажа скважин, картируемая поверхность будет пересекать линии, соответствующие поверхностям осадконакопления, и эта карта не будет совпадать с картой, построенной по данным сейсморазведки (по отражениям и их условным следам). СВЯЗЬ МЕЖДУ ПРОМЫСЛОВО-ГЕОФИЗИЧЕСКИМИ И СЕЙСМОРАЗВЕДОЧНЫМИ ДАННЫМИ Коэффициент отражения зависит от скорости и плотности пород — двух свойств, которые измеряются акустическими и плотностными методами каротажа. Поэтому между каротажными диаграммами и сейсмическими трассами должна существовать определенная связь. Сейсмическая трасса, рассчитанная по данным промысловой геофизики, называется синтетической сейсмограммой, а каротажная диаграмма, рассчитанная по сейсмотрассе, называется псевдоакустической диаграммой. Такие расчеты можно выполнить только весьма приближенно, и синтетические данные будут отличаться от фактических по следующим причинам: 1. Каротажные диаграммы строятся в масштабе глубин; сейсмические трассы - в масштабе двойного времени пробега упругих волн. Это различие легко устранить — каротажную диаграмму можно перестроить в масштабе двойного времени либо сейсмотрассу перестроить в эквивалентном масштабе глубин. Например, интервал дискретизации длительностью 2 мс соответствует интервалу глубин 3 м (при скорости 3000 м/с). 2. Показания каротажа зависят от абсолютных величин скорости и плотности, тогда как коэффициент отражения зависит от приращения произведения скорости на плотность. Таким образом, связь между ними как бы аналогична зависимости между функцией и ее производной. Эту связь можно сделать более наглядной, если сейсмотрассу предварительно проинтегрировать или каротажную диаграмму продифференцировать. 3. Каротажной кривой соответствует высокочастотный спектр, тогда как трасса сейсмических колебаний характеризуется низкочастотным спектром. Длины волн на каротажных диаграммах составляют доли метра, на сейсмотрассах — десятки и сотни метров. Если мы проинтегрируем сейсмотрассу, как это предлагалось выше в п. 2, это приведет к дальнейшему понижению частоты и без того слишком низкочастотного сигнала, поскольку интегрирование подчеркивает низкие частоты. Точно так же, выполнив дифференцирование каротажной кривой, мы получим повышение частоты и без того слишком высокочастотного сигнала, поскольку дифференцирование подчеркивает высокие частоты. У нас в распоряжении нет средств восстановления высоких частот, если их уровень не превышает уровень помех. Наилучшего совпадения можно достичь, только если сравнивать сейсмическую трассу с подвергнутой интенсивной фильтрации кривой акустического или плотностного каротажа.

4. Каротажом исследуется лишь небольшой объем пород вокруг ствола скважины, тогда как на сейсмический сигнал оказывает влияние общирная область, размеры которой определяются зоной Френеля (см. ниже). 5. В каротаже и сейсморазведке имеют дело с помехами разной природы. В промысловой геофизике искажающими факторами являются вариации диаметра скважины, изменения пород в результате проникновения фильтрата бурового раствора, проскакивание импульсов при акустическом каротаже и т. п. Сейсмотрассу искажают интерференция с многократными, поверхностными и случайными волнами. Помехи вбычно подавляются при обработке данных сейсмокаротажа и сейсморадведки. 6. Если не произведена миграция сейсмических данных, то информация, содержащаяся в сейсмотрассе, записанной в точке заложения скважины, может относиться не к тем точкам земной коры, которые пересечены скважиной. СИНТЕТИЧЕСКИЕ СЕЙСМОГРАММЫ Построение таких сейсмограмм является средством увязки данных промысловой геофизики с фактическими сейсморазведочными данными. Их основное назначение — привязка отражений, позволяющая определить, какое отражение соответствует конкретной границе раздела пород или серии границ (т. е. стратификация сейсмических границ). Сравнение фактических полевых сейсмограмм с синтетическими сейсмограммами, рассчитанными только по однократным отражениям, а также по однократным-плюс-многократным волнам, позволяет установить, какие из наблюденных отражений являются однократными. Исходные данные можно варьировать, чтобы выяснить влияние изменений геологического разреза на сейсмическую запись; при изменении мощности пластов, выпадении пластов из разреза или смене их литологического состава также достигается изменение вида синтетической сейсмограммы. Ценность подобных исследований заключается в том, что они помогают определить, какие именно изменения формы сигнала следует искать на реальных сейсмограммах. Построение синтетических сейсмограмм является простой формой одномерного моделирования, и в комплексе с методами профильного или пространственного сейсмического моделирования оно позволяет получить модели сейсмических записей, более близкие к истинным. Исходными данными для построения синтетической сейсмограммы служат обработанные кривые изменения скорости и плотности пород в разрезе по данным каротажа, а конечным документом обычно является сейсмическая трасса для случая нормального падения сейсмического луча. Для ее получения выполняют следующие операции: 1) перемножают значения скорости и плотности, получая кривую изменения акустической жесткости, 2) значения акустической жесткости пересчитывают в коэффициенты отражения, получая соответствующую кривую по разрезу всей скважины, 3) кривую изменения коэффициента отражения свертывают с некоторым сейсмическим импульсом. Синтетические сейсмограммы в одних случаях рассчитываются только для однократных отражений, в других — для однократных-плюс-многократных отражений. Сейсмические сигналы, не относящиеся к однократным и многократным отражениям, включаются в расчеты редко. Иногда учитывают расстояние от источника до сейсмоприемника и получают не одну трассу для нормального падения сейсмического луча, а много-трассовую сейсмограмму.

Основной трудностью, которая часто встречается при построении синтетических сейсмограмм, является неполнота исходных данных. Обычно для большей части разреза скважины отсутствуют надежные данные о плотности пород. Правда, это не очень серьезная помеха, поскольку плотность обычно изменяется таким же образом, как и скорость, и использование одних только данных о скорости, без данных о плотности, позволяет получать хорошее первое приближение. Иногда в таких случаях пользуются эмпирическими зависимостями между скоростью (У) и плотностью (р), например формулой р = К У1'4, но они не являются универсальными, и их использование приводит к некоторым погрешностям. Для самой верхней части разреза (ВЧР) данные акустического каротажа обычно отсутствуют, так как в практике промыслово-геофизических исследований обычно не принято выполнять каротаж скважины в интервале, перекрываемом первой обсадной колонной. Резкие перепады скорости, с которыми обычно связано возникновение многократных отражений, часто приурочены именно к этой верхней зоне, поэтому расчет многократных отражений без учета строения ВЧР может оказаться некорректным. Подошва зоны малых скоростей (ЗМС) часто играет главную роль в образовании многократных отражений. Наличие газа в верхней части разреза даже в небольших количествах также может быть причиной больших значений коэффициента отражения и в силу этого явиться важным фактором в образовании многократных волн. При отсутствии информации о скорости синтетическую сейсмограмму можно построить по данным электрокаротажа, используя эмпирическую зависимость между электрическим сопротивлением породы и скоростью. Примером такой зависимости является формула Фауста (У= =K[ZRY16, где Z — глубина, a R — сопротивление), используемая в основном при изучении терригенных разрезов. Для расчета скоростей в скважинах, где акустический каротаж или другие виды скоростного каротажа не были сделаны, можно пользоваться эмпирическими зависимостями, установленными по данным тех соседних скважин, в которых были выполнены и электрический, и акустический каротажи. С помощью таких зависимостей можно прогнозировать изменения характера сейсмозаписи в связи с латеральными изменениями литолого-страти-графических характеристик разрезов в пределах изучаемого бассейна. Построение синтетической сейсмограммы часто сопряжено с проблемами и другого плана. В отсутствие контроля по сейсмокаротажу, когда показания акустического каротажа включают систематическую ошибку, происходит ее накопление при интегрировании. По этой причине может быть неправильно рассчитано время прихода сигнала, даже если прогноз формы волны окажется верным. Расхождения во временах прихода того или иного сигнала на синтетической сейсмограмме и на фактической сейсмозаписи могут также возникать из-за задержек в фильтрующих устройствах в процессе полевой записи и обработки, из-за использования разных уровней приведения и по другим причинам. Фильтрация, примененная при построении синтетической сейсмограммы, может отличаться от фильтрации, использованной при записи

фактических сейсмограмм, так что фактическая и синтетическая сейсмограммы могут оказаться разной полярности или быть сдвинуты по фазе и т. п. ПСЕВДОАКУСТИЧЕСКИЙ КАРОТАЖ Если построение синтетической сейсмограммы есть расчет сейсмотрассы по данным промыслово-геофизических исследований, то построение диаграммы псевдоакустического каротажа — это расчет кривой, эквивалентной каротажной кривой, по информации, заключенной в сейсмотрассе. Уравнение (1) можно решить относительно акустической жесткости нижней среды p2V2; в этом случае имеем p2V2= p1V1*(1+R/1-R); где R — коэффициент отражения. Это выражение можно использовать для расчета акустической жесткости пласта, кровля которого является отражающей границей, если акустическая жесткость покрывающей среды известна. Если возможно рассчитать коэффициенты отражения для всей последовательности отражающих границ, то акустическая жесткость п-й поверхности раздела выразится через акустическую жесткость самого верхнего слоя следующей формулой: pпVп= p0V0*П((1+Ri)(1-Ri)); Целью построения кривой псевдоакустического каротажа обычно является получение не кривой изменения акустической жесткости с глубиной, а прогнозной кривой акустического каротажа. Для этого можно пользоваться одним из указанных выше эмпирических соотношений, связывающих скорость и плотность. Часто исходят из предположения о том, что плотность по разрезу не изменяется. При построении псевдоакустической каротажной диаграммы исходят из того, что сейсмическую трассу с хорошим приближением можно считать кривой, характеризующей изменение коэффициента отражения с глубиной; при этом на сейсмотрассе должны быть представлены только однократные отражения, и обязательно с правильным соотношением амплитуд. Прочие сигналы, включая многократные отражения, необходимо подавить; истинные значения амплитуд должны быть строго .сохранены, а сейсмический импульс должен быть преобразован в пикообразный единичный импульс. Поскольку все эти условия невозможно полностью выполнить, весь процесс построения в лучшем случае представляет собой аппроксимацию. Тем не менее в некоторых случаях удается получить синтетические каротажные кривые, в достаточной степени приближающиеся к отфильтрованным кривым акустического каротажа.

ПРОСТРАНСТВЕННАЯ РАЗРЕШАЮЩАЯ СПОСОБНОСТЬ СЕЙСМОРАЗВЕДКИ Сейсмические волны часто рассматривают как аналог световых волн, уподабливая сейсмический импульс тонкому энергетическому пакету, распространяющемуся от источника к отражающей поверхности по «траектории луча» и не взаимодействующему с соседними энергетическими пакетами. В соответствии с такой точкой зрения считается, что отражение приходит от некоторой точки отражающей поверхности. Хотя интерпретация данных сейсморазведки с этих позиций имеет определенную пользу, более соответствуют истине представления о распространении энергетического возмущения от источника в виде волнового фронта. Фронт волны — это физическая реальность, он движется во времени; если в толще земной коры расположить детекторы, они будут фиксировать прохождение волнового фронта. Когда фронт достигает отражающей поверхности, происходит отражение некоторой его части. Если считать, что сейсмическая волна состоит примерно из 1,5 периода синусоиды, то очевидно, что возмущение должно охватить некоторую область, расположенную за волновым фронтом. Рассмотрим рис. 7, я, на котором показана область возмущения глубиной в 1/4 длины волны за фронтом волны, по отношению к которому отражающая поверхность является касательной. Часть отражающей поверхности, ограниченная линией пересечения ее с фронтом волны, представляет собой площадку, участвующую в образовании отражения; эта площадка называется первой зоной Френеля. Сигнал, отраженный от этой поверхности за пределами первой зоны Френеля, прибудет к детектору, расположенному в пункте взрыва, с опозданием на 1/2 длины волны относительно первого вступления отражения (если учесть, что мы имеем дело с двойным временем пробега волны). Все колебания, отраженные от первой зоны Френеля, прибудут в течение одного полупериода и в силу этого будут интерферировать без ослабления. Если убрать отражающую точку в центре первой зоны, например вырезать отверстие в отражающей поверхности вокруг точки касания, отражение все равно будет получено (рис. 8). Представление о том, что отраженный сигнал генерируется не точкой, а некоторой площадью отражающей поверхности, является основой для понимания разрешающей способности сейсморазведки при картировании трехмерных объектов. Развивая концепцию зоны Френеля, можно выделить не только первую зону, но и зоны второго, третьего и более высоких порядков, однако их вклад в генерацию и формирование отражения незначителен по сравнению с первой зоной, поэтому обычно принимают во внимание только первую зону Френеля. (Рассмотренная выше зона Френеля, образующаяся в случае сферического волнового фронта, отличается от обычно описываемой в работах по физической оптике, где, как правило, рассматривается случай плоского волнового фронта. При этом зоны Френеля анализируют, используя в качестве эталона измерения 1/2, а не

^-Первая зона Френеля —^

а ~сГ для низкочастотных колебаний

мя высокочастотных т/геоанш

РИС. 7. Первая зона Френеля, а — случай отражения сферической волны от плоской границы раздела, б — влияние частоты колебаний на размеры зоны Френеля. 1/4 длины волны. Если исходить из допущения о плоском фронте сейсмической волны, как это, например, принято в методе сейсмического моделирования SIMPLAN , то эффективная площадь отражающей поверхности получается значительно большей, чем наблюдается в действительности в случае точечного источника колебаний.) Поскольку длина волны зависит от частоты, размеры зоны Френеля также зависят от частоты (рис. 7, б). Следовательно, разным частотным компонентам сейсмической волны будут соответствовать разные по величине эффективной площади участки отражающей поверхности. Например, в случае плоской отражающей поверхности, расположенной на глубине 1000 м, при скорости сейсмических волн 2000 м/с радиус первой зоны Френеля будет равен 130 м для составляющей с частотой 60 Гц и 183 м для частоты 30 Гц. Очевидно, что размер зоны Френеля зависит также от расстояния до точки наблюдения и от кривизны волнового фронта. Для отражений от глубинных горизонтов, например от слоя, расположенного на глубине 4000 м, при средней скорости распространения волн 3500 м/с радиус первой зоны Френеля составит 375 м для составляющей 50 Гц и 594 м для составляющей 20 Гц. Таким образом, разрешающая способность по площади уменьшается с глубиной; глубоко залегающий объект должен иметь большие размеры, чтобы сейсмический эффект от него был таким же, как от залегающего на небольшой глубине некрупного объекта. Если отражающая граница неоднородна, разные по частоте волны могут отражаться от нее в разных пропорциях. Рассмотрим, как изменяется зона Френеля с приближением к резко выраженному вертикальному контакту отражающей поверхности (например, разрывному нарушению или крутому склону рифа в толще пород). Когда точка наблюдения находится далеко от этого контакта, отношение площадей зон Френеля для низко- и высокочастотных составляющих сейсмической волны близко к некоторой «нормальной» величине (рис. 9, а). По .мере приближения к границе отражающего участка поверхности низко-

РИС. 9. Объяснение изменений формы сигнала, вызываемых наличием вертикальной границы, с использованием представлений о зоне Френеля. частотная зона выходит за его пределы раньше, чем высокочастотная (рис. 9, б), вследствие чего низкочастотная компонента отраженного сиг- ; нала несколько ослабевает, что приводит к изменению частотного спек- ; тра и формы отраженной волны. Когда точка наблюдения располагается непосредственно над отражающей вертикальной границей (рис. 9, в), каждая из зон Френеля (как для низко- так и для высокочастотных составляющих сигнала) имеет площадь, равную половине площади, которую она имела на большом удалении от этой границы; в этом случай энергия сигнала в два раза меньше «нормальной», а форма волны со-; ответствует нормальной. Если отражение (в этом случае речь идет уже о дифракции) наблюдать из точки, расположенной за краем отражающей поверхности (рис. 9,г), то площадь высокочастотной зоны Френеля» становится непропорционально меньше, чем низкочастотной, и, следа-? вательно, вновь наблюдается изменение формы отраженной волны;) В целом получается, что граница отражающего участка проявляет себя, не только в точках наблюдения, расположенных непосредственно над ней, но и в соседних с ними точках в пределах некоторой площади. Еще одним способом анализа разрешающей способности по площади является рассмотрение дифракции волн. Любую точку в толще земной коры при этом можно считать источником колебаний. Если две точки удалены друг от друга на расстояние, равное диаметру зоны Френеля, а уровень помех низок, эти точки будут «видны» на сейсмограммах не как одна, а как две разные точки. Значит, можно считать, что они «разрешены». Имеются определенные предпосылки к тому, что путем тщательного анализа интерференционных эффектов можно «разрешить» даже точки, расположенные еще ближе друг к другу. Отсюда следует, что, как и в случае разрешающей способности по вертикали, при определении разрешающей

способности по горизонтали значительную роль играют субъективные факторы. Миграция сейсмических разрезов также помогает улучшить разре-шаемость трехмерных объектов. Миграция с помощью решения волнового уравнения представляет собой расчет сигналов, которые были бы зарегистрированы сейсмоприемниками, если бы последние удалось погрузить в толщу исследуемых пород. При таком воображаемом сближении приемника с источником отраженного сигнала размеры зоны Френеля уменьшаются, что приводит к улучшению разрешающей способности MOB. Таким образом, миграция позволяет более четко отображать элементы геологического строения на сейсмических разрезах. Миграция «чувствительна» к помехам, поэтому повышение уровня помех на «ми-грированных» разрезах является фактором, ограничивающим ее возможности как способа повышения разрешающей способности MOB. ИЗОБРАЖЕНИЕ РАЗРЕЗОВ Большое значение для уверенного выделения стратиграфических элементов на сейсмических разрезах имеет правильный выбор масштаба изображения и соотношения вертикального и горизонтального масштабов. Относительное сжатие горизонтального масштаба, как правило, помогает выявлению стратиграфических изменений, хотя может создать определенные трудности при выполнении структурных построений в связи с искажениями, возникающими из-за растянутости вертикальных размеров. Идеального способа изображения, который один удовлетворял бы всем требованиям в разных случаях, не существует, и поэтому для решения конкретных задач применяют различные оптимальные способы изображения разрезов. Дополнительные параметры сейсмозаписи, такие как величина амплитуды сигнала, его полярность, частота и т. п., также можно изображать несколькими различными способами. Обычно строят один разрез при нескольких значениях амплитуд, так как иначе информация, заключенная в амплитудных вариациях во всем их диапазоне, не будет использована интерпретатором. Один и тот же разрез можно повторить при прямой и обратной полярности сигналов, что позволяет по-разному акцентировать различные детали его строения. Цветные изображения позволяют более детально передавать вариации дополнительных сейсмических параметров, что облегчает интерпретатору использование этой информации для более глубокого анализа разрезов. ЗАКЛЮЧЕНИЕ Чем является стратиграфическая интерпретация сейсмических данных — искусством или наукой? Сегодня это скорее искусство — выделение на разрезах характерных комбинаций отражений и их интерпретация с помощью изрядной доли воображения. Однако это искусство, не терпящее вольностей, не выходящее за рамки, определяемые фундаментальными положениями. Успешное решение стратиграфических задач путем интерпретации данных сейсморазведки зависит от правильного сочетания трех элементов: знания физических законов, опыта и воображения.

ПРИЛОЖЕНИЕ: СЛОВАРЬ НЕКОТОРЫХ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ ТЕРМИНОВ Acoustic Impedance — акустическая жесткость. Произведение скорости распространения сейсмической волны на плотность среды. Anti-alias Filter — фильтр зеркальных частот. Заграждающий фильтр, используемый до дискретизации сигнала с целью подавления высоких частот, которые, если их не подавить, вызовут искажение квантованных значений сигнала. Common-Depth Point Stacking — суммирование ОГТ. Совместная обработка данных, объединяемых по признаку принадлежности к одной и той же точке отражения, являющейся . средней точкой траектории источник — приемник. Compressional Wave — продольная волна. Сейсмическое колебание, при котором частицы породы смещаются в направлении, совпадающем с направлением распространения волны. Convolution — свертка (конволюция). Фильтрация, изменяющая форму импульса сейсмических колебаний. Deconvolution — деконв олюция. Устранение изменений, вызванных предшествующей фильтрацией. Diffraction — дифракция. Дифрагированная волна, поступающая от точечного источника. Divergence Correction — поправка за расхождение. Поправка, вносимая в значения амплитуд, чтобы скомпенсировать уменьшение плотности энергии с увеличением расстояния от источника. Freguency Spectrum — частотный спектр. Амплитудная характеристика синусоидальных колебаний различных частот, которые, будучи просуммированы, образуют исследуемый сложный сигнал. Fresnel Zone — зона Френеля. Часть отражающей поверхности, вносящей основной вклад в формирование отраженного сигнала. Отраженные волны, длины лучей которых (от источника до приемника) отличаются друг от друга на величину, меньшую i/з длины волны, могут интерферировать с усилением; часть отражающей поверхности, от которой поступают удовлетворяющие этому требованию волны, образует «зону Френеля». Hz — герц (Гц). Число колебаний в секунду. Impulsive Source — импульсный источник. Источник, возбуждающий кратковременные колебания. Interference — интерференция. Взаимное наложение колебаний. Migration — миграция. Трансформация отраженных сигналов, позволяющая определить истинное положение отражающей площадки. Minimum-Phase — минимально-фазовый. Термин, характеризующий сейсмический сигнал такой формы, при которой максимум энергии приходится на начальную часть импульса. Multiples — многократные отражения. Волны, испытавшие отражение более одного раза. Noise — помеха. Любая волна, не являющаяся полезным сигналом. Offset — расстояние между источником и сейсмоприемником. Phase — фаза. Угол поворота при вращательном движении. Predictive Deconvolution — предсказывающая деконволюция. Использование анализа предыдущих вступлений для прогноза и подавления многократных волн. Reverberation — реверберация. Многократные отражения от границ в пределах одного пласта. Ringing Character — биение. Характеристика сигнала, число периодов в котором больше обычного. Shear Wave — поперечная волна. Сейсмическое колебание, при котором частицы породы смещаются в направлении, перпендикулярном направлению распространения волны. Signature Correction — коррекция формы сигнала. Трансформация записей, полученных при известной, но нежелательной форме импульса, в запись, которая была бы получена, если бы импульс имел определенную желательную форму. Stacking — суммирование трасс. Получение среднего значения ряда трасс из нескольких сейсмограмм. Static Correction — статическая поправка. Исправление вариаций времен вступления, вызванных неоднородностями верхней части разреза, включая особенности рельефа земной поверхности или изменение уровня приведения.

Surface Consistent — с учетом поверхностных условий. Термин относится к временным запаздываниям или затуханиям амплитуд, связанным с условиями расположения источника или приемника. Velocity Filtering — фильтрация скоростей. Нормализация сигналов на основе анализа наклонов осей синфазности. Wave Eguation Migration — миграция на основе решения волнового уравнения. Продолжение сейсмического волнового поля вниз посредством численного решения волнового уравнения. Zero Phase — нуль-фазовый. Термин характеризует импульс, имеющий симметричную форму. з*

Физические свойства горных пород по лабораторным и промыслово-геофизическим исследованиям и их значение для интерпретации результатов сейсморазведки * А. Р. Грегори

Краткое содержание. Приводится обзор физических свойств пород и зависимостей между ними, а также влияния глубинных условий на эти зависимости, которые важны при решении задач сейсмической стратиграфии. Многие из рассматриваемых соотношений являются корреляционными связями, установленными эмпирическим путем по лабораторным и полевым данным, а приводимые теоретические выводы способствуют более глубокому пониманию наблюденных зависимостей. Установлена четкая корреляция между скоростью, пористостью, плотностью, минеральным составом и геологическим возрастом пород, а также зависимость этих корреляционных связей от давления и температуры. Проницаемость остается «независимым» параметром, который пока не поддается определению непосредственно геофизическими методами. Дается анализ существующих методик измерения скорости и затухания волн на образцах горных пород в лабораторных условиях, рассматриваются возможности и ограничения этих методов. Прогнозы, сделанные на основе теории Био, показывают, что вязкостные потери энергии волн, вызванные перемещением флюидов в породе, при низких частотах малы по сравнению с потерями за счет трения между твердыми частицами. Определение констант существенно анизотропных пород требует применения специализированной лабораторной аппаратуры и методики. Различие в значениях модулей упругости, получаемых при статических и динамических измерениях, скорее всего объясняется наличием микротрещин в породах при небольших давлениях. Влияние температуры на упругие свойства пород весьма существенно, так что им нельзя пренебрегать при оценке коллекторских свойств пород, особенно в геотермальных зонах. С помощью теории Гассмана показано, что на глубинах, превышающих 1800 м, для миоценовых отложений в районе Галф-КосГ скорость и коэффициент отражения относительно мало зависят от

типа порового флюида. В общем случае, когда изменяются сразу и геостатические, и пластовые (поровые) давления, существенное влияние на величину скорости оказывает только разность этих двух давлений (эффективное давление). J Результаты лабораторных исследований показывают, что влияние насыщенности пород флюидами на скорость продольных волн в низкопористых породах значительно больше, чем в высокопористых. Значение скорости поперечных волн в осадочных породах, полностью насыщенных газом или водой, не всегда совпадает с расчетами по теории Био; степень соответствия зависит от давления, пористости, химического взаимодействия флюидов с минералами скелета пород и от наличия микротрещин в цементирующем веществе. Наличие газа в осадочных породах снижает их модуль упругости, причем этот эффект тем больше, чем ниже давления. Модуль упругости и отношение скоростей продольной и поперечной волн являются важными диагностическими параметрами при прогнозе характера насыщенности (газ или жидкость) осадочных пород. СВЯЗЬ МЕЖДУ ПОРИСТОСТЬЮ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД И СКОРОСТЬЮ РАСПРОСТРАНЕНИЯ В НИХ КОЛЕБАНИЙ Влияние давления на скорость становится незначительным при да-влениях, соответствующих большим глубинам залегания осадочных пород в разрезе [61]. В этих условиях скорость зависит в основном от пористости и минералогического состава пород. Эмпирически полученное уравнение среднего времени (1) связывает скорость с параметрами породы в достаточно широком диапазоне значений пористости: 1/ V=ф/ Vf+(1-ф)/ VM (1) где ф - пористость в долях единицы, V— скорость в насыщенной жидкостью породе, VF— скорость в заполняющем поры флюиде, VM- скорость в минеральном скелете породы. Пористость можно рассчитать по данным акустического каротажа: ф=(Δt- Δtm)/( ΔtF- Δtm) где Δt — интервальное время, отсчитанное по каротажной диаграмме (мкс/м), Δtm — интервальное время для минерального скелета породы, ΔtF интервальное время для перового флюида: Обширный фактический материал, включающий как результаты измерений в скважинах, так и исследований в лабораторных условиях, подтверждает справедливость этого уравнения для большинства консолидированных осадочных пород, особенно когда поровым флюидом является пресная или минерализованная вода (рис. 1, 2) Параметр VM характеризует минеральный скелет породы, и его значение близко к V, если пористость ф близка к нулю. Теоретические соотношения, приведенные в работах [55] и [44], можно применить для Оценки величины скорости в экстремальном случае, когда пористость равна нулю. На практике широко используются следующие числовые значения VM -

ТИП ПОРОДЫ

VM

песчаники 5486-5944 известняки 6401-7010 доломиты 7010-7315 Для иллюстрации применимости уравнения среднего времени на график зависимости скорости от пористости (рис. 3) нанесены данные лабораторных исследований керна, отобранного на глубине 1524 м. Образцы были насыщены рассолом и подвергнуты всестороннему давлению в 20 МПа, что соответствует пластовым условиям на глубине их залегания. Два основных породообразующих минерала (кальцит и кварц в форме трепела) входят в состав скелета в пропорциях, варьирующих от 50 % кальцита — 50 °о кварца до 80 % кальцита — 20 °о кварца. Как было установлено петрографическим анализом, образцы с пониженными значениями пористости (большей частью из кровельной части пласта) имеют скелет, в котором непрерывной фазой матрицы является? кальцит, тогда как в образцах с большей пористостью непрерывной; является кварцевая часть матрицы. Точки, соответствующие множеству! образцов с пониженной пористостью, можно осреднить прямой, кото-; рая получается, если в уравнении среднего времени параметр VM при"; нять равным 6858 м/с, т. е. значению, типичному для кальцитовых матриц. Точки, соответствующие образцам с повышенной пористостью,аппроксимируются прямой, соответствующей уравнению среднего времени при VM = 5852 м/с; это значение типично для кварцевого минерального скелета. Интересно, что экспериментальные точки как бы группируются у этих двух линий — в зависимости от того минерала, который преобладает в составе матрицы и образует ее непрерывную фазу. Напротив, корреляции между скоростью и объемным содержанием этих минералов установлено не было. Однако, когда произвели измерения скорости при более высоком всестороннем давлении (70 МПа) и построили график зависимости скорости от пористости, разделения всех точек на указанные два множества не наблюдалось. Из этого наблюдения можно сделать вывод, что измерение скоростей на образцах, выполненное при всестороннем давлении, соответствующем глубине залегания, породы, дает более информативные результаты, чем проведенное при произвольно выбранном высоком давлении. Скорость распространения колебаний в поровом флюиде меняет-

Скорость, км/с

330

260

200

130 Интервальное время пробега волны, мкс/м

РИС. 3. Зависимость скорости распространения продольных волн от пористости насыщенных рассолом образцов трепела при всестороннем давлении 20 МПа [16].

ся с изменением сжимаемости флюида, которая зависит от температуры и давления. Скорость в минерализованной воде зависит также от солености и Изменяется от 1497 м/с (дистиллированная вода при 25 °С) примерно до 1700 м/с (раствор Nad при концентрации 200000 мг/л и при той же температуре) (рис. 4). Скорость упругих волн в морской воде при 2°С и концентрации Nad 37000 мг/л увеличивается от 1460 м/с до 1564 м/с при росте давления от 0 до 63,0 МПа. ; Для неглубоко залегающих пород из-за влияния давления на микротрещины расчеты по уравнению среднего времени могут привести к значительным ошибкам. Однако этим уравнением можно пользоваться, если VM рассматривать как эмпирический параметр, значения которого меньше, чем приведенные на стр. 37 (из работ [44, 55]). Можно считать, что интервальное время Д( есть величина, линейно зависящая от пористости на любой глубине, а коэффициенты соответствующего линейного уравнения устанавливаются по нескольким опорным точкам. Наибольшие отклонения от уравнения среднего времени наблюдаются в несцементированных песках и зонах аномально высоких пластовых давлений. В таких случаях регистрируются значения интерваль-

1000

2000

3000

WO скорость, м/с

РИС. 5. Зависимость скорости от глубины, отражающая консолидацию третичных песчаников в конкретных геологических условиях. Для сравнения показаны также результаты измерения скорости на образцах песка, которые пйдвергались всестороннему разных концентрациях NaCI и атмосферном давлении [61]давлению, соответствующему исследуемым глубинам [16]. I'-песчаная порода, насыщенная минерализованной водой, пористость ~35%; 2 - искусственно полученный образец рыхлого песка. ного времени значительно большие, чем дает расчет по уравнению среднего времени. Одним из способов устранения этого расхождения является введение эмпирически определяемого коэффициента Ср, приводящего в соответствие значения At и ф. Исправленное значение пористости фс определяются по формуле фс=(Δt-Δm)/(ΔtF-Δtm)*(1/Cp) Величину Ср можно получить, определяя отклонение значений ф, рас-j считанных с помощью «неисправленного» уравнения среднего времени i (2), от истинных значений пористости. Истинную пористость можно определить по данным анализа керна или посредством интерпретации промысловогеофизических данных [48]. Пример отклонения скоростей, рассчитанных по уравнению среднего времени, от определенных по данным акустического каротажа для неглубоко залегающих молодых осадочных пород приведен на рис. 5. В рассматриваемом осадочном бассейне верхние пласты не сцементированы и их пористость зависит в основном от гранулометрического состава пород и содержания в них глинистого материала. Скорость распространения упругих колебаний в таких породах лишь немного выше, чем в морской воде. С увеличением глубины скорость возрастает — частично в результате увеличения давления, а частично за счет начала процесса цементации на контактах между зернами. При этом цементация является более важным фактором.

Быстрое возрастание скорости с глубиной обычно продолжается до тех пор, пока скорость не достигнет значений, определяемых уравнением среднего времени. Ниже этой глубины породы ведут себя как хорошо сцементированные и скорость зависит в основном от пористости. Сплошной кривой (1) на рис. 5 показана зависимость скорости от глубины, где значения скорости в пластовых условиях в насыщенных рассолом песчаниках получены по данным акустического и электрического каротажей. Пунктиром (2) показано изменение скорости в несцементированных образцах насыщенного водой кварцевого песка, причем значения скорости определялись в лабораторных условиях при давлениях, соответствующих глубинам залегания. Таким образом, пунктирная кривая демонстрирует, как изменялась бы скорость в песке, если бы его погружение не сопровождалось процессами консолидации и цементации, а расхождение между двумя этими кривыми иллюстрирует влияние цементации. Штриховая линия отображает общую тенденцию изменения скорости с глубиной, найденную решением уравнения среднего времени при значении пористости, определенном по данным промысловой геофизики. На небольших глубинах фактическая скорость меньше расчетной, тогда как глубже 2450 м она близка к определяемой по уравнению среднего времени. ПРОНИЦАЕМОСТЬ Проницаемость можно определить косвенным путем, по данным промысловой геофизики, но нельзя измерить непосредственно с помощью современных геофизических методов. Эмпирически найденные по анализу керна корреляционные связи показывают, что проницаемость обычно возрастает с увеличением пористости и зависит от типа пористости изучаемой осадочной породы. Изолированные поры или пустоты, не сообщающиеся с каналами фильтрации, микротрещины в цементе, поры каолинитовой глины и заполненные рыхлым материалом поры не вносят вклада в эффективную проницаемость. Значения проницаемости, полученные на образцах, не подвергнутых всестороннему сжатию, скорее всего будут завышенными по сравнению с ее истинным значением в пластовых условиях. Изменения проницаемости, пористости и упругих свойств под действием давления и температуры могут оказывать существенное влияние на удельный объем породы, объем по-ровых флюидов и извлекаемость флюидов из породы-коллектора. В случае когда начальные пластовые давления аномально высоки, при увеличении эффективного давления, вызванном снижением пластового давления в коллекторе в результате добычи флюидов из него, проницаемость значительно уменьшается, что оказывает большое влияние на извлекаемость углеводородов при длительной эксплуатации.^ В работе [36] показано, что слабопроницаемые породы более чувствительны к изменениям эффективного давления, чем высокопроницаемые. Снижение проницаемости на значительную величину (до 90%) наблюдается, когда слабопроницаемые породы подвергаются эффективному давлению в 35 и более мегапаскалей. В фонтанирующей водяной скважине может наблюдаться вынос глинистых

частиц из породы, которые сужают и забивают каналы фильтрации, что приводит к снижению как пористости, так и проницаемости. Аналогичным образом к снижению эффективной проницаемости для жидкости приводит выделение газа из раствора в результате снижения пластового давления в коллекторе. Проницаемость для воды в некоторых песчаниках сильно зависит от температуры, что объясняется суммарным влиянием термического расширения зерен, приводящего к сужению зазоров между ними, механических напряжений, возникающих из-за неодинакового расширения разных минералов по разным кристаллографическим осям, и поверхностных взаимодействий на контактах порода — флюид. В работе [7] отмечается снижение абсолютной проницаемости песчаника Береа для воды на 28 % при увеличении температуры от 24 до 143 °С, при постоянном всестороннем давлении, равном 28 МПа. • Наиболее достоверные данные о проницаемости коллектора в его естественном залегании можно получить при гидродинамических испытаниях скважин. Разработаны способы оценки проницаемости по кривым восстановления и снижения давления и по данным наблюдений за режимом фонтанирования эксплуатационной скважины с разными дебитами, включая открытое фонтанирование [34].

СВЯЗЬ МЕЖДУ СКОРОСТЬЮ, ПЛОТНОСТЬЮ И ЛИТОЛОГИЕЙ На рис. 6 показано, что в наиболее распространенных типах осадочных пород, встречающихся в различных бассейнах, имеющих самый разный геологический возраст и залегающих на глубинах до 7500 м, скорость изменяется в очень широких пределах, а плотность — в несколько меньших пределах. На рисунке для сравнения приведены также графики двух эмпирических зависимостей, служащие опорными линиями: кривая, полученная для песчаников по уравнению среднего времени, и кривая, отражающая зависимость плотности от корня четвертой степени из скорости. Из этих графиков следует, что плотность и скорость для пород того или иного литологического состава можно оценить, если известен только один из этих параметров (плотность или скорость).

Рис. 7 иллюстрирует, как изменяется скорость в породах разного литологического состава. Скорость возрастает с увеличением давления на минеральный скелет породы. Это возрастание скорости с эффективным давлением объясняется наличием микротрещин при небольших давле-ниях, уменьшающихся и исчезающих при более высоких давлениях. В случае рыхлого песка аналогом микротрещин считаются точки контакта между зернами. ЗАВИСИМОСТЬ СКОРОСТИ ОТ ГЛУБИНЫ И ВОЗРАСТА ПОРОД Скорость распространения колебаний в осадочных породах пропорциональна корню шестой степени из произведения возраста породы на глубину ее залегания, как это следует из эмпирически полученного выражения Фауста [14]: V=K(ZТ)1/6, (4)

Глубина. км

РИС. 8. Зависимость интервальной скорости в терригенных осадочных породах разных возрастных групп от глубины [14]. / — ордовик; 2 — девонский; 3 — миссисипский; 4 ~ пенсильванский; 5 — пермский; б — юрско-триасовый; 7 — меловой; 8 — эоценовый; 9 ~ третичный (постэоценовый); W ~ верхний миоцен Галф-Коста (верхняя кривая для нормального давления, нижняя — для аномального высокого давления).

где К = 46,0; Z — глубина, м; Т— возраст, лет; У—скорость, м/с. На рис. 8 показано изменение скорости в песчаниках и глинистых сланцах различного возраста с глубиной, установленное Фаустом [14]. ИЗМЕРЕНИЕ СКОРОСТИ В ЛАБОРАТОРНЫХ УСЛОВИЯХ Изучение свойств горных пород в лабораториях имеют определенное преимущество перед полевыми исследованиями, так как при лабораторных исследованиях возможно широко варьировать физические условия, от которых эти свойства зависят. Такие параметры, как температура, давление, минеральный состав, пористость, проницаемость, плотность, тип порового флюида и степень насыщенности им породы, могут быть точно определены. При полевых наблюдениях изменять условия мы, естественно, не можем. Правда, и в лабораторных исследованиях имеются недостатки, .связанные с тем, что в применяемых там установках размер образцов ограничен, а частоты возбуждаемых колебаний значительно отличаются от частот, с которыми имеют дело в сейсморазведке. Вопрос этого несоответствия частот слабо освещается в геофизической литературе. В большинстве лабораторных установок для генерации упругих волн и их приема используется тот или иной тип электромеханических преобразователей. Работа преобразователей и движение частиц упругой среды схематически показаны на рис. 9. Пьезоэлектрические элементы в системе приемопередачи колебаний изготавливаются из кварца или керамических соединений, таких, как титанат бария, цирконат-титанат свинца и метаниобат свинца. Величина резонансной частоты определяется формой и размерами такого элемента.

Взаимосвязь элементов измерительной системы Типичная измерительная схема для возбуждения и регистрации упругого возмущения в образце твердой породы состоит из пяти блоков (рис. 10). Стрелки, соединяющие блоки, показывают, что блоки оказывают взаимное влияние друг на друга. Например, форма электрического импульса зависит от характеристик как блока 1, так и блока 2. Если заменить преобразователь в блоке 2 на преобразователь другого типа, то такая замена повлияет на форму и амплитуду электрического импульса. Точно так же на частотную характеристику механического импульса (блока 2) влияют параметры образца (блок 3), а также величина выходного импеданса генератора (блок 1). Сигнал на выходе из блока, 3 будет определяться акустической жесткостью и коэффициентом рассеяния материала, из которого сделан образец, геометрической формой образца и механическим воздействием на него со стороны излучателя и приемника. В свою очередь сигнал на выходе блока 4 зависит от интенсивности механического воздействия со стороны образца и величины входного импеданса усилителя. Характеристики блока 5, включающего усилитель и осциллограф, до некоторой степени зависят от выходного импеданса приемника. Очевидно, что на результирующий сигнал будет оказывать влияние любое изменение в любом из пяти блоков или изменение во взаимодействии между ними. Во многих современных методиках лабораторных измерений скорости распространения упругих колебаний в образцах пород применяется возбуждение ультразвуковых колебаний с помощью широкополосных высоковольтных электрических импульсов, подаваемых на кварцевые или керамические пьезоэлементы, имеющие резонансную частоту в пределах от 0,2 до 1 МГц. Время пробега определяют, фиксируя момент прихода сигнала по началу отклонения от нулевой линии блика на экране осциллографа, или,

в отдельных случаях, по первому положительному или отрицательному амплитудному пику сигнала. Установлено, что время пробега продольной волны (р-волны), определяемое фиксацией первого вступления по его началу, можно измерить с точностью около 0,1 мкс в случае однородной породы. Сигналы от разных пород характеризуются первым вступлением разной крутизны, причем эта крутизна зависит от формы начального импульса и фильтрационных характеристик исследуемого материала. В случаях когда нарастание амплитуды сигнала идет медленно, начало отклонения блика фиксировать трудно и ошибка в определении скорости может быть от одного до'нескольких процентов. Эти трудности острее проявляются при исследовании поперечных волн (S-волн), потому что многие преобразователи поперечных волн генерируют также и продольные волны, которые здесь являются помехами и затрудняют выделение первого отклонения, соответствующего сигналу, В методе измерения скорости, описанном в работе [22], используются узкополосные задающие импульсы ультразвуковых частот и методика обращения режима для генерации поперечных волн. Этот способ позволяет устранить часть трудностей, встречающихся при работе |с широкополосными измерительными системами. «Узкополосный метод» обладает следующими преимуществами: 1) время пробега измеряется с разрешением до 0,01 мкс благодаря использованию электронного счетчика-таймера и фиксации прихода сигнала по первому амплитудному пику; 2) исключается субъективная ошибка, связанная s при работе по широкополосному методу с определением момента прихода сигнала оператором по началу отклонения блика на экране осциллографа; 3) продольные волны, интерферирующие с сигналом, соответствующим поперечной волне, отсутствуют и не мешают определению вступления поперечной волны. Имеются следующие недостатки: 1) существует вероятность ошибок за счет искажения частотного спектра уз-кополосного импульса в породах, характеризующихся сильным затуханием, и 2) меньшая проникающая способность слабых (низковольтных) импульсов в породу позволяет исследовать только относительно короткие образцы. Описанная в работе [25] двухрежимная аппаратура для измерения скорости ультразвуковых колебаний расширяет возможности рассмотренного выше метода ультразвуковых импульсов, позволяя последовательно измерять скорость продольных и поперечных волн на образцах пород за один цикл воздействия механической нагрузки на образец. При этом исключается влияние гистерезиса, неизбежное при раздельном измерении скоростей продольных и поперечных волн за два разных цикла воздействия на образец. Время исследования одного образца уменьшается примерно в два раза. Эта аппаратура позволяет также легко переходить на автоматическое измерение времени пробега на образцах при различных механических напряжениях. Придаваемая к ней система обработки данных на ЭВМ позволяет производить оперативную поэтапную оценку динамических упругих свойств пород непосредственно в процессе эксперимента.

Узкополосная двухрежимная импульсная ультразвуковая система измерения На рис. 11 показаны в сборе элементы-преобразователи и прочие узлы установки для измерения скорости распространения упругих волн в образцах пород при всестороннем давлении. Образец помещается в неопреновую гильзу с толщиной стенок 0,317 см, служащую ему гибким кожухом, непроницаемым для гидравлического агента. Эта жидкость создает равномерное давление на боковую поверхность и торцы образца — на всю его внешнюю поверхность. Образец может быть подвергнут дополнительной осевой нагрузке с помощью поршня, расположенного в нижней части герметичного корпуса установки. Для создания давления в поровом пространстве образца служат отдельные напорные линии, которые подведены непосредственно через неопреновую гильзу.

РИС. 11. Двухрежимная ультразвуковая установка в сборе, позволяющая подвергать образец трехосному сжатию [25]. / — выпускной вентиль; 2 — стальной герметичный корпус; 3 — приемный элемент; 4 — образец; 5 — головки элементов; б—соединительные стержни (3 шт.); 7—контакт масло—алюминий; 8— масло; 9 — излучающий элемент; 10— к регистратору длины образца; 11 — к регистратору осевой нагрузки; 72—нагрузочный элемент; 13— поршень; -/-^—импульс с резонансной частотой.

Аппаратура позволяет варьировать внешнее давление на образец и по-ровое давление независимо друг от друга в пределах от 0 до 175 МПа. Полная нагрузка по оси образца может достигать 350 МПа. Конструкция установки предусматривает создание давлений выше тех, которые необходимы для воссоздания поля напряжений, существующего на максимальной глубине, с которой извлекается керн в настоящее время, т. е. около 10000 м. На рис. 12 показана схема электронной системы, «обслуживающей» ультразвуковую установку. Выход задающего генератора включается и выключается импульсным генератором, формирующим когерентные по фазе повторяющиеся синусоидальные импульсы. Частота колебаний в импульсах совпадает с резонансной частотой пьезоэлектрических преобразователей. Когерентность импульсов по фазе необходима для получения сопоставимых результатов посредством спектрального анализа методом Фурье. Если импульсы ультразвука не будут когерентны, возникнет дрейф (смещение) получаемых сигналов между синусоидальными и косинусоидальными формами и коррекция по фазе приведет к соответствующему смещению спектров. Спектральная характеристика ультразвукового импульса имеет форму всплеска в определенной полосе частот, причем эта полоса может быть значительно расширена или сужена путем формирования импульсов, состоящих из одного или нескольких периодов. Поскольку обычно требуется довольно узкая полоса частот, генератор настраивается так, чтобы один импульс состоял из четырех периодов, а интервалы между импульсами составляли от 10 до

Рис.13 импульсы продольных и поперечных волн, полученные с помощью двухрежимной установки в отсутствие образца, когда головки приемника и передатчика сдвинуты

Измерение времени пробега импульса поперечной волны через образец золенгофренового известняка методом широкополостных импульсов.

Генератор

Излучатель

Образец,

электрическ ие Приемник

Усилитель и осцилпограср

Рис 10 Составные части системы измерения скорости

т

0,8

1,2

7,6 Частота, МГц

РИС. 15. Частотный спектр импульса ультразвука после прохождения его через высушенный образец песчаника Строун длиной 25 мм (ф = 28 %) при всестороннем давлении 21 МПа. 20 мс. Эти импульсы усиливаются по напряжению до 50—120 В (двойная максимальная амплитуда) и подаются посредством коаксиального переключающего реле попеременно на разные (Р и S) элементы-преобразователи, по очереди излучающие импульсы продольных и поперечных ультразвуковых колебаний. После прохождения через породу и преобразования в приемных элементах эти импульсы (сигналы) усиливаются и воспроизводятся на экране осциллографа. Калибровка аппаратуры производится в отсутствие образца между головками приемного и передающего элементов установки (см. рис. 11) при сдвинутых вплотную головках. На рис. 13 и 14 показаны типичные сигналы поперечных колебаний, полученные при наличии образца известняка между головками элементовпреобразователей и в его отсутствие. Калиброванные марки времени с выхода счетчика-таймера были вручную отрегулированы таким образом, чтобы было видно, какая именно часть сигнала служит для пуска и остановки счетчика-таймера (рис. 14). Время достижения маркирующим импульсом своего максимума составляет 2 нс. Время пробега поперечных волн через породу определяется как разность между АТ^ -и ATsi и вычисляется с точностью до 10~2 мкс. На рис. 15 показан частотный спектр импульса продольных ультразвуковых колебаний. На рис. 16 в качестве примера приведены данные о скорости и сжимаемости, полученные для сухого песчаника Буаз при различных значениях всестороннего давления.

Широкополосная система измерения скорости Если образец породы слишком длинен или волны в нем слишком сильно затухают, для измерения скорости следует использовать широкополосные системы. В них используются высоковольтные импульсные генераторы, формирующие электрические импульсы V-образной формы, напряжение которых достигает 1200 В, а время достижения импульсом своей пиковой величины составляет около 0,5 мкс (левая часть трасс на рис. 17). В некоторых системах используются электрические импульсы намного меньшего напряжения. Часто преобразователи сильно демпфируются. Большая часть энергии электрического импульса приходится на

1000 I——————I——————I——————I——————I——————I——————I——————I 7 6 2 0 10 20 30 40 50 60 70 Давление, Ю ^/^

РИС. 16. Зависимость скорости и динамической сжимаемости от всестороннего давления, полученная для сухого песчаника Буаз [25].

РИС. 17. Измерение времени пробега импульсов продольных волн через образец золенгофенского известняка методом широкополосных импульсов [25]. На нижних двух снимках коэффициент усиления в 20 раз больше, чем на верхнем.

полосу частот от 0 до 0,5 МГц. Частотные спектры акустических сигналов, принимаемых после пробега импульса через образец породы, могут иметь амплитудный максимум в интервале между 0,2 и 0,3 МГц в зависимости от акустических свойств пород. На рис. 18 приведены спектры сигнала, полученного при исследовании образца алюминия. ИЗМЕРЕНИЕ ЗАТУХАНИЯ КОЛЕБАНИЙ В НАСЫЩЕННЫХ ФЛЮИДАМИ ПОРОДАХ Затухание - важное свойство среды, которое может быть связано с динамическими модулями упругости [5б]. Делались попытки связать характер затухания колебаний с типом пластовых флюидов, заполняющих поровое пространство пород. Возможны самые разнообразные механизмы потери энергии при распространении упругих волн в твердой среде [60], однако в исследованиях, относящихся к горным породам и насыщающим их флюидам, наибольшее внимание уделяется вязкостным потерям и потерям на трение твердых частиц друг о друга. Судя по всему, трение на контактах твердых частиц является основной причиной потерь волновой энергии в слабопроницаемых породах. Вязкостные потери, вызываемые движением поровых флюидов и твердых частиц относительно друг друга в пористых проницаемых породах, можно вычислить теоретически [4]. Если вязкостные потери настолько велики, что их можно измерить, то по ним можно оценить проницае-\ мость пород в их естественном залегании, используя данные каротажа скважин или сейсморазведки. Однако существующая теория недостаточно разработана, чтобы обеспечить расчет потерь на трение между твердыми частицами, — стало быть, эти потери необходимо измерять. Результаты полевых определений затухания редко появляются в литературе, поэтому следует упомянуть публикацию таких данных, полученных для мощного разреза глинистых сланцев свиты Пьер [35]. Многими

исследователями выполнены лабораторные измерения затухания на образцах пород с использованием строго ограниченных по ширине полос частот и разнообразных методических приемов. Строго определенных данных о затухании волн в породах получено немного, но можно сделать несколько выводов, касающихся влияния диагенетических факторов и условий залегания. Затухание в хорошо сцементированных породах меньше, чем в слабо сцементированных или рыхлых образованиях. Создание в породе напряжений по одной или двум осям уменьшает затухание. Наличие заполненных флюидами пор 0,6 0,8 1,0 1,2 Частота, МГц

РИС. 18. Частотный спектр широкополосного сигнала продольной волны (изображен в рамке справа), принятого после прохождения волны через образец алюминия, х — часть сигнала, оцифрованная с целью изучения частотного спектра (показан слева) посредством анализа Фурье.

способствует увеличению затухания. Логарифмический декремент затухания в реальных породах, судя по всему, варьирует в пределах от 0,001 до 0,10 для частот, меньших 20 кГц [63]. Затухание, вызванное движением флюидов в породе Расчет логарифмического декремента затухания осуществляют теоретически с помощью формул Био [4]. Декремент затухания поперечной волны Д, определяется по формуле Δs = π*(M2/M1+M2)*f/fc . f/fc<0.15 где M1—масса сухой породы (г), М2 —масса флюида, насыщающего породу (г),/-частота (Гц), /с— критическая частота (Гц), μ—вязкость флюида (П), p12 , p22 — плотностные коэффициенты (г/см3), ф—пористость в долях единицы и К—проницаемость (см2; 1 Д = 0,9869-10"8 см2). Декремент затухания продольной волны Ар определяется как Δp =π(M1+M2)/M2(Z1-1)(Z2-1)(σ11*σ22-σ12*σ12)* f/fc (7) где Z1 и Z2 -корни следующего квадратного уравнения: (σ11*σ12-σ12*σ12)Z*Z – (σ22γ11+σ11γ22 - 2σ12γ12)Z + (γ11*γ22 – γ12* γ12) =0 Буквами σ и γ обозначены коэффициенты, зависящие от упругости и плотности.. В расчетах используются следующие величины и единицы: логарифмический декремент А — затухание за один период; АД (см) = непер/см; 8,868 ДА (см) = дБ/см; Q = я/Д и \ = I/V^, где У - скорость упругой волны (см/с),/-частота (Гц), X, — длина волны (см). Затухание продольных волн, вызванное движением флюидов в породе Расчет логарифмического декремента Др затухания продольных волн как функции абсолютной вязкости перового флюида Цу был выполнен для песчаника Буаз, проницаемость которого К составляет 1500 мД (1,48 мкм2). Рабочий диапазон частот был от 0,1 до 2000 кГц. В качестве поровых флюидов были взяты вода с вязкостью 0,01 П и восемь типов неочищенной нефти, вязкость которых варьировала в пределах от 0,03 до 120 П.

ΔΔΔ

Δs = π * М2/(М1+М2)* f/fc , f/fc <0.15 fc = (μfΦ*Φ)/2πK(ρ12 – ρ22)

(5) (6)

где M1 —масса сухой породы (г), М2 —масса флюида, насыщающего породу (г),/-частота (Гц), /с— критическая частота (Гц), μf—вязкость флюида (П), p12 и р22 — плотностные коэффициенты (г/см3), ф—пористость в долях единицы и К—проницаемость (см2; 1 Д = 0,9869-10"8 см2). Декремент затухания продольной волны Ар определяется как Δр = π ((M1 + M2)/M2) *| (Z1 - 1) (Z2 - 1) | (σ11*σ22 – σ12* σ12) * f/fc при f/fc < 0,15, MI (7) где Z1 и Z2 -корни следующего квадратного уравнения: (σ11*σ12 – σ12*σ12)* Z* Z – (σ22*γ11 + σ11γ22 + 2σ12γ12) Z + (γ11*γ22 – γ12*γ12) =0 (8) Буквами σ и γ обозначены коэффициенты, зависящие от упругости и плотности.. В расчетах используются следующие величины и единицы: логарифмический декремент Δ— затухание за один период; Δ/λ (см) = непер/см; 8,868 Δ/λ (см) = дБ/см; Q = Δ/λ и λ = V/ƒ, где V - скорость упругой волны (см/с), ƒ -частота (Гц), λ — длина волны (см). Затухание продольных волн, вызванное движением флюидов в породе Расчет логарифмического декремента Др затухания продольных волн как функции абсолютной вязкости перового флюида Цу был выполнен для песчаника Буаз, проницаемость которого К составляет 1500 мД (1,48 мкм2). Рабочий диапазон частот был от 0,1 до 2000 кГц. В качестве поровых флюидов были взяты вода с вязкостью 0,01 П и восемь типов неочищенной нефти, вязкость которых варьировала в пределах от 0,03 до 120 П.

0,1

10

10

100

1000 Вязкость парового срлюида, П

РИС. 19. Зависимость затухания продольных волн от вязкости порового флюида для песчаника Буаз при разных частотах. Пористость 26,8%, проницаемость 1500 мД (1,48 мкм2), давление 35 МПа. / — частоты, применяемые в лабораторных исследованиях; II — частоты, используемые при каротаже; Ш — частоты, используемые в сейсморазведке.

На рис. 19 приведены данные, полученные для песчаника Буаз при всестороннем давлении 35 МПа на нескольких частотах: от 0,1 до 2000 кГц. В песчанике Буаз затухание за счет движения флюидов сильнее, чем в большинстве других сцементированных пород. Сильное затухание вызвано прежде всего высокой проницаемостью песчаника и характером распределения пор разных размеров. Диаметр каналов, соединяющих поры в песчанике Буаз, определенный методом закачки ртути, варьирует от 0,12 до 60 мкм, а диаметр пор, которые оказываются заполненными, когда 50 % порового пространства насыщено ртутью, составляет 34 мкм. [Анализ полученных результатов показывает, что максимальных значений (около 0,02) декремент затухания достигает при нескольких высоких частотах, причем эти пиковые значения декремента

0,01

0,1

1,0

10

100

1000 Вязкость парового ipniouga, П

РИС. 20. Изменение величины Q для продольных и поперечных волн в зависимости от вязкости порового флюида в песчанике Береа при низких и высоких давлениях и частотах.

зависят также от вязкости порового флюида. В области низких частот зависимость декремента затухания продольных волн от вязкости флюида близка к линейной в бйлогарифмическом масштабе. Затухание возрастает с уменьшением вязкости флюида и увеличением рабочей частоты F. Однако в области высоких частот движение жидкости перестает подчиняться закону Пуазейля, и наблюдается инверсия хода декремента, как только отношение частот f/fc начинает превышать пороговое значение 0,15. Как следует из уравнения (6), это отношение частот зависит от проницаемости породы К. Таким образом, декремент затухания продольных волн в сильно проницаемой породе (15W мД, или 1,48 мкм2) варьирует в пределах от 3 • 10~7 до 0,02 (эквивалентные этим значениям пределы изменения величины Q равны 107 и 157) и зависит от частоты волны и вязкости порового флюида. В породе с низкой проницаемостью (0,1 мД, или 9,86-Ю"'5 мкм2) декремент затухания продольной волны изменяется от 10"8 и меньше до 1,9-10"3. Эквивалентные значения Q составляют соответственно 3 • 108 и 1,6 • 103.

Декремент затухания поперечных волн больше декремента продольных в 2—9 раз в зависимости от характеристик породы и частоты колебаний. Чем больше проницаемость породы, меньше вязкость порового флюида и выше частота волны, тем больше декремент затухания. Слабо проницаемые породы при большой вязкости порового флюида на низких частотах характеризуются меньшими значениями декремента. Возрастание статической Нагрузки на минеральный скелет пород приводит к уменьшению параметра Q для продольных волн, но на значение

Q для поперечных волн это влияния не оказывает (рис. 20). Выводы о затухании волн 1. Величина вязкостных потерь при относительно низких частотах, согласно теоретическим расчетам, мала. Поэтому возможность практического использования этого явления при исследовании пород методами промысловой геофизики и сейсморазведки представляется сомнительной. 2. Рассмотренные данные не подтверждают широко бытующего мнения о более сильном затухании волн в нефтенасыщенных породах по сравнению с водонасыщенными. Однако, учитывая определенные ограничения теоретических расчетов, нельзя полностью исключить существование такого эффекта в условиях реальных недр. Например, можно предположить, что химические реакции, протекающие в водонасы-щенных породах, изменяют диагенетические процессы в них и, следовательно, влияют на упругие свойства этих пород, т. е. в конечном итоге — на величину затухания волн, в то время как в нефтенасыщенных породах таких реакций не происходит и соответствующего влияния на затухание волн не наблюдается; очевидно, что. математическая модель Био этот эффект не учитывает. 3. Величина вязкостных потерь при высоких частотах, согласно расчетам, в породах с относительно высокой проницаемостью может оказаться достаточной, чтобы ее можно было измерить с помощью соответствующих средств. Более точное определение диапазона высоких частот можно получить только путем дальнейших экспериментов, которые следует направить на измерение и раздельную оценку потерь на вязкостное трение и трение твердых частиц при условиях, близких к пластовым.

ИЗМЕРЕНИЕ ПОТЕРЬ НА ТРЕНИЕ ТВЕРДЫХ ЧАСТИЦ В ЛАБОРАТОРНЫХ УСЛОВИЯХ Эхо-импульсный метод Аппаратура для этого метода (рис. 21) включает два сильно задемп-

фированных пьезоэлектрических элемента, резонансная частота которых близка к 1 МГц. Один из элементов вибрирует в режиме продольных колебаний, другой — в режиме поперечных. Поскольку затухание необходимо измерить в возможно более широком диапазоне частот, преобразователи попеременно возбуждаются широкополосным импульсом, имеющим напряжение от 50 до 100 В и длительность от 2 до 5 мкс. Эта установка может также использоваться для измерения скорости волн по времени запаздывания сигнала. Однако при измерении затухания эхоимпульсным методом каждый преобразователь работает в качестве и приемника, и излучателя. Тем самым обеспечиваются два измерения в противоположных направлениях, и путем осреднения результатов снижается погрешность из-за неоднородности образца. Исходя из схемы пробега волны, изображенной на рис. 21, логарифмический декремент А и параметр затухания Q определяются по следующей формуле: Δ = π/ Q = (λ/2L)*ln(AR2*(1-R1*R1)/BR1) где L— толщина образца, А — амплитуда отражения А, В — амплитуда

отражения В, λ — длина волны сигнала, . R1 и R2— коэффициенты отражения при нормальном падении волны.

0,^

0,8

/,2

1,6 Частота, МГц

РИС. 22. Фотографии (вверху) и частотные спектры (внизу) сигналов А и В для песчаника Береа при атмосферном давлении. Отношение коэффициентов отражения R2/R1 в выражении (9) равно единице, если материал буфера по обе стороны от образца один и тот же, как это показано на рис. 21. Отсюда Δ = (λ/2L)*ln((A/В)*Т8Т) R = (ρ2*V2 – ρ1*V1)/(ρ2*V2 + ρ1*V1)

- коэффициент отражения при нормальном падении волны, если рг — плотность породы. Уз — скорость волны в породе, pi — плотность материала буфера, Vi — скорость волны в материале буфера. Примеры .формы сигнала для отражений А и В и их частотные спектры приведены на рис. 22 — они получены для образца сухого песчаника Береа при атмосферном давлении.

Формулы (9) и (10) описывают затухание при некоторой одной частоте (ей соответствует длина волны X). Поэтому значения А, В у. \ необходимо определить для каждой из частот, используемых при исследовании образца. Изменяющиеся во времени сигналы, подобные изображенным на рис. 22, кодируют с помощью аналого-цифрового преобразователя, имеющего интервал дискретизации до 0,01 мкс, что позволяет избежать появления зеркальных частот. Закодированные сигналы трансформируются из временной в частотную область с помощью специальной программы, использующей преобразование Фурье. Эта операция позволяет получить значения амплитуд и фаз элементарных гармоник — составляющих сигнала — во всей эффективной полосе частот с шагом по частоте, равным А/ При этом Л/= i/NT, где N — число дискретных значений, полученных при цифровом кодировании, а Т — интервал дискретизации. В амплитуды отдельных гармоник вводится поправка за дифракцию [41], а исправленные значения подставляются в уравнение затухания (9). Типичные значения Q продольных волн для песчаников приведены на рис. 23 и 24. Предложены также другие методы определения Q по эхо-сигналам. Способы, основанные на изучении «расширения» импульса [43] и изменения крутизны вступлений в зависимости от длины пробега [20], будут рассмотрены в дальнейшем. АНИЗОТРОПИЯ ПОРОД При полном отсутствии симметрии материал характеризуется константой упругости — максимальным их числом. Для характеристики более симметричных материалов требуется меньшее число независимых упругих постоянных; так для ортотропного (анизотропного по двум измерениям. — Ред.) материала их должно быть 9 (рис. 25), для поперечно-изотропного (анизотропного по одной оси координат) материала — 5 (рис. 26) и для изотропного — 2. Чтобы определить упругие свойства материалов, изучая распространение в них волн, прежде всего необходимо определить ориентацию осей симметрии. Принято считать, что в осадочных породах одна из главных осей симметрии перпендикулярна плоскости напластования. , Остальные главные оси направлены так, как показано на рис. 27. За ио- Ц ключением некоторых специальных исследований, оценка упругих по-j стоянных ортотропных пород слишком сложна для применения в широ-iJ ких масштабах. Динамические упругие свойства поперечно-изотропных;| пород можно определить, если измерить скорость продольных и попе-Ц речных волн в направлениях, необходимых для расчета коэффициентов Сц, Сц, Ci3, Сзз и С44 [42]. Чтобы рассчитать эти коэффициенты, ну но иметь пять значений скоростей: два для продольных волн и два поперечных в направлении осей симметрии и одно значение скорости продольных волн вдоль произвольного направления. В общем виде соотношение деформаций и напряжений определяется выражением τi = Cij * εj ij = 1,6

Коэффициенты С связаны со скоростями распространения продольных и поперечных волн формулами, приведенными на рис. 25 и 26. Например, Vsy— это скорость поперечной волны, распространяющейся в направлении г'-й оси при колебании частиц в направлении оси j. К категории поперечно-изотропных можно отнести большое число горных пород, однако массовое определение физических свойств пород на большом количестве образцов керна, включающее измерение скорости в пяти различных направлениях, связано с большими трудностями. Установка для динамических испытаний образцов в различных направлениях, разработанная и изготовленная А. Л. Подио (личное сообщение, 1976), обещает стать подходящим средством для изучения сложных Общий вид закона деформации Ортотропный материал

РИС. 25. Связь между упругими коэффициентами и скоростями волн для ортотропных материалов [42].

Закон деформации для случая поперечно_изотропного материала РИС. 26. Связь между упругими коэффициентами и скоростями волн для поперечно-изотропных материалов [42].

упругих свойств анизотропных пород. Эта установка изображена в разрезе на рис. 28. Прибор содержит систему из шести гидравлически управляемых плунжеров, заключенную в цилиндрический корпус. Каждый плунжер снабжен комплектом пьезоэлектрических преобразователей, излучающих и принимающих продольные и поперечные волны, и может создавать давление до 175 МПа на соответствующую грань кубического образца породы. Часто свойства реальных пород исследуют, принимая допущение, что порода является однородной изотропной упругой средой. Скорость распространения колебаний можно выразить через упругие постоянные. Для изотропных тел справедливы выражения К = ρ(Vр* Vр - 4/3Vs* Vs) Е = (9 ρ *Vs* Vs R2*R2)/(3R2*R2+ 1),

РИС. 27. Направление главных осей симметрии в осадочных породах. где К — модуль объемной упругости, Е — модуль Юнга, ^ — модуль сдвига, v - коэффициент Пуассона; R^ = (Vp/Vs}2, RJ. = К/(рУ|) и р = = 1/К — сжимаемость. Эти динамические упругие модули можно оценить по данным измерения скоростей продольных и поперечных волн в породе только в одном направлении. Абсолютные значения модулей упругости осадочных пород в сильной степени зависят от пористости, давления и насыщенности флюидами. Обычно они уменьшаются при увеличении пористости и увеличиваются с ростом давления. Влияние поровых флюидов (воды, газа, нефти и их смесей) на модули~упругости мы_рассмотрим ниже. Коэффициент Пуассона имеет тенденцию к возрастанию с увеличе-

Алюминиевый клин

П л о с к а я ' к р ы ш к а

РИС. 28. Горизонтальный разрез прибора для динамических испытаний по нескольким осям. нием пористости, но с ростом давления может увеличиваться, оставаться постоянным или уменьшаться. Зависимость между коэффициентом Пуассона и отношением Vp/Vg приведена на рис. 29.

СООТНОШЕНИЕ МЕЖДУ ДИНАМИЧЕСКИМИ И СТАТИЧЕСКИМИ МОДУЛЯМИ Как установлено многими исследователями [39, 54, 38, 50, 21], значения упругих параметров пород, полученные посредством изучения динамических процессов, больше, чем получаемые при статических измерениях. На рис. 30 приведен ряд статических и динамических значений модуля Юнга для разных пород [40]. Отношение динамического значения модуля Юнга к статическому варьирует от 0,86 до 2,9. К сожалению, в работе не указано, при каких нагрузках на образец были получены эти результаты. Большинство исследователей считают, что столь большие расхождения объясняются наличием трещин в породах при небольших давлениях. г

О

0,1

0,2

0,3

0,4

0,6 Кажрсрициент Пуассона

РИС. 29. Зависимость между коэффициентом Пуассона и отношением Vp/Vs.

При высоких давлениях разница между динамическими и статическими значениями модулей уменьшается. На рис. 31 этот эффект хорошо виден на кривых модуля Юнга и модуля объемной упругости, полученных для песчаника Береа [31]. Несмотря на большой объем исследований в этой области, остается неясным, являются ли свойства, определяемые при динамических измерениях, теми же самыми, что и измеряемые при статических условиях. Например, сжимаемость, рассчитанная по скоростям упругих волн, является адиабатической величиной, тогда как непосредственно измеряемая статическая величина является изотермической [50]. Кроме того, динамические исследования выполняются при частотах в диапазоне долей и первых единиц мегагерц, тогда как статические измерения осуществляются при нулевой частоте. Микротрещины, по-видимому, могут намного меньше влиять на скорость распространения акустических колебаний, чем на напряжения, развивающиеся под действием статических нагрузок [30], поскольку значительная часть акустического импульса может миновать многие из трещин, особенно те, которые ориентированы параллельно траектории волны. Независимо от того, каково расхождение между измеряемыми статическими и динамическими величинами, в большинстве случаев междуними можно установить определенную зависимость, если учесть влияние прочих условий (таких, как уровень нагрузки на образец, тип образца и т. п.). Это открывает возможность определения упругих модулей пород в условиях их залегания по данным о распространении упругих волн, что с успехом практикуется при исследованиях оснований плотин и при строительстве туннелей [39].

ю

го-

зо

w

so

Всестороннее давление, МПа

РИС. 31. Вариации отношения динамических значений модуля упругости к статическим [3L].

Совместными усилиями нескольких организаций* разработаны аппаратура и методика для измерения как статических, так и динамических модулей упругости горных пород при различных значениях всестороннего сжатия. Измерение тех и других выполняется одновременно . в течение одного цикла подачи давления на образец. Это позволяет избежать искажений, связанных с эффектом гистерезиса, которые появляются, если модули измерять раздельно, в разные циклы нагрузки. ВЛИЯНИЕ НАГРЕВАНИЯ НА ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ПОРОД Одной из важных технических проблем, связанных с изучением колКэюкгоров при высоких температурах в недрах, является исследование изменений физических свойств горных пород под действием тепла. Изме-я проницаемости, пористости и упругих свойств вследствие евания могут существенно повлиять на объем породы, объем

Таблица 1 Влияние температуры на свойства осадочных пород

Свойство породы

Влияние повышения температуры

Проницаемость Пористость

Снижается почти на 60 %

Относительное электрическое сопротивление Предел прочности Давление

гидроразрыва

Определенных результатов не получено Увеличивается Снижается почти на 60% при 800°С Снижается

Индекс трещиноватости

Увеличивается число трещин Сжимаемость породы

твердой

Сжимаемость странства

перового

части Возрастает про- Увеличивается на 21 % при нагреве от 24 до 204 °С

Сжимаемость породы в целом Модули упругости Скорость Р-волн

Возрастает в диапазоне температур 24—204°С Уменьшаются Уменьшается почти на 40 % при 800 °С; уменьшение более выражено при низких давлениях в водона-сыщенных породах, чем в сухих. В водонасыщен-ных рыхлых породах скорость возрастает Уменьшается

Скорость S-волн Внутреннее трение

Максимум потерь наблюдается при комнатной температуре в песчаниках; в известняках максимум выражен слабее. Отдельные данные свидетельствуют о том, что нагревание до температуры выше комнатной не влияет на величину Q.

ровых флюидов и фильтрационный потенциал коллектора. Учитывать влияние тепла на упругие свойства весьма важно при интерпретации данных сейсморазведки и промысловой геофизики, используемых при поиске, эксплуатации и оценке запасов таких пластов-коллекторов. В работе [46] указано на возможность появления ошибок при интерпретации каротажных материалов и оценке коллекторских свойств пород из-за часто бытующего на практике пренебрежения влиянием температуры. Обзор литературы свидетельствует о серьезном пробеле в наших знаниях по вопросу о влиянии температуры на те свойства пород, которые чрезвычайно важны для оценки коллекторских свойств и под-счетных параметров. Имеющиеся данные позволяют установить некоторые закономерности, отражающие влияние температуры на свойства осадочных пород (табл. 1), Наблюдения показали, что скорость как продольных, так и поперечных волн уменьшается с возрастанием температуры до 200 °С в диапазоне давлений от 0 до 70 МПа. На рис. 32 приведены результаты, полученные для песчаника Береа. Было установлено, что при повышении температуры до 200 °С и давления до 125 МПа наблюдается уменьшение объема образцов песчаника Береа на 1,5°о, причем сокращение объема за счет одного только нагревания составляет 0,2% (рис. 33). Значения модулей упругости большинства осадочных пород, по-видимому, снижаются при нагревании. Однако относительное сопротивление пород с температурой увеличивается. Влияние нагревания на пористость трудно оценить независимо от влияния давления и изменения характеристик поровых флюидов, поэтому определенных данных по этому вопросу мало. Тем не менее считают, что нагревание приводит

20

W

60 Всестороннее давление, МПа

РИС. 32. Зависимость скорости продольных волн от всестороннего давления и температуры [37]. к увеличению числа микротрещин, а из-за этого при небольших давле-ниях может наблюдаться увеличение пористости. Термические эффекты, связанные с неодинаковым объемным расширением разных минералов по разным кристаллографическим осям, могут привести к разрушению структур минерального скелета породы, что вызовет существенное уменьшение скорости акустических колебаний в породе и ее теплопроводности. В осадочных породах при нагревании их до достаточно высоких температур наблюдаются переходы неко-

50 100 Давление, МПа РИС. 33. Относительное уменьшение образца в зависимости от всестороннего давления при 20 и 200 °С [337].

100 200 300 WO 500 600 700 800 900 1000 Тем'пература, °С

РИС. 34. Объемное расширение песчаников и кварца в зависимости от температуры [51].

РИС. 35. Влияние нагрева и осевой нагрузки на скорость продольных волн в сухих и водонасыщенных бразильских габбро [23].

торых минералов из одного фазового состояния в другое или связанные с ними явления. Процессы кристаллизации и диссоциации в воде также могут способствовать изменению физических свойств. Некоторые из реакций являются обратимыми, но многие важнейшие реакции необратимы. Расчет объемного расширения для трех типичных песчаников и кварца по данным о

линейном расширении был выполнен в работе [51]. Судя по этим результатам, расширение песчаников зависит от содержания в них кварца и достигает 4—5% при 600 °С (рис. 34). Резкий изгиб кривых объясняется изоморфным переходом кварца из вида альфа в вид бета при температуре 573 °С. Из графиков, приведенных на рис. 34, следует, что при температуре ~ 260 °С в пластовых условиях объемное расширение песчаников составит примерно 1°о. Влияние водонасыщения на бразильские габбро при их нагревании было исследовано в работе [23]. Нагревание габбро до 750 °С привело к увеличению пористости и снижению скорости почти на 40 % (рис. 35). Сильное нагревание привело к неодинаковому расширению отдельных минералов, образующих породу, и вызвало увеличение объема образцов и образование новой системы трещин. Скорости упругих волн заметно , возросли после насыщения водой образцов, подвергавшихся нагреву, но ; не достигли начальных значений, измеренных на насыщенных водой ^образцах до их тепловой обработки. ИССЛЕДОВАНИЕ МОЛОДЫХ ОСАДКОВ Состав пород и теория Гассмана Состав породы определяется следующими тремя компонентами: 1) твердое вещество, из которого состоит минеральный скелет, или матрица (здесь обозначается крышечкой"), т. е. зерна или кристаллы; 2) жесткий скелет, или матрица, как одно целое (отмечается черточкой), т. е. сухая пористая порода, и 3) флюид, заполняющий поровое пространство породы (обозначается тильдой). Свойства всей породы будут обозначаться буквами без индексов. Как показал Гассман [17], если считать породу замкнутой системой^ в целом изотропной и однородной, то, согласно основным соотношениям теории упругости, между параметрами породы существует следующая зависимость: k=k(k+Q)/(k+Q) (i7) где Q= k( k - k)ф( k - k) М = М + (1 – k /k)* (1 – k /k)/(ф/k+(1 – ф)/) k - k/ k) Vp = √M/ρ

где М — пространственный модуль (или модуль продольной волны), μ — модуль сдвига (или модуль поперечной волны), k — модуль объемной упругости (обратная величина сжимаемости), v — коэффициент Пуассона, р — плотность, ф — пористость в долях единицы и F — давление на скелет породы (эффективное давление), равное разности между полным всесторонним внешним давлением и давлением флюидов, заполняющих поры породы. В уравнениях (17)—(19) параметры k и р характеризуют твердое вещество минерального скелета породы. Их типичные значения приведены в табл. 2, Хорошо изучены также параметры пластовых флюидов (табл. 3).

Таблица 2 Модуль объемной упругости и плотность некоторых минералов Твердое вещество

Модуль объемной упругости ft, 109H/M2

Плотность р, г/см3

«-кварц

38

2,65

Кальцит Ангидрит Доломит Корунд Галит Гипс

67 54 82 ' 294 23 40

2,71 2,96 2,87 3,99 2,16 2,32

Таблица 3 Модуль объемной упругости и плотность некоторых флюидов д)„„,„„

Вода, 25 °С

2,239

Модуль объемной упругости Плотность _____________а. 10»Н/м2__________р, г/см3

д

0,998 (дистиллированная)

Морская вода, 25 °С 2,402 Рассол, 25 °С 2,752

1,025 1,0686 (100000 мг/л)

Нефть: (1) (2) Воздух, О °С Метан, 0°С

0,85 0,80 0,001293 (сухой, 760 мм рт. ст.) 0,0007168 (760 мм рт.ст.)

0,862 1,740 0,000142 0,0001325

Расчет скорости продольной волны в породе, заполненной любым флюидом, по известной скорости для этой породы, насыщенной минерализованным раствором, и плотности Для такого расчета необходимо иметь значение коэффициента Пуассона этой породы при отсутствии флюидов в ее поровом пространстве. Для большинства сухих пород и несцементированных песков а близко к 0,1 и не зависит от давления. К тому же величина скорости продольной волны не очень чувствительна к изменениям ст, поэтому использование в расчетах его приблизительного значения не ведет к существенным погрешностям. Величину ст можно рассчитать, если известна скорость поперечной волны. Поскольку в сейсморазведке работы ведутся на низких частотах, можно пользоваться формулами, выведенными Уайтом на основе теории распространения волн Био [4], в том виде и с теми обозначениями, которые приведены в работе [60].

Таблица 4 Свойства типичного песка (песчаника) из района Галф-Кост. Значения пористости, плотности р, скорости продольных Vp и поперечных Vg волн приведены для различных глубин залегания песчаников, насыщенных разными флюидами (k, = 38 .109 Н/м2; k^^ = 2,81.109 Н/м2). Глубина. м

Пористость*,

Песчаник, р* Г/СМ3

насыщенн ый Vp м/с

рассолом Vs м/с

Нефте насыщенный песчаник** Р г/см3

Vp м/с

Vv p Vp м/с г/см3 м/с

Газо насыщенный

песчаник УЯ

м/с

6i

39

2,010

1935

539

1,93

1686

549

,59 905

604

305 610 914 1219 1524 1829 2134 2438 2743 3048 '3353 , 3658 3962 4267 4572 4877

38,5 37 36 34,6 33,2 32 31 29,3 28 27 25,5 24,2 23 21,8 20,2 19,0

2,022 2,042 2,065 2,083 2,104 2,125 2,144 2,167 2,189 2,210 2,230 2,248 2,270 2,290 2,312 2,322

2012 2103 2210 2393 2652 2957 3109 3170 3231 3292 3399 3475 3551 3642 3749 3871

658 768 896 1097 1356 1640 1771 1814 1859 1908 1993 2051 2109 2179 2262 2359

1,94 1,97 1,99 2,01 2,04 2,06 2,08 2,10 2,13 2,15 2,18 2,20 2,22 2,25 2,27 2,29

1786 1902 2036 2249 2545 2883 3051 3115 3182 3249 3362 3444 3527 3621 3734 3862

671 783 1,65 1283 914 1,68 1490 1116 1,71 1811 1378 1664 1798 1841 1884 1932 1,92 3069 2015 1,96 3188 2073 2131 2,02 3350 2201 2,06 3450 2280 2,10 3560 2377 2,13 3700

,61 1103

735 856 994 1207 1484 1786 1923 1960 2002 2045 2124 2179 2231 2298 2374 2466

5182

17,8

2,350

3962

2426

2,31

3956

2448 2,16 3798

•

• •

Данные получены по материалам промысловой геофизики; остальные данные расчетные. Нефть марки Gulf Pride SAE-20 при 25 "С, плотность 0,865 г/с

м3.

Таблица 5 Свойства типичных глинистых сланцев из района Галф-Кост Сланцы, насыщенные рассолом Глубина, м Пористость, % —— 61

50

р, г/см3 1,87

Vp, м/с 1524

305 610 914 1219 1524 1829 2134 2438 2743 3048 3353 3658 3962 4267 4572 4877 5182

38 32,2 29 27 25 24 22,5 ' 21,4 20,5 19,8 19 18,4 17,8 17 16,4 16 15,3

2,05 2,15 2,20 2,24 2,27 2,29 2,31 2,33 2,34 2,36 2,37 2,38 2,39 2,40 2,41 2,42 2,43

1890 2164 2377 2499 2652 2743 2865 2957 3048 3170 3231 3322 3414 3490 3566 3627 3703

,75 2228 ,78 2682 ,81 2886 ,85 2941 ,89 3002

,99 3267

2533

1,5 1,6

!,в

2,0

2,2

2,ll Объемная плотность, г/см3

РИС. 36. Плотность миоценовых глин и песчаников, содержащих разные пластовые флюиды, как функция глубины залегания. /—газоносный песчаник; 2 — нефтеносный песчаник; -?—насыщенный рассолом песчаник; 4 —глина.

7

2

J Скорость, км/с

РИС. 37. Зависимость скорости распространения колебаний в миоценовых глинах и песчаниках, насыщенных разными пластовыми флюидами, от глубины залегания [16].

/—глина; 2 — насыщенный рассолом песчаник (кривая А); 3 — нефгеносный песчаник; 4 — газоносный песчаник [1, 2 — по данным каротажа; 3, 4 — вычисленные по отклонениям (от кривой А).

РИС. 38. Зависимость коэффициента отражения R для миоценовых осадочных пород от глубины их залегания. П — песчаник.

Применение этих уравнений иллюстрирует табл. 4. Значения скорости поперечных волн в песчаниках, насыщенных нефтью и газом, также были рассчитаны и приведены в этой же таблице. В табл. 5 приведены средние значения скорости и плотности для насыщенных рассолом глинистых сланцев. Анализ этих таблиц позволяет сделать вывод, что коэффициент отражения продольной волны может в значительной мере зависеть от типа насыщающих породу флюидов, тогда как коэффициент отражения поперечных волн от этого не зависит. Методика таких расче|<тов рассмотрена также в работе [16]. На рис. 36 показано влияние флюидонасыщенности на объемную плотность глинистых сланцев и слабо сцементированных песчаников. Кривые для глинистых сланцев и песчаников, насыщенных рассолом, построены по каротажным данным. Кривые объемной плотности песчаников, насыщенных нефтью и газом, рассчитаны по уравнению (19). На рис. 37 кривые для скоростей в нефте- и газонасыщенном песчанике рассчитаны с помощью приведенных выше математических выражений. Отметим, что на глубинах, превышающих 2000м, тип порового флюида относительно слабо влияет на скорость распространения волн. Коэффициенты отражения R (рис. 38) были получены по данным промысловой геофизики и результатам расчетов, приведённым выше. Следует отметить, что величина R становится относительно независимой от типа порового флюида на больших глубинах, однако влияние флюида на R все еще достаточно велико и может иметь некоторое практическое значение.

УРАВНЕНИЯ БИО - ГИРТСМЫ Био [4] разработал теорию, описывающую в пространственных координатах взаимодействие между твердой частью пористой породы и насыщающими ее флюидами при деформации породы. Гиртсма [18] теоретическим путем получил уравнения, в которых скорость продольных колебаний является функцией их частоты. Ниже приводятся уравнения (26) и (28), описывающие предельные случаи нулевой и бесконечно большой частоты. Для нулевой частоты где с, — сжимаемость вещества скелета породы; с,, = l/(pbVj, - */зС(,) сжимаемость породы при «сухом» поровом пространстве; р = с,/с,,; G), = Т^рь — модуль сдвига скелета (матрицы) сухой породы и Cf — сжимаемость порового флюида. Объемная плотность р,, песчаника, содержащего газоводяную смесь, определяется по формуле рь = ф5„р„ + ф (1 - SJ р„ + (1 - ф) р„ (27) где ф — пористость в долях единицы, Sw — водонасыщенность в долях порового пространства, pw — плотность воды, ps — плотность песчаных зерен, рд — плотность газа. Для бесконечно большой частоты где k — коэффициент сцепления между поровым флюидом и зернами песка. Если k = 1, то сцепление отсутствует, а при А• = оо сцепление идеально велико. В случае идеального сцепления уравнение (28) сводится к уравнению для нулевой частоты, т. е. Vp будет величиной, независимой от частоты. Плотность перового флюида ру в случае газоводяной смеси определяется выражением Р/ = 5„р„ +(1 - SJ р„ (29) а сжимаемость перового флюида с/ — выражением Cf=S^+(l-Sjc,. (30) В работе [^11] показано, что теоретические значения Vp, полученные с помощью уравнений Био — Гиртсмы, оказываются ниже экспериментально определенных на образцах несцементированного песка, насыщенного смесью газа и рассола. Расхождения между измеренными и расчетными значениями скорости продольных волн при высоких значениях водонасыщенности объясняются неравномерным (в микроскопическом масштабе) распределением газа и минерализованного раствора в поровом пространстве. ЛИТОСТАТИЧЕСКОЕ ДАВЛЕНИЕ И ДАВЛЕНИЕ ФЛЮИДОВ В НЕДРАХ Давление вышележащей толщи на породу обычно рассматривается как вертикально направленное напряжение, создаваемое весом всего вещества этой толщи, твердого и жидкого. В среднем оно возрастает на 0,023 МПа на 1 м глубины, хотя отмечаются небольшие отклонения от этой средней величины. Давление флюида в породе обычно определяется как эквивалентный ему гидростатический напор, создаваемый столбом «свободного» флюида. Термин «свободный» флюид приобретает смысл, когда речь идет о глинах или глинистых сланцах, в которых могут развиваться явления другой природы, такие, как осмотические давления, давление гидратации и т. п. Нормальный градиент

давления флюидов часто принимают равным 0,01 МПа на каждый метр глубины, хотя в зонах аномальных пластовых давлений в песчаниках и глинах наблюдаются значительные отклонения от этого значения. Эффективное литостатическое давление АР на коллектор часто определяют как разность между полным давлением вышележащей толщи ^ пород Ре и давлением пластового флюида Р,. Поэтому, если изменяют-^ ся оба давления — и вышележащих пород, и пластового флюида, — су-? щественное влияние на скорость распространения волн оказывает Толь-1/^разность между ними, т. е. Б^ ' ' АР = Ре -Pi. (31) практического использования при анализе полевых материалов формула (31) вполне пригодна, так как во многих случаях она хорошо аппроксимирует реальное соотношение между этими величинами. Однако, как было предложено теоретически [5, 13] и установлено экспериментальными работами [З], истинное соотношение между этими давлениями скорее всего имеет вид АР = Ре - nPi, (32) где п = С в — Сг/Св — коэффициент внутренней деформации, С в -объемная сжимаемость всей породы, а С, — сжимаемость матрицы породы. Значения п варьируют в пределах от 0,7 до 1,0 [13]; га различно для разных пород и, кроме того, является функцией от Рс- Результаты некоторых экспериментов [10] свидетельствуют о том, что скорость поперечных волн зависит только от АР (31), тогда как скорость продольных волн зависит и от Рс, и от Р;. По-видимому, для проверки справедливости уравнений (31) и (32) требуется постановка более строгих экспериментов. Данные о скорости продольных волн, полученные для водонасыщен-ного гидрофобного образца песчаника Береа, имеют прямое отношение к вышеизложенным положениям (рис. 39). Любое увеличение эффективного давления ДР сопровождается возрастанием скорости; если ДР не изменяется, скорость остается постоянной, за исключением области малых значений всестороннего давления Рс. Незначительное возрастание скорости, заметное при АР =0; 7,0; 14 и 21 МПа в области низких всесторонних давлений, можно интерпретировать по-разному, например: 1) га становится меньше единицы, 2) скорость волн в поровом флюиде возрастает из-за возрастания давления на флюид, 3) акустическая связь между поровым флюидом и гидрофобной матрицей возрастает с увеличением Р,, 4) наблюдается совместное влияние всех этих факторов. Широко распространено мнение, что если керн, отобранный с некоторой глубины, подвергнуть в лабораторных условиях эффективному давлению, соответствующему этой глубине, то скорость распространения колебаний в нем будет такой же, какая получается по данным акустического каротажа. Однако равенство этих скоростей нельзя считать очевидной истиной, так как измерения в лабораториях выполняются на образцах, имеющих самую разнообразную форму, и с помощью различной аппаратуры, а керн подвергается значительным нагрузкам и может оказаться поврежденным при бурении и извлечении на поверхность. На рис. 40 данные акустического каротажа сопоставлены с результатами исследования керна для относительно неглубокого участка разреза; совпадение данных весьма удовлетворительное. На глубинах, превышающих 3500 м, т. е. в породах, характеризующихся

высокими скоростями волн, изменениями скорости в зависимости от вариаций давления можно пренебречь. Скорость на образцах керна можно измерять при любом высоком давлении и считать, что полученные значения скорости близки к истинным на больших глубинах.

РИС. 39. Зависимость скорости волн в водонасыщенном образце гидрофобного песчаника Береа от всестороннего (.Р„) и эффективного (Д.Р) давлений [б2]. Pp — давление порового флюида.

Однако при исследовании неглубоко залегающих или низкоскоростных пород, проводя измерения в лаборатории, рекомендуется точно воспроизводить пластовые условия. В работе [28] приведены данные о скорости распространения продольных колебаний в глинистых сланцах и соответствующие им давления поровых флюидов на разных глубинах. Установлено, что если давление поровых флюидов не превышает нормальное, интервальное время пробега At (мкс/м) уменьшается с глубиной Z (м) в соответствии с .формулой Z=A-J31nO,3At, (33) где А = 24833, а В = 4708. Анализ данных по скважинам, которые прошли зоны с аномально высоким давлением флюидов, показал, что в этом случае пригодно уравнение Z2/3 = А - BInOJAt,

(34)

Пористость, % О 5 10 l6

Скорость, км/с 4

^5

S

5,5

-гр-п-т-r

05 /0/5 Пористость,'/.

WO

WO

350,,, интервальное время, мкс/1,Вм

РИС. 40. Сопоставление скоростей, измеренных в лабораторных условиях на извлеченных кернах [1) и определенных по данным акустического каротажа в интервалах отбора керна (2) где РО — давление вышележащих пород, PF — давление флюидов, а — нормальный градиент давления вышележащих пород и р — нормальный градиент давления флюидов. Для интервалов разреза с нормальными пластовыми давлениями уравнение (34) сводится к (33). Интересной особенностью уравнения (34) Является наличие в нем одновременно и разности давлений Ро—Рр, и глубины Z. Множитель Z113 можно интерпретировать как фактор, отражающий прогрессирующую консолидацию пород с глубиной. Для песчаников влияние консолидации (сцементированности) на скорости распространения упругих волн сказывается сильнее, чем влияние возрастающего с глубиной давле ния.

Определения (по Стюарту [53]) Hydropressure — гидродавление Рц — давление поровых флюидов. Складывается из напора, создаваемого столбом вышележащих вод, и реактивного давления, возникающего в результате ухода вод из коллектора в случае, когда коллектор не является гидравлически изолированным резервуаром: РН = Mw*gZ + hbp (35) где Мw*g— средневзвешенная плотность вышележащих вод (кПа/м); Z — высота эффективного столба жидкости (м); Мw, — масса вышележащих вод; g — ускорение силы тяжести на Земле и hp — давление реакции вытекающей воды. Градиент гидродавления Phg (кПа/м) вычисляется по формуле Phg=Ph/d,

(36)

где d — исследуемая глубина (м). Geopressure — геодавление Ру. Такое давление поровых флюидов, которое возникает за счет какого-либо источника или благодаря какому-либо механизму, обеспечивающему давление большее, чем гидродавление. Рд приближается к давлению вышележащей толщи пород. Коллекторы с такими давлениями считаются гидравлически изолированными, или же уход вод из них настолько мал, что не обеспечивает падение давления до уровня гидродавлений. Pg=Pb+(P.-Ph)+f{TP}, (37) где Ph— гидродавление (кПа); Pg—давление, обеспечиваемое источником более мощным, чем гидростатический напор (кПа), и/(ГР) — функция, учитывающая тепловое расширение под действием тепла земных недр и сжимаемость под действием геостатического давления (подробности см. в работе [53]). Geostatic pressure — геостатическое давление. Вес вышележащий толщи пород Wb:.. Wb = (ρm(1 - фr)*Zr) + ρw фwZw + ρsm*Zml) где: pm — средневзвешенная плотность зерен (кПа/м); р„ — средневзвешенная плотность поровых флюидов (кПа/м); р„„ — средневзвешен: ная плотность морской воды (кПа/м); ф, — средневзвешенная пористость вышележащих пород (доли единицы); ф„ — средневзвешенная : прристость водонасыщенных пород (доли единицы); Z, — мощность всех пород над исследуемым пластом (м); Z„, — мощность водо-

насыщенной части разреза над исследуемым пластом (м), верхняя граница которой проходит ниже поверхности земли при бурении на суше и ниже устья скважины при бурении на море; Z„i — глубина устья скважины, считая от среднего уровня моря (м). Для скважин на суше Z„i = 0. Геостатический градиент вычисляется по формуле Wby = Wb/d. (39) ВЛИЯНИЕ НАСЫЩЕННОСТИ ФЛЮИДАМИ НА СВОЙСТВА ПОРОДЫ В работах [23, 24] приведены результаты некоторых лабораторных исследований. Целью их было изучение влияния флюидонасыщенности на скорость упругих волн и плотность для осадочных пород нескольких типов при различных условиях. Особого внимания заслуживает влияние двухфазного (вода — газ и нефть — газ) насыщения на величину скорости, коэффициента Отражения и модулей упругости. Интерес к выяснению этих зависимостей вызван тем, что соленый рассол, нефть и газ одновременно присутствуют в поровом пространстве в верхней части залежей с газовой шапкой. Результаты лабораторных исследований распространения упругих волн, подобные излагаемым здесь, могут быть полезны при интерпретации данных акустического каротажа скважин и полевой сейсморазведки. Конечно, частоты, использованные при выполнении лабораторных экспериментов (1 МГц), сильно отличаются от применяемых в акустическом каротаже (10—30 кГц) и в сейсморазведке (< 200 Гц). Однако в сцементированных осадочных породах существенных вариаций скорости в зависимости от частоты в указанном диапазоне частот не наблюдается [35]. В принципе метод отраженных волн (MOB) должен быть чувствительным к действию всех факторов, влияющих на любой из трех следующих ключевых параметров: скорость упругих волн, объемную плотность и затухание. Основными из таких факторов являются пористость, минеральный состав, упругое взаимодействие между зернами породы и свойства насыщающих ее флюидов. Все они зависят от геостатического давления, давления пластовых флюидов, температуры, наличия микротрещин в породе и от ее возраста. Затухание и его зависимость от частоты мы здесь не рассматриваем. Экспериментальный массив состоял Из 20 образцов песчаников и карбонатных пород, пористость которых варьировала от 4,5 до 41%, а возраст — от плиоценового до раннедевонского. Из них 11 образцов можно считать песчаниками, 3 — известняками, 5 были образцами писчего мела и 1 — трепела (кварцевой опоки). Форма образцов была цилиндрической, диаметр 5,08 см, длина — от 1,27 до 3,81 см. Перпендикулярные оси цилиндра плоские торцы были отшлифованы с помощью возвратнопоступательного шлифовального устройства с магнитной подушкой, и была достигнута их параллельность с точностью 0,0025 см.

Образцы сушили в печи при 100 °С в течение не менее 12 часов, охлаждали при комнатной температуре и взвешивали с точностью до 0,001 г. Габариты образцов измерялись микрометром с точностью 0,0025 см. Пористость образцов определяли взвешиванием до и после насыщения. Скорости продольных и поперечных волн измерялись при комнатной температуре, образцы помещались в резиновые манжеты и подвергались всестороннему давлению гидравлического агента, равномерно воздействующего на боковую и торцевую поверхности образца. Давление изменялось в пределах от 0 до 70 МПа. Импульсы продольных и поперечных колебаний генерировались и регистрировались с помощью дисковых преобразующих элементов из титаната бария, основная рабочая резонансная частота которых равна 1 МГц. Поперечные волны этой частоты генерировались методом трансформации режима. Методика измерений описана в работе [22]. Влияние флюидонасыщенности и давления на объемную плотность Зависимость между объемной плотностью и пористостью у всех насыщенных воздухом (сухих) и водой исследованных образцов осадочных пород оказалась близка к линейной (рис. 41). Сплошные прямые, проведенные через точки, построенные по экспериментальным данным, являются графиками следующего уравнения: р=фр+(1-ф)р, (40) где р — объемная плотность породы, имеющей пористость ф, а значки ~ и л указывают плотность флюида и зерен породы соответственно. Экстраполяция зависимости плотности от пористости до нулевого значения пористости показывает, что плотность зерен большинства песчаников и мела составляет около 2,65 г/см3. Возрастание объемной плотности под действием изотермически увеличивающегося всестороннего давления на образец определяли, рассчитывая новые значения плотности pi по значениям времени пробега продольной волны Тр и поперечной волны Ts с помощью формулы pi = S * S * S po, (ро — плотность при атмосферном давлении). Уравнение (41) было получено для изотропных твердых материалов Куком] [9]. Для расчетов необходимо также знать длину образца LQ, измеряемую при атмосферном давлении, и величину А, которая равна приблизительно 0,01. В интервале давлений от 0 до 70 МПа изменение плотности составляет меньше 1 %. На рис. 42 приведены результаты, полученные для песчаника Буаз.

.10 15 23 25 30 Пористость, %

РИС. 41. Зависимость объемной плотности сухих и водонасыщенных образцов осадочных пород от их пористости [23]. Прямые рассчитаны по формуле (40) при р = 2,65.

Влияние флюидонасыщенности на скорость продольных волн . Величину разности AFp между скоростью в газонасыщенных (S^ = 0) и водонасыщенных (S^ = 100 %) породах невозможно прогнозировать, если измерения проводить при давлениях, близких к атмосферному. При построении графика отношения Vp (при S^ = 0)/Vp (при S^, = 100 %) в функции пористости для различных песчаников и карбонатных пород, если давления не превышают 0,7 МПа, получается большой разброс точек. Однако с увеличением давления начинает вырисовываться определенная закономерность, свидетельствующая о том, что влияние флюидонасыщенности сильно сказывается при малой пористости и меньше при высокой пористости. На рис. 43 представлены данные, полученные при

1,8500 ———————————————————————— 0 20 40 60 80 100 Водонасыщенность, %

РИС. 42. Изменение объемной плотности в зависимости от давления и флюидо-насыщенности; рассчитано по формуле (41) [23]. Песчаник Буаз, пористость 26,8 %.

давлении 70 МПа. Отношение скоростей практически не превышает единицу.. Влияние флюидо насыщенности при S» =0 и 5и, = 100 % более наглядно иллюстрируют кривые, обобщающие результаты измерений скорости в породах, насыщенных смесью воздуха с водой в разных пропорциях; измерения проводились при постоянном давлении (рис. 44). Форма кривых, полученных для низкопористых (<10°о), сред-не-(10-25°о) и высокопористых (>25%) пород, различна. Влияние флюидонасыщенности на скорость поперечных волн В теории Био [4] на основе допущения о том, что влиянием микротрещин можно пренебречь, сделан вывод, что скорость поперечных волн в сухой породе должна превышать их скорость в той же породе, полностью насыщенной жидкостью, т. е. Vg (S^ = 0) > Vs (S^ = 100 %). •Экспериментальные данные подтверждают справедливость теории во

О 5 10 15 20 25 Пористость,%

РИС. 43. Зависимость отношения скоростей продольных волн от пористости для полностью газонасыщенных и полностью водонасыщенных пород при всестороннем давлении 70 МПа [23]. Аппроксимирующая кривая построена методом наименьших квадратов и описывается непредельным многочленом четвертой степени. S„ — водонасыщенность в процентах.

всем диапазоне изменения пористости при давлениях выше 63 МПа (рис. 45). Однако при меньших давлениях начинает наблюдаться несоответствие фактических данных и теории для низкопористых пород. Поэтому все породы можно разделить на два следующих класса, в которых скорость поперечных волн по-разному зависит от насыщенности флюидами: I — высокопористые породы, результаты для которых, получаемые ' экспериментально, .согласуются с теорией и попадают в область, расположенную выше разграничивающей кривой на рис. 45, и II - низкопористые породы, результаты для которых расходятся с теоретическими и попадают в область, расположенную под этой кривой. Кроме того, принадлежность пород к первому или второму классу зависит от давления, и это позволяет предположить, что причиной расхождения экспериментальных и теоретических значений отношения скоростей Rs является наличие микротрещин в цементирующем материале низкопористых пород.

Насыщенность воздухом, % 100

50

О

Водонасыщенность,. %

РИС. 44. Обобщенные кривые, показывающие характер изменения скорости продольных волн в сцементированных осадочных породах при давлении 35 МПа в 3'ависимости от степени их насыщенности водой и воздухом [23]. Выводы о влиянии флюидонасыщенности и давления на скорость продольных и поперечных волн На рис. 46 показаны области, в которые попадают экспериментальные точки при нанесении на график результатов измерения скоростей продольных и поперечных волн в осадочных породах. Породы

20

W

60 Всестороннее давление, МПа

РИС. 45. Зависимость отношения Rg = Vy (S'и, = = 100%)/Vs (Sw = 0) от пористости пород и всестороннего давления [23].

РИС. 46. Влияние насыщенности флюидами и всестороннего давления на скорость продольных и поперечных волн в различных сцементированных осадочных породах [23]. Давление изменяется в пределах 0—70 МПа. имеют различную пористость и насыщены жидкостью и газом в разных пропорциях при низком и высоком внешнем давлении. Указаны также границы этих областей. Наблюдается следующая общая закономерность: самые низкие скорости продольных волн фиксируются в газонасыщенных породах при низких давлениях, а самые высокие скорости поперечных волн — в газонасыщенных породах при высоком давлении. Отсюда следует, что принадлежность исследуемой породы к той части поля графика, где области скоростей продольных и поперечных волн накладываются друг на друга в диапазоне пористости от 0 до 27 %, свидетельствует о присутствии в ней газ'а. Влияние насыщенности газом и жидкостью на коэффициент отражения Значения коэффициента отражения R рассчитываются по формуле где piV-i — акустическая жесткость породы, все поры которой насыщены жидкостью, a piV^ — акустическая жесткость той же породы при переменной газонасыщенности, варьирующей от 0 до 100 %. Фактически величина R в этом случае является коэффициентом отражения от поверхности раздела флюидов в пределах исследуемой породы. Максимальные значения R

обычно наблюдаются на контактах газ — жидкость или жидкость — газожидкостная смесь, содержащая большой процент газа. Результаты многочисленных экспериментов на образцах сцементированных осадочных пород, имеющих пористость от 4,5 до 41 % и возраст от плиоценового до раннедевонского, показаны в обобщенном виде на рис. 47. Коэффициент отражения уменьшается с ростом давления и увеличением Sw. Максимальные значения R зафиксированы при Sw = = 5 — 10 %, они изменяются в пределах 0,1—0,21 в зависимости от величины давления. Значения R для поперечных волн значительно ниже, чем для продольных [23]. Влияние флюидонасыщенности на динамические модули упругости Модули упругости рассчитывались в зависимости от давления при разной насыщенности флюидами. Скорости продольных и поперечных волн измеряли на образцах только в одном направлении, исходя из предположения об изотропности пород. При постоянном давлении 35 МПа коэффициент Пуассона увеличивается с возрастанием водонасы- щенности и пористости (рис. 48): его значения изменяются от 0,11 до 0,33 для водонасыщенных пород и от —0,12 до 0,19 для газонасыщенных пород. Самые большие отрицательные значения получены для высокопористых пород с высокой газонасыщенностью при низких давлениях (рис. 49). Обычно модуль объемной упругости увеличивается при возрастании насыщенности жидкостью и уменьшении пористости (рис. 48); самые низкие его значения зафиксированы для высокопористых пород, содержащих большое количество газа^(рис. 49). Значения модуля объемной упругости для исследованных осадочных пород изменялись в пределах от 1,0 • 109 Н/см2 для насыщенных газом образцов высокопористого писчего мела при низких давлениях до 35-Ю9 Н/м2 водонасыщенных низкопористых песчаников при высоких давлениях. Для сравнения укажем, что объемный модуль кварца равен 37,9-Ю9 Н/м2 [60].

Г/1у5ина,м 2000

О

35

4000

70 Равномерное всестороннее давление, МПа

РИС. 47. Влияние газонасыщенности на коэффициент отражения продольных волн для всего экспериментального массива осадочных пород при различных значениях эффективного всестороннего давления [24]. ----максимальные значения R, ————— средние значения R.

Возможная поисковая информативность модулей упругости Лабораторные эксперименты показывают, что газонасыщенная порода отличается по своим упругим свойствам от аналогичной породы, заполненной жидкостью. Удобнее всего это различие выразить посредством модулей упругости, вычисляя их по наблюдаемым значениям скоростей продольных и поперечных волн и объемных плотностей. Как правило, с увеличением пористости значения модулей уменьшаются (см. рис. 48), за исключением коэффициента Пуассона. Хотя наблюдается некоторое перекрытие значений упругих модулей, характерных для газонасыщенных и водонасыщенных пород, для газонасыщенных пород они все же неизменно более низкие. Показательно, что некоторые модули в случае газонасыщенности имеют совершенно иные значения, чем в случае водонасыщенности, например модуль Юнга Е для низкопористых пород и коэффициент Пуассона v для высокопористых. В общем случае при возрастании давления наблюдается

увеличение упругих модулей. Коэффициент Пуассона является параметром, используемым для разграничения газо- и водонасыщенных пород, когда объемная плотность неизвестна и ее невозможно оценить. Если считать, что закономерности, установленные экспериментами в лабораторных условиях, выдерживаются и в условиях глубоких недр, то четко выраженное уменьшение значений упругих модулей, связанное с газонасыщенностью, может стать диагностическим признаком в сейсморазведке, например если имеются данные о скоростях как продольных, так и поперечных волн. В последние годы были выполнены успешные полевые испытания систем возбуждения и регистрации S-волн [12, 19]. Большие возможности, открывающиеся перед сейсморазведкой в случае надежного определения столь информативных параметров среды, как модули упругости, должны стимулировать возобновление интереса к полевым наблюдениям методом поперечных волн. Значение величины Vp/Vs Если данные полевых наблюдений позволяют определить скорости и продольных, и поперечных волн, то величина простого отношения Vp/Vs может служить индикатором степени сцементированности пород; по ней можно судить также и о наличии газа или нефти в породах. Было показано [15], что для несцементированных пород характерны значения Vp/Vs > 2,0, а значения этого отношения, меньшие 2,0, свидетельствуют о том, что это либо несцементированная песчаная порода, насыщенная газом, либо хорошо сцементированная порода. Выполненные автором исследования подтвердили, что отношение Vp/Vs в сцементированных породах меньше 2,0) а кроме того, позволили установить пределы вариаций этой величины для широкого диапазона

10 15 20 25 30 д5 40 Пористость, %

РИС. 50. Зависимость отношения Vp/Vs от пористости, водо- и газонасыщенности осадочных пород при всесторонних давлениях от 0 до 70 МПа [23].

изменения пористости, а также изучить характер изменения ее в зависимости от насыщенности газом или водой. Было установлено, что три возрастании газонасыщенности сцементированных пород величина Vp/Vs уменьшается на 3 — 30 %. На рис. 50 схематически показано, что это отношение уменьшается с уменьшением пористости и изменяется в пределах 1,42—1,96 в водонасыщенных породах и 1,30—1,66 — в газонасыщенных. Область перекрытия этих двух диапазонов представляет собой зону неоднозначной интерпретации, куда попадают данные, соответствующие как газонасыщенным, так и водонасыщенным породам. Оказалось также, что давление приводит к некоторому уменьшению величины Vp/Vs, но этот эффект не всегда можно было проследить или прогнозировать в широком диапазоне значений пористости. Использование отношения скоростей при интерпретации данных сейсморазведки обладает тем безусловным преимуществом, что не требует информации о плотности пород. |; Оценить модули упругости, коэффициент Пуассона и Vp/Vs по | данным о скорости продольных волн можно только в том случае, когда Д^ в. исследуемом районе удается установить необходимые корреляционные связи. На рис. 51 показана корреляция между коэффициентом Пуассона и Vp, найденная автором на описанном выше экспериментальном массиве образцов различных осадочных пород. Литература 1. Афиногенов Ю. А. Влияние давления и температуры на проницаемость горных пород. Труды СНИИГИМС, № 6, 34-42, 1969. 2. Attewell P. В., Brentnall D. Attenuation measurements on rocks in the frequency range 12 Kc/s to 51 Kc/s and in the temperature range 100 °K to 1150 °K. 6th Symposium Rock Mechanics, Proc., Rolla, University of Missouri, p. 330-357, 1964. 3. Banthia B.S., King M.S., Fatt I. Ultrasonic shear-wave velocities in rocks subjected to simulated overburden pressure and internal pore pressure. Geophysics, 30, 117121, 1965. 4. Blot M.A. Theory of propagation of elastic waves in a fluid-saturated

porous solid, 1. Low-Frequency Range, 2. Higher Frequency Range. Acoust. Soc. America Joum., 28, 168-191, 1956. 5. Brandt H. A study of the speed of sound in porous granular media. Jour. Appl. Mechanics, 22, 479-486, 1955. 6. Brannan G.O., Von Gonten W. D. The effect of temperature on the formation resistivity factor of porous media. 14th Ann. Logging Symp., Trans. (SPWLA), Lafayette, La., p. Ul - U17, 1973. 7. Casse F.J., Ramey H.J., Jr. The effect'of temperature and confining pressure on single phase flow in consolidated rocks. Soc. Petroleum Engineers AIME, Paper 5877, 46th Ann. Calif. Regional Mtg. (Long Beach), 1976. 8. Clark К. К. Reduction of fracture pressure of rock by intensive bore-hole heating. Master's thesis, Univ. of California, Berkeley, 1964. 9. Cook R. K. Variation of elastic constants and strains with hydrostatic pressure: a method for calculation from ultrasonic measurements. Acoust. Soc. Amer. Joum., 29, 445-449, 1957. 10. Desai К. Р., Helander D. P., Moore E. J., Sequential measurements of compres-sional and shear velocities of rock samples under triaxial pressure. Soc. Petr. Eng. Joum., 9, 378-394, 1969. 11. Domenico S.N. Effect of brine-gas mixture velocity in an unconsolidated sand reservoir. Geophysics, 41, 882-894, 1976. 12. Erickson E.L., Miller D.E., Waters K.H. Shear-wave recording using continuous signal methods part II — later experimentation. Geophysics, 33, 240—254, 1968. 13. Fatt I. Compressibility of sandstones at low to moderate pressures, AAPG Bull., 42, 1924-1957, 1958. 14. Faust L. Y. Seismic velocity as a function of depth and geologic time. Geophysics, 16, 192-206, 1951. 15. Gardner G.H.F., Harris M.H. Velocity and attenuation of elastic waves in sands. 9th Ann. Logging Symposium, Trans. (SPWLA), p. M1-M19, 1968. 16. Gardner G. H. P., Gardner L. W., Gregory A. R. Formation velocity and density—the diagnostic

basics of stratigraphic traps. Geophysics, 39, 770— 780, 1974. 17. Gassmann F. Ueber die elastizitat Poroser Medien. Natur. Ges. Zurich, Vierteljahrssch., 96, 1-23, 1951. 18. Geertsma J. Velocity log interpretation: the effect of rock bulk copressibility. Soc. Petroleum Engineers AISME Trans., 222, 235-253, 1961. 19.Ge.yer R.L., Mariner S.T. SH waves from explosive sources. Geophysics, 34, 893-905, 1969. 20. Gladwin M., Stacey F.D. Anelastic degradation of acoustic pulses in rock. Physics Earth and Planetary Interiors, 8, 332-336, 1974. 21. Gregory A.R. Shear wave velocity measurement of sedimentary rock samples under compression. 5th Symposium on Rock Mechanics Proc., University of Minnesota, 439-467, 1962. 22. Gregory A. R. Mode conversion technique employed in shear wave velocity studies of rock samples under axial and uniform compression. Soc. Petroleum Engineers Joum., 240, 136-148, 1967. 23. Gregory A. R. Fluid saturation effects on dypamic elastic properties of sedimentary rocks. Geophysics, 41, 895-921, 1976. 24. Gregory A. R. Dynamic elastic rock properties key to pore-fluid indentity. Oil and Gas Joum., 74, No. 43, 130-138, 1976. 25. Gregory A.R., Podio A.L. Dual-mode ultrasonic apparatus for measuring compressional and shearwave velocities of rock samples. IEEE Trans., Sonics and Ultrasonics, SU-17, 77-85, 1970.

26. Griggs D., Turner F.J., Heard H.C. Deformation of rocks at 500°-800 °C. Geol. Soc. Amer. Mem. 79, 39-104, I960. 27. Helander D.P., Campbell J.M. The effect of pore configuration, pressure, and temperature on rock resistivity. 7th Ann. Logging Symposium, Trans. (SPWLA), W1-W29, 1966. 28. Hottmann. С. E., Johnson R. К. Estimation of formation pressures from logderived shale properties. Journ. Petroleum Technology 17, 717—722, 1965. 29. Hughes D. S., Cross J. H. Elastic wave velocities in rocks at high pressures and temperatures. Geophysics, 16, 577—593, 1951. 30. Ide J. M. Comparison of statically and dynamically determined Young's modulus of rocks. Natl. Acad. Sci. Proc., 22, 82-91, 1936. 31. King M.S. Static and dynamic moduli of rocks under pressure, llth Symposium on Rock Mechanics (Berkeley, Calif.) 35 p., 19—69. 32. Kissell F. N. Effect of temperature variation on internal friction in rocks. Joum. Geophys. Research, 77, 1420-1423, 1972. 33. Lobree D. T. Measurement of the compressibilities of reservoir type rocks at elevated temperatures. Thesis, University of California, Berkeley, 78 p., 1968. 34. Matthews C.S., Russell D.G. Pressure buildup and flow tests in wells. Soc. Petroleum Engineers AIME, Monograph series, 1, 167, p., 1967. 35. McDonald F. J. et al. Attenuation of shear and compressional waves in Pierre Shale. Geophysics, 23, 421-439, 1958. 36. McLatchie A. S., Hemstock R. A., Young J. W. The effective compressibility of reservoir rock and its effect on permeability. AIME, Trans., 213, 386—388, 1958. 37. Mobarek S. A. M. The effect of temparature on wave velocities in porous rocks. Master's thesis. University of California, Berkeley, 83 p., 1971. 38. Morgans W.T.A., Terry N.B. Measurement of the static dynamic elastic moduli of coal. British Joum. Appl. Physics, 8, 201-219, 1957. 39. Onodera T. F. Dynamic investigation of foundation rocks in situ. 5th Symposium on Rock Mechanics, Proc., University of Minnesota, 517—533, 1962. 40. Рапе/с L.A. Testing techniques for rock mechanics. Am. Soc. Testing and Materials Spec. Tech. Publ., 402, 106-132, 1965. 41. Papadakis E. P. Ultrasonic diffraction loss and phase change in anisotropic materials, Acous, Soc, America Joum., 40, 863—876, 1966. 42. Podio A.L. Experimental determination of the dynamic elastic properties of anisotropic rocks — ultrasonic pulse method. Ph. D. Thesis, Univ. Texas, Austin, 8-30, 1968: 43. Ramana Y. V., Rao M.V.M.S. Q by pulse broadening in rocks under pressure. Physics Earth and Planetary Interiors, 8, 337—341, 1974. 44. Reuss A. Berechnung der fleissgrenze von mischkristallen auf grund der plastizitats bedingung fur einkrisalle. Zeitschr. Angew. Math. Mech., 9, 49—58, 1929. 45. Sanydl S.K., Marsden. S. S., Jr., Ramey H.J., Jr. The effect of temperature on

electrical resistivity of porous media. 13th Ann. Logging Symposium, Trans. (SPWALA), Tulsa, Okla., 11-135, 1972. 46. Sanyal S.K., Marsden S.S., Jr., Ramay H.J., Jr. Effect of temperature on petrophysical properties of rocks. Soc. Petroleum Engineers AIME Paper 4898, 49th Ann. Fall Mtg. (Houston), 23 p., 1974. 47. Savage J. C. Thermoelastic attenuation of elastic waves by cracks. Joum. Geophys. Research, 71, 3929-2938, 1966. 48. Schlumberger log interpretation, principles, 1972, 1, 39.

Отдел 2

ИСПОЛЬЗОВАНИЕ МОРФОЛОГИИ ОТРАЖЕННЫХ ВОЛН ПРИ СТРАТИГРАФИЧЕСКОЙ ИНТЕРПРЕТАЦИИ СЕЙСМИЧЕСКОГО МАТЕРИАЛА Сейсмостратиграфия и глобальные изменения уровня моря* П. Р. Веил, Р. М. Митчем мл., Р. Г. Тодд, Дж. М. Уидмайер, С. Томпсон III, Дж. Б. Сангри, Дж. Н. Бабб, В. Г. Хетлелид

1. Введение** П. Р. Вейл и Р. М. Митчем мл. Сейсмостратиграфия представляет собой один из геологических методов стратиграфической интерпрета1тии сейсмических данных. Специфические особенности отраженных волн позволяют непосредственно использовать при их интерпретации геологические концепции, базирующиеся на физических основах стратиграфии. Однократные отражения получают от физических поверхностей, являющихся главным образом границами раздела слоев (поверхностями напластования) и поверхностями несогласий, характеризующимися резкими изменениями таких параметров, как скорость и плотность. Следовательно, однократные отраженные волны получаются от поверхностей, параллельных слоистости * Излагаемый ниже материал состоит из 11 частей, в которых систематически обобщены данные по проблеме сейсмостратиграфии и ее связи с глобальными изменениями уровня моря. В представляемой форме раздел подготовлен П. Р. Вейлом и Р. М. Митчемом мл. ** Рукопись получена 6.1, принята 13. VI 1977 г.

и несогласиям *. Поскольку все горные породы выше поверхности слоя или несогласия имеют более молодой возраст, чем залегающие ниже ее, то получаемый сейсмический разрез представляет собой регистрацию хроностратиграфических седиментационных и структурных особенностей, а не фиксацию литостратиграфии. Поскольку по сейсмическим материалам MOB осуществляется хроностратиграфическая корреляция, то можно проводить не только интерпретацию постседиментанионных структурных деформаций, но и выполнять по особенностям разрезов, составленных в результате корреляции, следующие виды стратиграфической интерпретации: 1) стратиграфическая привязка; 2) установление генетически единых толщ; 3) определение мощности и обстановки седиментации генетически единых толщ; 4) оценка глубин палеобассейна; 5) воссоздание палеотектониче-ской обстановки; 6) изучение рельефа поверхностей несогласий; 7) выяснение палеогеографических условий и истории геологического развития в комплексе с имеющимися геологическими данными. Единственным ограничивающим фактором служит то обстоятельство, что по особенностям разрезов, получаемым в результате корреляции отраженных волн, нельзя непосредственно определить литофации и тип горных пород. Для достижения перечисленных выше задач мы рекомендуем следующую трехэтапную систему интерпретации: 1) анализ сейсмического разреза, 2) анализ сейсмофаций и 3) анализ относительных изменений уровня моря. Анализ сейсмического разреза базируется на идентификации стратиграфических единиц, сложенных относительно согласно залегающими, генетически связанными толщами, именуемыми осадочными (седиментационными) комплексами. Верхняя и нижняя границы осадочных комплексов представлены либо несогласиями, либо эквивалентными им согласными границами. Временной интервал, соответствующий слоям данного комплекса, может отличаться в смежных районах, но сам временной диапазон заключен в квазисинхронных пределах, фиксирующих возраст и границы комплекса там, где они становятся согл; "ными поверхностями. Границы осадочного комплекса распознаются i i сейсмических записях по особенностям отраженных волн, вызва! ым пространственным ограничением отражающих границ типа подс.лвенного налегания, прилегания, кровельного прилегания и среза. * Это утверждение авторов нужно рассматривать как наиболее вероятное, ноне как абсолютное. Известны многие частные ситуации, когда отражающие границы приурочены к границам диагенетических ступеней, поверхностям зон аномально высоких пластовых давлений флюидов и других флюидальных разделов типа водогазового контакта, к трапповым секущим интрузиям, плоскостям надвигов, зонам геохимических и фазовых изменений в земной коре. — Прим. ред.

В силу того что осадочные комплексы представлены генетически связанными толщами, являющимися хроностратиграфическими единицами, они обеспечивают идеальную схему для стратиграфического анализа. Анализ сейсмических фаций заключается в прослеживании и интерпретации особенностей осей синфазности, их выдержанности по простиранию, в определении амплитуды, частоты отраженных волн и интервальной скорости, а также конфигурации и взаимосвязи сейсмофа-циальных единиц внутри общей схемы седиментационных комплексов. Там, где проведено описание и картирование сейсмофаций, интерпретация седиментационных процессов и условий осадконакопления позволяет дать прогноз литологического состава таких сейсмофаций. Анализ относительных изменений уровня моря складывается из построения корреляционных хроностратиграфических схем, циклограмм относительных изменений уровня моря на региональной основе и их сравнения с глобальной информацией. Сходство региональных циклов с глобальными для сейсмостратиграфического анализа играет большую роль. Благодаря ему достигается точность прогноза хроностратигра-фии, т. е. более точное прогнозирование возраста, времени развития поверхностей несогласия, установление палеоусловий осадконакопления и литофаций. По различию между региональными и глобальными кривыми судят о времени проявления локальных структуроформирую-щих движений или об ошибках интерпретации. Помимо данного обзора, в этом отделе книги помещены 9 взаимосвязанных статей и словарь терминов. В статьях авторы отделили сугубо геологические концепции от применения этих концепций в сейсмических исследованиях. Так, например, в первых трех статьях (2, 3 и 4) описываются три геологические концепции, базирующиеся на понятии осадочного комплекса: 1) осадочный комплекс как основная стратиграфическая единица, 2) определение относительных изменений уровня моря по анализу особенностей прибрежного налегания и 3) глобальные циклы относительных изменений уровня моря. В этих статьях рассмотрена фундаментальная система стратиграфии независимо от процедуры интерпретации сейсмического материала. Следующие шесть статей посвящены использованию названных геологических концепций при интерпретации сейсмического материала. В ст. 5 рассматривается фундаментальная связь отраженных волн с поверхностями раздела отдельных слоев и несогласий, а также анализируются их хроностратиграфические свойства. В ст. 6 описаны и проинтерпретированы основные элементы прекращения прослеживаемости отраженных волн и изменения в конфигурации осей синфазности, наблюдаемые на сейсмических разрезах, а в ст. 7 обобщена методика проведения сейсмостратиграфического анализа: Ст. 8 служит своего рода примером сбора и обобщения материалов по региональным циклам относительного изменения уровня моря, в данном случае для юрского комплекса прибрежья Западной Африки и Мексиканского залива. В ст.

9 и 10 дан сейсмофациальный анализ соответственно для терригенных и карбонатных комплексов, а ст. 11 представляет собой словарь некоторых наиболее употребительных терминов по сейсмостратиграфии. На протяжении всех статей рассматривается тема взаимосвязи сейсмических данных со всеми остальными видами геологической информации, в частности с информацией по хроностратиграфии и условиям седиментации на основе палеонтологии, с литологическим составом пород, устанавливаемым по керну и электрокаротажным диаграммам, а также с региональной информацией, полученной по обнажениям и литературным источникам. Сейсмические данные представляют собой как бы дополнительный инструмент геологического исследования. Еще задолго до постановки авторами вопросов сейсмостратиграфии многие исследователи проводили активное изучение таких проблем, как геологические закономерности формирования осадочных комплексов, межрегиональные корреляции поверхностей несогласий и глобальные изменения уровня моря. Авторы с удовольствием воспримут пожелания, касающиеся дальнейшего развития предложенных идей, и их критику в этой развивающейся области геологических исследований. Данная серия статей явилась завершающим этапом многолетних полевых и научных исследований, проведенных большой группой сотрудников фирмы «Экссон», и авторы выражают им всем глубокую благодарность и признательность за консультации и поддержку.

2. Осадочный комплекс как основная единица при стратиграфическом анализе * Р. М. Митчем мл., П. Р. Венл и С. Томпсон Ш

Краткое содержание. Под осадочным (седиментационным) комплексом понимается стратиграфическая единица, сложенная относительно согласной последовательностью генетически взаимосвязанных слоев, ограниченная в кровле и подошве поверхностями несогласия или эквивалентными им согласными поверхностями. Примерно так понимал «комплекс» Слосс. При выделении седимента-ционного комплекса руководствуются единственным объективным критерием — физическими соотношениями между самими слоями. Совокупность объективного определения границ комплекса и систематического анализа условий осадконакопления генетически взаимосвязанных слоев внутри комплексов делает данную концепцию фундаментальным и исключительно удобным базисом для интерпретации последовательности осадконакопления и литофа-циальных условий. Поскольку распределение и фациальный состав многих комплексов контролируются глобальными изменениями уровня моря, такие комплексы

служат также идеальной основой для построения надежных стратиграфических схем в региональном либо глобальном масштабе. Осадочный комплекс важен и в хроностратиграфическом отношении, поскольку его формирование протекало в течение определенного интервала геологического времени, фиксируемого возрастом заключающих его границ, которые представлены согласными поверхностями; однако на тех участках, где его границы представлены несогласиями, возрастной диапазон входящих в комплекс слоев может колебаться. Длительность перерыва в осадконакоплении вдоль несогласной части границы комплекса обычно изменяется в пространстве и во времени. Перерывы внутри согласной части комплекса не поддаются измерению. Поверхности отдельных слоев в пределах любого комплекса, по существу, синхронны с точки зрения геологического времени. Мощность осадочных комплексов колеблется от сотен метров до нескольких сантиметров. Комплексы различной мощности могут выделяться исследователем или на сейсмических разрезах, или на каротажных диаграммах и в обнажениях. Чтобы точно выделить и проследить область развития того или иного осадочного комплекса, необходимо с большой степенью достоверности проследить его границы. Как правило, они приурочены к несогласиям и далее прослеживаются до сопоставимых с ними согласных поверхностей. Несогласное залегание слоев служит главным критерием при установлении границ комплекса, а характер границы несогласия представляет собой наилучший показатель того, связано ли такое несогласие с эрозией или с перерывом в осадконакоплении. Трансгрессивное налегание, подошвенное и кровельное прилегание свидетельствуют о перерыве в осадконакоплении, срез указывает на наличие эрозионного перерыва, если только сам срез не является результатом дислокаций. Примеры седиментационных комплексов приведены на каротажных диаграммах и сейсмических разрезах. Во всех случаях идентификация границ несогласий базировалась в основном на корреляции физических стратиграфических поверхностей, а геологический возраст этих комплексов устанавливался по биостратиграфической зональности. ВВЕДЕНИЕ В этой статье рассматриваются понятие осадочного комплекса, его хроностратиграфическая значимость и масштабы, обсуждается значение несогласий и их согласных коррелятивов в качестве границ комплексов, определяется характер соотношений между слоями и границами комплексов и приводятся примеры комплексов, выделенных на каротажных диаграммах и сейсмических разрезах. В следующей статье (ст. 3) речь идет о возможности выявления относительных изменений уровня моря по характеру налегания прибрежных осадков в пределах седимента-ционного комплекса и методике построения циклограмм относительного изменения уровня моря для отдельных регионов. В ст. 4 приводится график глобальных циклов изменения уровня моря и объясняется его построение путем сравнения региональных

кривых для многих районов земного шара. Глобальные циклы, очевидно, влияли на общий характер распределения основных комплексов, отлагавшихся в морских и прибрежных условиях. Таким образом, построение графиков глобальных циклов, определение возраста, простирания и фаций осадочных комплексов позволяют лучше прогнозировать свойства пород до начала бурения в тех регионах, где проведены сейсморазведочные работы. ПОНЯТИЕ ОБ ОСАДОЧНОМ КОМПЛЕКСЕ Определение Осадочный (седиментационный) комплекс представляет собой стратиграфическую единицу, сложенную согласной последовательностью генетически взаимосвязанных слоев и ограниченную в кровле и подошве несогласиями либо соответствующими им согласными поверхностями. На рис. 1 приведены основные элементы, определяющие это понятие. Поскольку осадочный комплекс выделяется по единственному объективному критерию — физическим соотношением между самими слоями, .то седиментационный комплекс полезно использовать при составлении общей стратиграфической схемы. В целом он не зависит от типа горных пород, ископаемой фауны, процессов осадконакопления и аналогичных критериев, которые сами, как правило,

субъективны и изменяются в пределах одного и того же комплекса. Поверхности несогласий, ограничивающие осадочные комплексы, хорошо заметны в рамках того или иного стратиграфического разреза. На них установлены достоверные признаки проявления эрозионных процессов либо перерыва в седиментации с очевидным выпадением слоев, но на отдельных участках они могут переходить в менее отчетливо выраженные скрытые несогласия, выделяемые биостратиграфическими либо другими методами. Подробнее вопрос о границах седиментационных комплексов рассмотрен в следующем разделе. Такая формулировка понятия «комплекс» взята из работы Слосса [8, с. 93], который писал: «Стратиграфические комплексы являются лито-лого-стратиграфическими единицами более высокого ранга, чем группа, мегагруппа или супергруппа; они прослеживаются в пределах крупных территорий континента и ограничиваются несогласиями межрегионального масштаба». Он установил (с. 109), что такие комплексы имеют хро-ностратиграфическую значимость. По сравнению с определением Слосса мы под осадочными комплексами понимаем величину, на порядок меньшую. Вместе с тем комплексы могут ограничиваться не только межрегиональными несогласиями, но и эквивалентными им согласными поверхностями и прослеживаться в пределах крупных площадей континентов и океанических бассейнов. Выделяются также группы осадочных комплексов более высокого порядка, называемые суперкомплексами; они представляют собой подразделения того же порядка, что и первоначальные комплексы Слосса. Некоторые суперкомплексы практически не отличаются от его комплексов. Мы всесторонне рассмотрели возможность использования термина «синтема» вместо понятия «комплекс». Под синтемой понимается пачка, ограниченная несогласиями ^4, 6, с. 92]. Этот термин хорош тем, что ранее не применялся, и не надо прибегать к вводу какихто дополнительных специфических определений помимо уже известного общего толкования. Однако мы продолжаем использовать термин «комплекс» "по следующим причинам: 1) он уже используется достаточно долго в одном и том же смысле и известен благодаря работам Слосса; 2) комплекс - это нечто большее, чем пачка, ограниченная несогласиями, поскольку он выделяется даже в том случае, если границы представлены

РИС. 1. Основные элементы осадочного комплекса. в—схематический стратиграфический разрез комплекса. Границы его определены поверхностями А и В, которые по латерали постепенно переходят из несогласных в согласно залегающие поверхности раздела. Отдельные слои (от 1 до 25) прослежены по поверхностям напластования: они залегают согласно в тех случаях, где наблюдается закономерная последовательная их смена; там же, где отсутствуют какие-либо слои, имеется перерыв. б — схематический хроностратиграфический разрез комплекса. Стратиграфические особенности разреза, изображенного на рис. а, привязаны здесь к хроностратиграфической шкале (по оси ординат отложено геологическое время). Продолжительность формирования каждого слоя разреза выбрана одинаковой. Продолжительность отрезка геологического времени, в процессе которого накопилась толща осадков, залегающих между поверхностями А и В, меняется от одного участка к другому, но амплитуда изменения не выходит за рамки квазисинхронных пределов. Эти пределы определяются теми участками границ комплекса, которые представлены согласными поверхностями. В данном случае 'пределы фиксируются границами, начиная с пачки 11 и кончая пачкой 19.

согласными поверхностями; 3) под осадочным комплексом часто понимается некоторая заранее прогнозируемая последовательность (или разрез) пород, отложившаяся в течение регионального или глобального цикла относительного изменения уровня моря; 4) некоторые из рассмотренных нами суперкомплексов представляют собой практически то же самое, что и некоторые комплексы, выделенные Слоссом в Северной Америке, и их идентификация базируется на тех же критериях. Хроностратиграфическая значимость Любой седиментационный комплекс несет в себе хроностратиграфи-ческую информацию, поскольку он отлагался в течение некоторого интервала геологического времени, определяемого возрастом граничных слоев этого комплекса, там где его границы представлены согласно залегающими поверхностями. В то же время там, где границы представлены несогласиями, возрастной диапазон слоев внутри комплекса может в различных местах быть различным. При выделении комплексов используют два типа хроностратиграфических поверхностей: 1) несогласия и эквивалентные им согласные поверхности, которые являются границами комплексов, и 2) поверхности слоев (напластования) в пределах самих комплексов. В схематизированном виде эти поверхности изображены на рис. 1 ст. 5. Длительность перерыва, соответствующего несогласно залегающей части границы комплекса, обычно бывает различной. Она варьирует от миллионов лет до сотен миллионов лет; однако несогласие важно в хроностратиграфическом смысле по той причине, что породы, расположенные выше любого несогласия, имеют более молодой возраст, нежели располагающиеся ниже. Согласно залегающая часть границы комплекса представлена практически синхронной поверхностью, поскольку длительность перерыва не поддается строгой оценке в связи с низкой точностью используемых методов; диапазон времени здесь обычно менее миллиона лет. Физические поверхности, разделяющие группы слоев или отдельные пласты и прослои внутри какого-либо комплекса, являются, по существу, синхронными границами (см. ст. 5). Некоторые из них могли формироваться непрерывно [I]. Границы таких литостратиграфических единиц, как формации (свиты) и литофациальные единицы, могут быть параллельны поверхностям напластования либо — в случае скольящих литостратиграфических границ могут их пересекать (см. [1, 2, 3] и ст. 5). Поскольку такие границы формаций и литофаций носят скользящий характер, их практически бесполезно использовать при сейсмическом хроностратиграфическом анализе, хотя, с другой стороны, их целесообразно привлекать при анализе сейсмофаций. Хедберг [6, с. 92] установил, что пачки, ограниченные несогласиями (синтемы), чрезвычайно важны для хроностратиграфии, поскольку сами

несогласия служат своеобразным указателем приближенного местоположения определенных хроностратиграфических границ. Однако он отмечал, что такие пачки слоев не могут служить хроностратиграфически-ми единицами, поскольку они не ограничены синхронными (изохронными) поверхностями. В противоположность случаю с синтемами границы любого осадочного комплекса являются согласными поверхностями (а следовательно, и синхронными) на многих участках. Важность осадочного комплекса для целей хроностратиграфии заключается и в том, что все породы, слагающие такой комплекс, отлагались в течение интервала геологического времени, определяемого возрастом границ комплекса на тех участках, где они представлены согласными поверхностями. Осадочный комплекс, по-видимому, играет более важную роль с точки зрения истории геологического развития, чем подразделение, ограниченное только синхронными поверхностями, которые выбираются произвольно. Комплекс представляет собой генетическое подразделение разреза, отложившееся в течение отдельного эпизодического события, в то время как произвольно выбранное подразделение может охватывать две или более неполные части различных в генетическом отношении осадочных толщ, а в силу этого — не вполне достоверно отражать историю осадконакопления. Под термином сехрон (от se - «одна» и chron — «время») понимается общий интервал геологического времени, в течение которого отложился тот или иной комплекс. Как показано на рис. 1, сехрон определяется как интервал времени между возрастом верхней и нижней границ комплекса на участке их согласного залегания. Поскольку согласные поверхности в подошве и кровле отдельно взятого осадочного комплекса могут находиться в различных областях, по-видимому, не всегда просто установить возрастной диапазон всего сехрона на отдельно взятом участке. Там, где нижняя или верхняя граница осадочного комплекса представлена несогласием, следует выделять локальные сехроны, которые могут различаться по возрасту в разных участках. Другие вопросы проблемы хроностратиграфической значимости осадочных комплексов освещены в разделах, посвященных границам комплекса и взаимосвязи слагающих комплексы пластов с этими границами. РАЗМЕРЫ ОСАДОЧНЫХ КОМПЛЕКСОВ Мощность осадочного комплекса обычно исчисляется десятками и сотнями метров, хотя в отдельных случаях она может изменяться от тысяч метров до нескольких миллиметров. Комплексы меньшего масштаба, как правило, можно прокоррелировать лишь на очень коротких расстояниях. Кроме того, существуют определенные пределы, обусловленные разрешающей способностью методики корреляции (временных разрезов, каротажных диаграмм, материалов изучения обнажении). Осадочные комплексы можно выделить на временных разрезах (сейсмические комплексы можно намечать только по ближайшим осям синфазности отражений). При современном уровне разрешенности сейсмический отражающий горизонт соответствует пачке слоев минимальной мощности в несколько десятков метров. Если такие слои выдержаны в пределах площади, то посредством фазовой корреляции можно проследить комплексы на десятки или сотни километров вкрест простирания бассейна и

еще на большее расстояние по простиранию. Отражающие горизонты, как правило, параллельны поверхностям напластования в отличие от региональных границ литологических пачек, которые могут пересекать эти поверхности (см. ст. 5). Таким образом, путем корреляции отраженных волн достигается хроностратиграфиче-ское сопоставление, в результате чего обеспечивается тот уровень геологической синхронизации, который соизмерим с масштабом представленных отложений. Однако на временных разрезах отражения могут исчезать из-за сокращения мощности рассматриваемой пачки, хотя в действительности эта пачка может протягиваться дальше, но это не удается установить вследствие недостаточно высокой разрешающей способности сейсмического метода. Там, где большая часть дочетвер-тичных сейсмических комплексов датирована на основе биостратиграфических данных по образцам керна из скважин, эти комплексы обычно сравнимы по продолжительности осадконакопления со стандартными хроностратиграфическими единицами, соответствуя примерно ярусу или серии, и охватывают диапазон геологического времени от 1 до 10 млн. лет (см. ст. 4). Осадочные комплексы, установленные путем корреляции каротажных диаграмм близко расположенных скважин, по своему масштабу могут быть меньше, чем комплексы, выделенные на временных сейсмических разрезах. В пределах выделенных крупных (сейсмических) комплексов удается отождествить также комплексы меньших размеров. Благодаря большей разрешающей способности электрических и радиоактивных методов каротажа при их использовании можно дифференцировать стратиграфический разрез на пачки мощностью до 1 м и даже меньше. Поскольку поверхности напластования могут служить как отражающими горизонтами, так и надежными каротажными реперами, оба этих источника информации следует использовать для целей точной хроностратиграфической корреляции. Однако корреляция по опорным каротажным реперам может быть проведена более детально; при этом могут быть выделены несогласия, ограничивающие меньшие по мощности и времени осадконакопления пачки. Как правило, комплексы меньшего масштаба, выделенные на основе корреляции каротажных диаграмм, представляют собой подразделения более, дробного порядка, чем многие стандартные хроностратиграфические единицы. Основным недостатком при выполнении корреляции по каротажным диаграммам является потеря непрерывности корреляции на участках между самими скважинами, хотя сокращение расстояния между скважинами приближает эффективность корреляции к корреляции по данным сейсморазведки.

Наиболее детальную хроностратиграфическую корреляцию можно провести по керну или по хорошим обнажениям, где удается проследить отдельные пласты и даже прослойки [I]. Послойная корреляция может производиться на очень ограниченных площадях. Однако даже в рамках наименьших стратиграфических единиц, выделенных по каротажным реперам, можно заметить выклинивание пластов у границ пачки и прослоев у поверхностей напластования. Таким образом, эти меньшие по объему несогласия (или диастемы) указывают по крайней мере на два дополнительных уровня более точной геологической синхронизации. ГРАНИЦЫ ОСАДОЧНЫХ КОМПЛЕКСОВ Чтобы выделить и точно прокоррелировать осадочный комплекс, необходимо установить и проследить его границы. Такими границами обычно служат несогласия, вызванные несогласным залеганием слоев разреза по отношению к поверхности несогласия. Кроме того, геологический возраст пород выше и ниже несогласия определяет длительность перерыва в осадконакоплении на данной территории. По мере латерального прослеживания какой-либо границы комплекса наступает момент, когда толща становится согласной, но перерыв тем не менее все еще остается достаточным, так что можно допустить наличие некоторого несогласия (псевдонесогласия). Наконец, границу комплекса можно прослеживать между согласными толщами до того места, где еще нет признаков перерыва и поверхность несогласия преобразуется в одну из границ согласно залегающей толщи (см. рис. 1). Несогласия и согласия Несогласной считается поверхность эрозии либо перерыва в седиментации, которая отделяет более молодые слои разреза от более древних и соответствует относительно длительному отсутствию осадконакопле-ния (по крайней мере слоями не представлена некоторая коррелируемая часть геохронологического подразделения). Согласной считают ту поверхность, которая отделяет более молодые слои от более древних, но вдоль которой нет никаких физических признаков, указывающих на то, что происходила эрозия или какое-то время осадки не отлагались. Данбар и Роджерс [5, рис. 57] составили стандартную классификацию несогласий и дали определения таким известным терминам, как несогласное залегание слоев, угловое несогласие, параллельное несогласие и псевдонесогласие. При такой классификации основное внимание обращается на величину угла падения либо параллельность залегания слоев, расположенных выше и ниже поверхности несогласия, а не на характер взаимосвязи слоев с этой поверхностью. Несмотря на то что такой критерий в какой-то мере дает представление об интенсивности склад-

чатости, предшествовавшей накоплению вышележащих осадков, его значимость для целей хроностратиграфии невелика, поэтому мы редко прибегали к использованию указанной классификации несогласий. Перерывы Под перерывом понимается интервал геологического времени, который на определенном стратиграфическом уровне не представлен никакими отложениями. Если перерыв охватывает значительный интервал геологического времени, то такой стратиграфический уровень является поверхностью несогласия (см. рис. 1). Чтобы поставить на определенное место в стандартной хроностратиграфической схеме какой-либо комплекс, необходимо исследовать характер перерывов, наблюдающихся вдоль несогласно залегающих границ комплекса. Помимо этого, согласные поверхности, которые фиксируют максимальный возрастной диапазон (сехрон) комплекса, определяются только там, где перерывы вдоль границ комплекса сокращаются до незначительного интервала геологического времени. В идеальном случае количественное определение длительности перерыва проводится радиометрическим методом. На практике перерыв обычно измеряется в качественных единицах (таких, как периоды, эпохи или фаунистические зоны) на основе данных биостратиграфии, палео-магнетизма или каким-то другим методом. Затем эти единицы сопоставляются со шкалой абсолютного возраста, для того чтобы установить наиболее точно возраст в миллионах лет. Понятие длительности перерыва вдоль границы комплекса аналогично концепции размеров комплекса. Характер оценки длительности перерыва определяется разрешающей способностью применяемого метода. Поскольку сейсмический комплекс, как правило, охватывает диапазон геологического времени в несколько миллионов лет, его отсутствие свидетельствует' о наличии перерыва такой же длительности. Комплекс, выделенный по каротажным данным и меньший по объему, чем сейсмический комплекс, можно использовать для выявления перерыва длительностью от миллиона до сотен тысяч лет. Очень маломощные комплексы пластов или прослоев в принципе можно использовать для определения перерыва весьма короткой длительности. Однако он, как правило, не имеет практической значимости понятия «ощутимый перерыв»; поэтому такие небольшие перерывы не следует привлекать для определения поверхностей несогласия. Перерывы могут быть связаны либо с эрозионным процессом, либо с отсутствием осадконакопления, либо с тем и другим. Как показано на рис. 1, различие заключается лишь в том, что слои осадочного комплекса прекращают прослеживаться у какой-либо границы, образовавшейся вследствие эрозионного среза или в результате отсутствия осадконакопления..

Верхняя граница

1.Эрозионный срез

2. Кровельное прилегание

3. Согласие

Нижняя граница

-

несогласие

РИС. 2. Виды залегания слоев по отношению к границам осадочного комплекса. а—характер залегания слоев по отношению к верхней границе комплекса: I — эрозионный срез: слои в кровле комплекса рЯэмыты у верхней границы в основном в результате эрозии (например, наклонная толща, размытая у вышележащей горизонтальной эрозионной поверхности, либо горизонтальная пачка, денудированная у возникшей позднее поверхности желоба); 2 — кровельное прилегание: первоначально наклоненные оси в кровле комплекса оканчиваются у верхней границы в основном в результате отсутствия осадконакопления (например, дельтовые слои, выклинивающиеся у вышележащей горизонтальной поверхности, в подошве — уровень равновесия, где не было ни эрозии, ни седиментации); 3 — кровельное согласие — такое соотношение слоев, при котором слои в кровле комплекса не обрываются у верхней границы. б—характер залегания слоев по отношению к нижней границе комплекса: 1 — налегание: в подошве комплекса первоначально горизонтально залегавшие слои постепенно выклиниваются у первоначально наклонной поверхности либо первоначально наклоненные слои постепенно выклиниваются вверх по восстанию у поверхности, имевшей в период осадконакопления больший угол наклона; 2 — подошвенное прилегание: в основании комплекса первоначально наклоненных слоев наблюдается постепенное их исчезновение вниз по падению у изначально горизонтальной либо наклонной поверхности (например, наклонные слои, заканчивающиеся у нижележащей изначально горизонтальной поверхности); 3— подошвенное согласие: слои в подошве комплекса параллельны нижней границе.

ВЗАИМООТНОШЕНИЕ СЛОЕВ С ГРАНИЦАМИ КОМПЛЕКСА На рис. 2 показаны согласное и несогласное взаимоотношение слоев страницами осадочных комплексов. Критерием такого разделения служит наличие или отсутствие параллельности между слоями и самой граничной поверхностью комплекса. Если слои выше и ниже этой поверхности залегают согласно (т. е., по существу, параллельны ей), тогда нет физических признаков, свидетельствующих о наличии несогласия вдоль рассматриваемой части поверхности. С другой стороны, если слои выше или ниже некоторой поверхности залегают несогласно, прекращают прослеживаться около нее, то это является физическим признаком существования поверхности несогласия (либо разрывного нарушения). Согласные взаимоотношения можно наблюдать у верхней или нижней границы седиментационного комплекса. Согласность можно рассматривать как параллельность слоя по отношению к первоначально горизонтальной, наклонной или криволинейной поверхности. В подошве комплекса согласный характер залегания может проявляться в виде параллельного облекания нижележащей неоднородности (рис. 2). Несогласное залегание служит основным физическим критерием, используемым при определении границ комплексов. Именно тип несогласного залегания является лучшим индикатором того, обусловлена ли поверхность несогласия процессом эрозии либо отсутствием отложения осадков. Направление последовательного выклинивания от древних к молодым слоям выше поверхности несогласия является направлением, в котором возрастает длительность перерыва, обусловленного паузой в осадконакоплении вдоль данной поверхности несогласия. Тот или иной тип несогласного залегания обусловлен тем, в каком виде слои прекращают прослеживаться у несогласной границы осадочного комплекса (или структурной границы). Выклинивание — это латеральное сокращение мощности вплоть до исчезновения слоя в пределах области первоначального накопления осадков. Срез представляет собой латеральное сокращение мощности вплоть до полного размыва слоя, обусловленное эрозией осадочных пород в области их первоначальной седиментации. Ниже приведены наиболее специфические типы несогласного залегания и рассмотрена их роль в стратиграфическом анализе. Эти типы несогласного залегания можно распознать с большей достоверностью в том случае, когда несколько слоев в пределах комплекса характеризуются систематическим проявлением несогласного залегания вдоль некоторой заданной поверхности. Подошвенное несогласие: налегание или прилегание в подошве Под термином подошвенное несогласие понимается первичное седименТацйонное несогласие слоев осадочных пород у нижней границы осадочного комплекса. Выделяются два основных типа. Налегание — это та разновидность подошвенного несогласия, когда первоначально горизонтально залегающий слой выклинивается у первоначально наклонной поверхности либо когда первоначально наклонно залегающий слой выклинивается вверх

по восстанию около поверхности с большим углом первоначального наклона. Прилегание в подошве — разновидность подошвенного несогласия, при которой первоначально наклонно залегающий слой выклинивается вниз по падению у первоначально горизонтальной или наклонной поверхности. Налегание или прилегание в подошве обычно легко установить. Однако последующие тектонические движения могли перестроить седиментационные поверхности. В районах со сложным тектоническим строением провести разграничение между налеганием и прилеганием в подошве практически невозможно, и интерпретатор способен установить только то, что слои характеризуются подошвенным несогласием. Схемы на рис. 2 приведены в виде двумерных моделей, и обычно допускается, что разрезы сделаны вкрест простирания, а на разрезах по простиранию под прямым углом к ним слои, по существу, будут изображены в виде горизонтальных линий. На двумерном разрезе можно увидеть лишь кажущееся налегание, а на разрезе под прямым углом к нему можно установить истинное подошвенное прилегание. Если на двух разрезах, пересекающихся под прямым углом, зафиксировано кажущееся налегание, то в этом случае, вероятнее всего, имеют дело с истинным налеганием. Региональное местоположение приближающегося налегания (налегание в направлении источника сноса осадков) и удаляющегося подошвенного прилегания (прилегание в подошве в направлении от источника сноса осадков), как правило, отмечают начало и конец по латерали процесса седиментации рассматриваемой толщи (или пачки; см. рис. 1). В узких или регионально изолированных областях осадконакопления удаляющееся налегание (налегание в направлении от источника сноса осадков) фиксируется, например, на противоположной от источника сноса стороне бассейна. В некоторых осадочных бассейнах характер удаляющегося налегания, по-видимому, в большей степени контролировался локальными подошвенными неоднородностями, чем степенью удаленности источника сноса. Подошвенные налегание и прилегание служат индикаторами перерыва, вызванного отсутствием седиментации, а не эрозионного перерыва (рис. 1). Последовательное выклинивание слоев у границ осадочного бассейна вдоль первоначальной поверхности осадконакопления характеризует .тем самым длительность перерыва и отсутствия седиментации, все возрастающую в направлении подошвенного налегания или прилегания. Кровельное прилегание Кровельное прилегание — это форма залегания слоев у верхней границы осадочного комплекса. Такой особенностью строения характеризуются первоначально наклоненные пласты, например имеющие аван-дельтовый генезис и клиноформы. Латеральное выклинивание вверх по восстанию может происходить асимптотически у верхней границы осадочного комплекса. На временных разрезах степень разрешения может оказаться такой, что отражения станут резко обрываться у верхней поверхности при значительных углах наклона отражающих границ. Кровельное прилегание также служит индикатором перерыва, связанного с отсутствием седиментации. Оно образуется в связи с тем, что базисный уровень седиментации (такой, как уровень моря) слишком низок и слои не

могли распространяться дальше вверх по восстанию. При формировании кровельного прилегания обычно развиваются сопутствующие осадочные процессы и эрозия выше базисного уровня, в то время как ниже базисного уровня происходит боковое наращивание слоев. Хотя кровельное прилегание чаще всего связано с мелковод-номорскими осадками, такими, как дельтовый комплекс, тем не менее оно может встречаться и в глубоководных осадках (таких, как конусы выноса), где седиментационный базисный уровень контролируется тур-бидитными потоками и другими глубоководными процессами. Срез: эрозионный и тектонический Под эрозионным срезом понимается латеральное выклинивание слоев под воздействием эрозионных процессов. Он фиксируется у верхней границы осадочного комплекса и может охватывать значительную площадь или ограничиваться каким-то желобом. Слоистые толщи, наклоненные вследствие тектонических движений на участках, расположенных выше по восстанию, обычно подвергаются субаэральному либо подводному эрозионному срезу, и воссоздание первичных седимента-ционных пределов налегания или кровельного прилегания представляет собой весьма трудную задачу. В некоторых случаях нелегко отличить кровельное прилегание от эрозионного среза, но для последнего характерна тенденция к сохранению параллельности слоев, поскольку они обычно резко прерываются у верхней границы, а уменьшения их мощности не наблюдается. Такой срез свидетельствует о наличии эрозионного перерыва. Тектонический срез — это латеральное ограничение толщи слоев, обусловленное разрывным нарушением. Такой срез легче всего выделить там, где он сечет слои в пределах какого-то осадочного комплекса или группы комплексов. Нарушение может быть обусловлено разломом, гравитационным оползанием, течением соли или внедрением ин-трузий. Провести четкое различие между эрозионным и тектоническим срезом трудно, но решение необходимо найти перед тем, как приступать к дальнейшему стратиграфическому анализу. Несмотря на то что при тектоническом срезе может возникнуть несогласное залегание слоев по отношению к границе комплекса, тем не менее такое несогласие обладает второстепенной региональной хроностратиграфической значимостью по сравнению с поверхностями несогласий или перерывами.

ПРИМЕРЫ ОСАДОЧНЫХ КОМПЛЕКСОВ На рис. 3 и 4 приведены примеры осадочных комплексов, полученных соответственно на основе каротажных данных и сейсмического временного разреза. При их построении информация по физической стратиграфии использовалась главным образом для установления несогласий на границах комплексов, а биостратиграфическая зональность — для определения возраста комплексов. Разрез по каротажным данным На рис. 3 показан геологический профиль через Западно-Канадский бассейн в пределах северо-восточной части Британской Колумбии, составленный Мак-Каллумом и предоставленный в распоряжение авторов фирмой «Империал ойл». Стратиграфические соотношения выяснялись путем детальной корреляции реперных горизонтов на каротажных диаграммах, включая несогласия, которыми определялись границы комплексов. В каждом комплексе установлены следующие особенности залегания: 1) комплекс J — эрозионный срез в кровле; 2) комплекс SR-1 -налегание в подошве и согласные слои в кровле; 3) комплексы SR-2, 3 и 4 с подошвенным прилеганием в основании и нечетким кровельным прилеганием вверху; 4) комплекс SR-5 с согласными слоями в подошве и кровле и 5) комплекс SR-6, аналогичный SR-4. Для каждого комплекса характерны свойственные только ему особенности стратификации, которые важны в генетическом отношении. Так, например, морской юрский комплекс (J) сложен равномерным чередованием параллельно-слоистых толщ. Нижнемеловая формация Ге-тинг (G) представлена не выдержанной по простиранию толщей из переслаивающихся неморских песчаников и глин, которые трудно коррелировать по данным электрического каротажа. Маломощный ба-зальный комплекс Спирит-Ривер (SP-1) сложен толщей литоральных песчаников и глин, которые выполняли понижения в рельефе поверхности несогласия, имеющейся в кровле формации Гетинг (G). Ь. -шележа-щие комплексы Спирит-Ривер (от SR-2 до SR-6) пpe^ тавлены песчаниками и глинами, для которых характерно боковое нар цивание в сторону более глубоких участков бассейна. Обращает на себя внимание то обстоятельство, что верхние горизонты песчаников характеризуются кровельным прилеганием. Сейсмический временной разрез На рис. 4 изображен временной разрез для прибрежного района северозападной Африки. Он ориентирован по региональному падению и охватывает толщи в возрастном диапазоне от триаса до четвертичного периода. Это установлено после стратиграфической привязки к гео-

РИС. 3. Геологический профиль протяженностью порядка 160 км через западную часть Канады. Показаны осадочные комплексы, выделенные в результате корреляции промыслово-геофизических данных. Корреляция, приведения по опорным горизонтам в близко расположенных друг от друга скважинах, позволяет выявить особенности строения осадочных комплексов нижнего мела в северо-западной части Британской Колумбии. Для обоснования границ комплексов использованы такие поверхности, как эрозионный срез юрских слоев (поверхность J), подошвенное налегание самых нижних горизонтов формации Спирит-Ривер на формацию Гетинг (поверхность G), преобладающее подошвенное и в меньшей мере кровельное прилегание верхних горизонтов толщи Спирит-Ривер с боковым наращиванием. Отношение вертикального масштаба к горизонтальному 1: 200.

РИС. 4. Сейсмический профиль прибрежной части северо-западной Африки. Показаны комплексы, выделенные по отражающим горизонтам. Для определения границ осадбчных комплексов использованы особенности прекращения прослеживания отражений, отвечающие кровельному и подошвенному прилеганию осадков, эрозионному срезу и налеганию. Геологический возраст комплексов установлен по данным скважин, расположенных на этом профиле и вблизи него. Условные обозначения возраста даны в тексте. Вертикальный масштаб в 3 раза больше горизонтального. логическим материалам, полученным в результате изучения обнажении и бурения глубоких скважин. Закономерности в строении разреза установлены с помощью детальной корреляции сейсмических отражающих горизонтов. В этом случае успешно использованы те же принципы интерпретации, что и в рассмотренном выше примере разреза по каротажным данным. Однако по сейсмическим материалам более крупные элементы строения выделяются гораздо легче, а выдержанность осей синфазности отраженных волн обеспечивает высокую степень надежности корреляции, которой трудно достичь при сопоставлении каротажных диаграмм, особенно в случае больших расстояний между скважинами. То обстоятельство, что стратиграфические особенности можно установить еще до начала бурения, является определенным преимуществом сейсморазвед очных данных. В рассматриваемом конкретном примере временной разрез был интерпретирован следующим образом. Наиболее древняя из коррелируемых пачка пород триаса (TR) находится в восточной части профиля. (В данном регионе развиты также породы палеозоя и докембрия, но они здесь не выделены.) В пределах юрской части разреза выделено пять комплексов (см. ст. 8). Нижнеюрская толща (Л) трансгрессивно налегает на поверхность несогласия в подошве этого комплекса. Для низов среднеюрских комплексов (J2) характерно пологое подошвенное прилегание. Отражающие

горизонты нижней части средней юры (J2.1) залегают в классических соотношениях: ундаформа — клиноформа — фондоформа [7] *. Нижние горизонты верхней юры (J3.1) и верхнеюр-ско-берриасский (J3.2) комплекс аналогичны среднеюрскому, но максимум их седиментации отмечался в краевой зоне карбонатного шельфа с отчетливо намечающимся рифом. Валанжинский комплекс (К 1.1) развит только в депрессионной части бассейна перед шельфом и представлен глубоководными терригенными отложениями со значительными углами первоначального наклона как в зоне налегания, так и в зоне подошвенного прилегания. Сформировавшаяся в юре платформа была перекрыта нижнемеловыми глинами и дельтовыми песчаниками огромной мощности. В нижнемеловой толще возникла система разломов, плоскости сместите-лей которых наклонены в сторону центральной части бассейна, и сформировались структуры, обусловленные течением глин. В нижнемеловой толще по характеру налегания и подошвенного прилегания выделены три комплекса: готеривско-нижнеаптский (К1.2), средне-верхнеаптский (К1.3) и альбсконижнесеноманский (К1.4). Маломощная пачка щель-фовых отложений отнесена к верхнему мелу (К2). Граница между меловыми и третичными отложениями проводится * Ундаформа, клиноформа и фондоформа по Дж. Ричу [7] — палеогеографические обстановки осадконакопления, выделяемые независимо от амплитуды Ц-рельефа дна бассейна и приблизительно соответствующие зонам: мелководного Щ-; шельфа, континентального склона и глубоководного ложа. — Прим. перев.

по наклонной поверхности, совпадающей с подводным эрозионным срезом. Маломощная пачка пород раннетретичного возраста (палеоцен — нижний олигоцен Т1, 2) характеризуется регрессивным видом прилегания в сторону бассейна. Среднетретичные комплексы (от среднего до верхнего олигоцена Т02, 3 и нижнемиоценовый ТМ1) характеризуются крутым трансгрессивным налеганием глубоководноморских глин вверх по восстанию и выклиниванием по направлению к шельфу в толще нижнетретичных отложений. Верхнетретичные (средний миоцен ТМ2, верхний миоцен ТМЗ и плиоцен TPL1,2) и четвертичные глины (Q) образуют сложную сеть бокового наращивания и трансгрессивно налегающих комплексов. По-видимому, большая часть комплексов от альба до нижнего олигоцена включительно первоначально распространялась на восточную часть разреза, но в олигоценмиоценовое время Они были приподняты и подверглись эрозии в этой части шельфа. В результате анализа комплексов, выделенных на временных разрезах, можно получить довольно обширную информацию даже при отсутствии в районе пробуренных скважин. Однако стратиграфический анализ будет наиболее достоверным лишь в том случае, если датировка выделенных комплексов и определение их фациального состава будут подкреплены данными бурения. Литература 1. Campbell С. V. Lamina, laminaset, bed and bedset. Sedimentology, 8, 7—26, 1967. 2. Campbell С. V. Depositional model - Upper Cretaceous Galiup beach shoreline, Ship Rock area, northwestern New Mexico. Journ. Sed. Petrology, 41, 395 — 401, 1971. 3. Campbell С. V. Offshore equivalents of Upper Cretaceous Galiup beach^ sandstones, northwestern New Mexico. In: J. E. Fasset, ed. Cretaceous and Tertiary rocks of the southern Colorado Plateau. Durango. Colo., Four Corners Geol. Soc. (Cretaceous-Tertiary Mem.), 78-84, 1973. 4. Chang К. Н. Concepts and terms of unconformity-bounded units as formal strati-graphic units of distinct category. Geol. Soc. America Bull., 86, 1544— 15552, 1975. 5. Dunbar С. О., Rodgers J. Principles of stratigraphy. New York, John Wiley and Sons, 356 p., 1957. 6. Hedberg H. D., ed. International stratigraphic quide. New York, John Wiley and Sons, 200 p., 1976. 7. Rich J. L Three critical environments of derosition and criteria for recognition of rocks deposited in each of them. Geol. Soc. America Bull., 62, 1-20, 1951. 8. Sloss L. L. Sequences in the cratonic interior of North America. Geol. Soc. America Bull., 74, 93-114, 1963.

3. Относительные изменения уровня моря по береговому подошвенному налеганию * П. Р. Вейл, Р. М. Митчем мл. и С. Томпсон III

Краткое содержание. Относительные изменения уровня моря можно установить по особенностям подошвенного налегания прибрежных отложений в морских осадочных комплексах. По амплитудам этих изменений во времени и пространстве можно построить графики циклов относительных подъемов и понижений уровня моря. Такие графики позволяют составить представление об истории флуктуаций базисного уровня, который контролировал площадное развитие осадочных комплексов и характер слагающих их толщ. Об относительном изменении уровня моря свидетельствует трансгрессивное налегание на сушу литоральных и неморских прибрежных осадков. Амплитуда относительного подъема может определяться по вертикальной компоненте приращения береговых отложений, но она должна реагировать и на любое увеличение мощности, связанное с дифференцированным погружением дна моря. В ходе относительного подъема уровня моря отмечаются как трансгрессии, так и регрессии береговой линии, углубление или обмеление морского бассейна. Обычным заблуждением является то обстоятельство, что трансгрессия и углубление ложа бассейна тождественны относительному подъему уровня моря, а регрессия и обмеление — его относительному опусканию. Об относительной стабилизации свидетельствует прибрежное кровельное прилегание; промежуточные этапы стабилизации между быстрыми подъемами характерны для общей стадии подъема. Относительное понижение уровня моря фиксируется сдвигом вниз по падению зоны прибрежного подошвенного налегания от наиболее приподнятого положения в пределах подстилающего комплекса к наиболее низкому положению в перекрывающем комплексе. Вслед за крупным относительным понижением уровня моря наблюдается замедление развития шельфа, а область подошвенного налегания, по-видимому, ограничена осевой зоной конуса выноса у окраины бассейна. На сейсмических разрезах наиболее детально устанавливаются особенности налегания и кровельного прилегания в пределах осадочных комплексов, а на основе данных бурения определяется характер прибрежных и морских фаций. Каждый цикл наносится на график в хронологическом порядке, причем датировать и измерять относительный подъем можно по компонентам наращивания береговой толщи, определять возраст любого этапа относительной стабилизации — по изменению во времени и пространстве берегового кровельного прилегания, датировать и измерять

относительное положение — по величине сдвига вниз по падению области берегового подошвенного налегания. На примере приводимых сейсмических профилей показаны методика анализа и некоторые сопутствующие ей проблемы. ВВЕДЕНИЕ Об относительных изменениях уровня моря можно судить по трансгрессивному типу налегания прибрежных отложений, выделяемому в пределах осадочных комплексов. Этапы относительной стабилизации фиксируются береговым кровельным прилеганием. Как указывалось в ст. 2, элементы подошвенного налегания и кровельного прилегания в пределах осадочных комплексов лучше всего выделяются на сейсмических разрезах. Глубокие скважины обеспечивают информацию, позволяющую провести разграничение между прибрежными и морскими фациями внутри комплексов. Определение продолжительности и амплитуды относительных изменений уровня моря и продолжительности этапов относительной стабилизации необходимо для построения графиков, характеризующих циклы относительных подъемов, стабилизации и понижений уровня моря. На таких графиках в общем виде отражена история флуктуаций уровня моря, который служил надежным базисным уровнем в ходе осадконакоп-ления большей части приморских комплексов и в течение последующей эрозии. Такие флуктуации обусловили площадь распространения комплексов и слагающих их слоев, а также протяженность несогласий и сопоставимых с ними согласных поверхностей вдоль границ комплексов. На базе концепции об относительных изменениях уровня моря авторы рассматривают некоторые особенности осадочного разреза, обусловленные такими изменениями, а также показывают, как следует строить циклограммы, фиксирующие относительный подъем, стабилизацию и понижение уровня моря. В следующей статье (ст. 4) будут рассмотрены вопросы, касающиеся использования графиков региональных циклов изменения уровня моря для установления глобальных циклов. ЦИКЛЫ ОТНОСИТЕЛЬНОГО ИЗМЕНЕНИЯ УРОВНЯ МОРЯ Под относительным изменением уровня моря понимается наблюдаемый подъем или понижение уровня моря по отношению к поверхности суши. В ходе этого процесса может наблюдаться подъем и понижение либо самого уровня моря, либо поверхности суши, либо того и другого совместно. Относительное изменение может происходить в локальном, региональном либо глобальном масштабе. Здесь мы рассмотрим основанные на определенных концепциях модели, отражающие процессы относительного изменения и стабилизации уровня моря в региональном масштабе. Одновременные относительные изменения в трех или более далеко отстоящих друг от друга регионах земного

шара рассматриваются как глобальные изменения уровня моря (см. ст. 4). Под циклом относительного изменения уровня моря понимается интервал времени, в течение которого отмечались относительные подъем и понижение уровня моря. Масштабы цикла могут быть локальными, региональными и глобальными, но здесь мы будем рассматривать только региональные циклы. Большинство региональных циклов в определенных случаях можно отнести к глобальным, но и остальные играют важную роль при региональных стратиграфических исследованиях. Любой цикл относительного изменения уровня моря обычно состоит из постепенного относительного подъема, периода стабилизации и быстрого понижения (рис. 1). При более детальном анализе постепенное общее поднятие слагается из элементарных этапов быстрых подъемов и стабилизации. Таким элементарным явлением может служить парацикл, при котором за относительным подъемом и стабилизацией уровня моря следует другой относительный подъем без сколько-нибудь значительного промежутка понижения. Такие кратковременные явления обычно нельзя выявить по сейсмическим данным, но они устанавливаются при изучении обнажении, керна и каротажных диаграмм. Как правило, серия нескольких региональных или глобальных циклов будет характеризоваться некоторой выразительной кривой, состоящей из последовательно чередующихся подъемов к более высокому относительному положению уровня моря и следующего за ними одного или более крупных понижений уровня моря. Такая серия образует цикл более высокого ранга (см. ст. 4), называемый суперциклом. Взаимным расположением суперцикла, цикла и парацикла характеризуются проявления относительного изменения уровня моря различного порядка величины. Как показано на рис. 1, суперцикл состоит из нескольких циклов, а цикл может содержать несколько парациклов. Эти взаимосвязи видны на кривых регионального или глобального цикла. СВЯЗЬ ОСАДОЧНЫХ КОМПЛЕКСОВ С ЦИКЛАМИ И ПАРАЦИКЛАМИ ОТНОСИТЕЛЬНЫХ ИЗМЕНЕНИЙ УРОВНЯ МОРЯ Основной стратиграфической единицей, с которой мы здесь имеем дело, служит осадочный комплекс, определяемый как единица стратиграфического разреза, сложенная относительно согласно залегающей последовательностью генетически взаимосвязанных пластов и ограниченная в кровле и подошве поверхностями несогласий либо коррелируемыми с ними аналогичными согласными границами (см. ст. 2). Если наблюдается значительный привнес осадков, то в течение одного цикла относительного повышения и понижения уровня моря откладывается один или более седиментационных комплексов. Если какой-то цикл охватывает продолжительный этап времени от относительного подъема до стабилизации уровня моря, то вероятнее всего, что за этот отрезок времени отложится только один комплекс. Резкое понижение уровня моря к концу такого цикла скорее всего приведет к образованию поверхности несогласия, которая будет отделять этот комплекс от расположенного выше комплекса отложений одного из следующих циклов.

Если цикл охватывает два или более парацикла, то за данный отрезок времени, по всей вероятности, должны отложиться по меньшей мере два комплекса. Граница между этими комплексами в большинстве случаев будет проходить по линии подошвенного прилегания вышележащего комплекса, хотя одновременно может наблюдаться и кровельное прилегание подстилающего комплекса. Два или более комплекса могут отложиться в течение цикла или парацикла. После быстрого подъема уровня моря может сформироваться поверхность размыва, до того момента как начнут отлагаться осадки зоны бокового наращивания периода стабилизации. О наличии такой поверхности должно свидетельствовать подошвенное прилегание перекрывающих, наращиваемых по латерали осадочных отложений. Фрезер [3] выявил такие поверхности при изучении отдельных эпизодов в истории осадконакопления в отложениях плейстоцена Мексиканского залива. Каждый комплекс трансгрессивных песчаников перекрыт другим комплексом, мощность слоев в котором и размеры зерен возрастают вверх по восстанию. Меньшие по масштабу комплексы, отложившиеся в течение парациклов или в процессе кратковременных импульсов образования лопастей дельт, могли оказаться слишком маломощными, чтобы их можно было выявить по одним только сейсмическим данным; в этом случае требуется изучение обнажении и керна из расположенных поблизости скважин.

Зоны прекращения прослеживания слоев не имеют четких очертаний и по природе своей носят седиментационный характер. При построении графиков относительных изменений уровня моря не обязательно полагать, что каждому осадочному комплексу должен соответствовать цикл изменения уровня моря. Каждый осадочный комплекс является как бы одним из блоков, из которых создается здание региональной стратиграфической схемы. Чтобы определить, один ли комплекс или серия их соответствуют одному циклу относительного изменения уровня моря, необходимо тщательно изучать сами пласты, их фациальный состав и возраст. В целом, чем сильнее опустился уровень моря, тем легче выделить границы комплексов по типу налегания, подошвенного прилегания или среза. При структуроформирующих движениях и при эрозии толщ, испытавших изменения регионального наклона в течение последующего за этим низкого положения уровня моря, как правило, формируются значительные угловые несогласия. Приморский и тыловой комплексы В одних осадочных комплексах распределение слоев и фаций непосредственно определялось относительными изменениями уровня моря, а в других косвенным образом либо вовсе не зависело от этих изменений. Необходимо выяснить, отложился ли тот или иной комплекс в зоне приморья либо в тыловой области седиментации. Под приморским комплексом понимается серия осадочных пластов, которая состоит из генетически взаимосвязанных прибрежных и (или)' морских отложений. Положением уровня моря в качестве базисного уровня контролировались в особенности прибрежные фации приморского комплекса. На мелководноморские фации лишь частично влиял уровень моря, а глубоководноморские фации непосредственно от него не зависели. Поэтому циклические изменения относительного положения уровня моря в значительной мере влияют на прослеживаемую в области суши часть приморских осадочных комплексов. Под тыловым комплексом понимается серия осадочных пластов, которая нацело сложена неморскими осадками, залегающими во внутренней, обращенной к суше, части прибрежья, где на механизм седиментации влияло лишь косвенно либо вовсе не влияло положение уровня моря. Несмотря на то что опыт изучения тыловых комплексов еще невелик, представляется, что они отлагались независимо от приморских комплексов, и поэтому мы не будем учитывать их при анализе относительных изменений уровня моря. ИНДИКАТОРЫ ОТНОСИТЕЛЬНЫХ ИЗМЕНЕНИЙ УРОВНЯ МОРЯ Наиболее надежными стратиграфическими индикаторами относительных изменений уровня моря служат границы распространения налегающих в подошве и прилегающих в кровле (см. ст. 2) слоев в пределах

прибрежных фаций приморских комплексов. При наличии достоверной информации о палеоглубинах бассейна можно использовать в этом качестве морские фации; однако для глубоководных участков моря, как правило, не имеется достаточных данных. Другие методы, позволяющие зафиксировать амплитуду относительных изменений уровня моря (которые часто приводят к ошибочным результатам, если применяются некомплексно), базируются на изучении таких явлений, как трансгрессия или регрессия береговой линии и углубление либо обмеление моря. В последующих разделах этой статьи рассматриваются некоторые основные представления, касающиеся использования стратиграфических индикаторов для определения относительных изменений уровня моря в прибрежных осадочных комплексах. Для иллюстративных целей на приводимых диаграммах изображены терригенные, кластические осадки, но эти модели применимы также к карбонатным и другим типам пород. Отдельные методические положения по этому вопросу использованы из работ [7, с. 498—501; 6; 2] и др. В работе Питмена [5] рассмотрены взаимосвязи эвстатических колебаний уровня моря, тектонических движений и скорости привноса осадков. Относительное поднятие уровня моря Под относительным поднятием уровня моря понимается кажущееся поднятие уровня моря по отношению к нижележащей поверхности осадконакопления (рис. 2); выявляется по наличию берегового подошвенного налегания. Относительное поднятие уровня моря может наблюдаться в результате: 1) реального подъема уровня моря, в то время как нижележащая первичная поверхность осадконакопления опускается, остается неподвижной или поднимается с меньшей, чем море, скоростью; 2) постоянства уровня моря при опускании первичной поверхности осадконакопления; 3) опускания уровня моря при опускании первичной поверхности осадконакопления с большей скоростью. Прибрежное налегание представляет собой наступающее на берег налегание литоральных или неморских прибрежных осадков в данном приморском комплексе. Прибрежные осадки можно установить по палеоэколо-гическим или седиментационным признакам. В процессе относительного подъема уровня моря там, где привнес осадочного материала значителен, прибрежные осадки последовательно и равномерно налегают на нижележащую первичную поверхность осадконакопления. В результате осадочная толща не поднимается выше уровня моря, который близок в данном случае к эффективному базисному уровню осадконакопления. Без подъема эффективного базисного уровня в зоне седиментации не будет увеличиваться мощность осадков и каждое приращение прибрежной толщи по латерали должно завершаться до того, как она войдет в стадию налегания на поверхность осадконакопления.

Прибрежные осадки аращивание берега ''

Ур- моря 2 ~и„,..„„?'КОтносительУр.маря 1, \цый подъем

Хроностратиграсрические поверхности

РИС. 2. Прибрежное подошвенное налегание свидетельствует об относительном поднятии уровня моря. В результате относительного подъема базисного уровня возрастает мощность прибрежных осадков морского осадочного комплекса, и они трансгрессивно налегают на первоначальную седиментапионную поверхность. Относительный подъем уровня моря с наибольшей точностью можно установить там, где литоральные отложения (отлагающиеся в зоне между низким и высоким приливом) трансгрессивно налегают на поверхность осадконакопления. Однако чаще всего на нее налегают неморские осадочные толщи побережья (отлагающиеся на прибрежной равнине выше уровня высокого прилива); они могут на несколько метров возвышаться над уровнем моря, обсуловливая тем самым незначительную ошибку при подсчете величины его относительного подъема. На прибрежных равнинах шириной- в сотни километров такая ошибка может достичь нескольких десятков метров. Относительное поднятие уровня моря можно установить и по лито-логостратиграфическим разрезам, при условии что интенсивность тектонических деформаций в районе не слишком велика. Наиболее удобен для этих целей сейсмический временной разрез. Для этого можно использовать вертикальную или горизонтальную компоненты схемы прибрежного подошвенного налегания, которые именуются соответственно наращиванием берега и «затоплением» берега (рис. 2). Однако определение амплитуды наращивания берега следует корректировать с учетом погрешностей, обусловленных увеличением мощности слоев за счет неравномерного прогибания бассейна в направлении моря. Определяемые амплитуды «затопления» берега тоже необходимо откорректировать с учетом изменения наклона нижележащей первичной повер.хности осадконакопления, влияющего на точность определения величины подъема уровня моря. Необходимость учета других переменных параметров (таких, как уплотнение) должна оцениваться в каждом конкретном случае. В каком-либо отдельно взятом комплексе проявления трансгрессивного подошвенного налегания прибрежных осадков в заданном районе могли оказаться размытыми в результате эрозии. В отдельных случаях недостающую часть разреза можно восполнить путем экстраполяции нижележащей

первичной поверхности осадконакопления, иногда с учетом изолированных эрозионных останцов. Но чаще всего отыскивается для сравнения район, в котором данная схема трансгрессивного налегания прибрежных осадков не была уничтожена эрозией. Там, где скорость относительного подъема уровня моря превышала скорость осадконакопления, могло возникнуть подошвенное налегание морских толщ (морское подошвенное налегание) вместо прибрежного подошвенного налегания, и для установления истинной величины относительного подъема необходимо привлекать данные о палеоглубинах бассейна. Допуская, что тектонические движения не привели к серьезным дислокациям, величину относительного подъема можно приближенно найти путем измерения вертикальной компоненты морского подошвенного налегания (морского наращивания), если при этом палео-глубины остаются постоянными. В противном случае амплитуда подъема уровня моря рассчитывается путем определения величины морского наращивания плюс величина углубления (либо минус меньшая величина обмеления). Поскольку палеоглубины определяются с точностью нескольких десятков метров, то найденные величины относительного подъема по морскому налеганию будут лишь весьма приблизительными и их следует проверять по материалам расчетов согласно схемам прибрежного подошвенного налегания той же самой толщи осадков в других районах. В процессе относительного подъема уровня моря могут отмечаться трансгрессия или регрессия береговой линии и углубление или обмеление морского бассейна. Трансгрессия и регрессия моря в течение относительного подъема его уровня показаны на рис. 3 и 4. О трансгрессии береговой линии свидетельствует миграция в сторону суши литоральных фаций заданной стратиграфической толщи, а о регрессии — миграция этих фаций в сторону моря. Кроме трансгрессии и регрессии может наблюдаться стабилизация береговой линии. Аналогичным образом об углублении морского бассейна (рис. 4) свидетельствует увеличение толщи глубоководных отложений, а об обмелении — ее уменьшение. Помимо углубления или обмеления морского ложа оно может развиваться в компенсационном режиме. Любой из указанных выше процессов мог протекать в течение относительного подъема уровня моря. Часто ошибочно полагают, что трансгрессия и углубление — синонимы относительного подъема уровня моря, а регрессия и обмеление — синонимы относительного понижения уровня моря. Несмотря на то что либо трансгрессия, либо углубление, несомненно, свидетельствует по крайней мере о какой-то части этапа относительного подъема уровня моря, тем не менее ни то, ни другое не характеризует этап подъема уровня моря полностью. Трансгрессия может

РИС. 3. Трансгрессия, регрессия и прибрежное налегание в течение относительного подъема уровня моря. Скорость привноса терригенного материала определяет формирование трансгрессии, регрессии либо стабильной береговой линии в процессе относительного подъема уровня моря. а — слабый привнес терригенного материала - трансгрессия; б— интенсивный привнес терригенного материала — регрессия; в — сбалансированный привнос терригенного материала — стабилизация береговой линии. I-неморские прибрежные осадки; 2 - литоральные отложения; 3 - морские осадки. прекратиться вследствие увеличения привноса терригенного кластиче-ского материала. Образуется стабильная береговая линия или возникает регрессия, хотя относительный подъем уровня моря продолжается [4, с. 724; 7, с. 500; 6; 2]. Углубление бассейна также может прекратиться в результате увеличения привноса осадков, приводящего к обмелению моря, в то время как относительный подъем уровня моря продолжается. Более того, распределение осадков может происходить так, что литоральные фации носят регрессивный характер, в то время как область морских застойных условий увеличивается в течение относительного

РИС. 4. Прибрежное подошвенное налегание с трансгрессией и регрессией моря. В течение относительного подъема уровня моря литоральные фации могут быть трансгрессивными, стабильными или регрессивными, а неритовые фации — депрессионными, компенсационными или мелководными.

подъема уровня моря. Поскольку регрессия и обмеление могут отмечаться в течение относительного подъема, стабилизации или понижения уровня моря, они не могут служить индикаторами ни одного из этих этапов. Однако регрессия чаще всего наблюдается при относительном подъеме или стабилизации уровня моря. На сейсмическом профиле, пересекающем область прибрежных фаций приморского комплекса, относительный подъем уровня моря можно установить по характеру налегания отражений. Трансгрессии и регрессии береговой линии труднее выявить по латеральным изменениям характеристик отраженных волн (таких, как амплитуда, частота и форма волны), указывающих на переход прибрежных фаций в морские. Эта сторона дела иллюстрируется описанным ниже примером. Пример из северо-западной Африки На сейсмическом профиле, проходящем по континентальной окраине северо-западной Африки (рис. 5), о крупном относительном подъеме уровня моря свидетельствует схема прибрежного подошвенного налегания. Помимо этого, о трансгрессии и регрессии моря свидетельствует миграция на сушу и к морю литоральных фаций в течение такого подъема. Мощность клиновидной толщи, в которую входят породы от триасовых до третичных, увеличивается в сторону Атлантического океана. Границы осадочных комплексов (показаны жирными черными линиями) проведены на основе интерпретации схем подошвенного налегания и прилегания (показаны стрелками). Палеонтологические данные по скважинам свидетельствуют о том, что два крупных комплекса относятся к нижнему и верхнему мелу. Прибрежные и морские породы выделяются также по материалам бурения. Отдельные сейсмические отражающие горизонты, представленные, согласно интерпретации, морскими осадками в левой части рисунка, далее вправо переходят в прибрежные осадки и наконец достигают точки, где налегают на нижележащую поверхность несогласия. На приведенном разрезе показаны раннемеловая трансгрессия, стабильная береговая линия и регрессия, за которыми последовали позднемеловая трансгрессия и регрессия. Оба этих цикла трансгрессии отмечались в течение относительного подъема уровня моря, фиксируемого устойчивым прибрежным подошвенным на-леганием в течение раннего мела и большей части позднемелового времени. Относительная стабильность уровня моря Под относительной стабильностью уровня моря понимается кажущееся стабильное положение уровня моря по отношению к нижележащей первичной поверхности осадконакопления. Это положение фиксируется схемой прибрежного кровельного прилегания. Оно отмечается

РИС. 5. Сейсмический профиль у побережья Западной Африки. Прибрежное подошвенное налегание с трансгрессией и регрессией.

Привнес терри генного материала Нелюрские прибреж- прилегание / — ^ные осадки

—»•

Кровельное „ /luinopa/itHb/e —— ^ные осадки от/юукения -^ / от/юукения

-^

РИС. 6. Прибрежное кровельное прилегание свидетельствует об относительной стабильности уровня моря. При отсутствии относительного подъема базисного уровня мощность неморских прибрежных либо литоральных осадков не может возрастать, в связи с чем не образуется подошвенного налегания; вместо него попутно развивается кровельное прилегание. в том случае, если и уровень моря, и нижележащая первичная поверхность осадконакопления на самом деле остаются неизменными либо оба они поднимаются или опускаются с одинаковой скоростью. В течение этапа стабилизации уровня моря, если наблюдается значительный привнес осадков, процесс осадконакопления в прибрежной области никоим образом не может завершиться отложением толщи выше эффективного базового уровня, а для пластов этой толщи не характерна схема налегания на первичную поверхность осадконакопления (рис. 6). В результате формируется прибрежное кровельное прилегание — схема, при которой происходит кровельное прилегание прибрежных осадков в

седиментационных комплексах (см. ст. 2). Каждая пачка слоев выклинивается в сторону суши в кровле толщи, но последовательное смещение зон выклинивания ориентировано в направлении к морю. На сейсмических профилях можно установить наличие кровельного прилегания, а присутствие прибрежных осадков выявляется по палеоэкологическим или седиментационным исследованиям керна скважин. Если относительная стабилизация уровня моря наблюдается после этапа подъема, который превышал скорость осадконакопления, то в результате может наблюдаться вновь схема морского подошвенного налегания. В подобных случаях этап стабилизации отражается в палео-глубинах бассейна, так как обмеление шло с той же скоростью, что и наращивание уровня моря (также при условии отсутствия дифференцированных тектонических движений либо каких-то других усложнений). Суммарный относительный подъем уровня моря, охватывающий период свыше Нескольких миллионов лет, как правило, характеризуется более кратковременными импульсами подъема, чередующимися с интервалами стабилизации. В целом ускоренные подъемы происходят чаще и отличаются большей амплитудой в начальной стадии суммарного

- РИС 7 Пример прибрежного кровельного прилегания на сейсмическом профиле из Восточного Техаса. - 1 – прибрежные осадки, 2 – морские осадки, 3 – границы комплексов, 4 – фациальное замещение. Масштаб по вертикали увеличен в 3,5 раза.

подъема, а периоды стабилизации проявляются чаще и становятся более продолжительными ближе к концу этапа общего подъема. Такое постепенное сокращение импульсных подъемов по мере истории развития замедляет общий темп поднятия уровня моря. Циклические импульсы, представляющие собой чередование быстрых подъемов и стабилизации, называют парациклами (см. рис. 1). Чаще всего они выделяются в виде небольших по объему осадочных комплексов на детальных разрезах, составленных по каротажным данным и изучению обнажении, но, как правило, они слишком малы, чтобы их можно было выявить на сейсмических разрезах. Второстепенные поверхности, характеризующиеся схемой кровельного прилегания, могут образоваться в периоды интенсивного привноса кластических осадков на стадии относительного подъема. Такие индикаторы относительной стабильности уровня моря могут локализоваться по районам аномально высокой скорости осадконакопления, например в лопастях дельт. Эти локальные парациклы могут быть или не быть связаны с региональными или глобальными этапами стабилизации уровня моря. Пример из провинции Галф-Кост, Техас На рис. 7 приведены два примера периода относительной стабильности, фиксируемой на сейсмических разрезах схемой прибрежного кровельного прилегания. Это стратиграфические толщи формаций Вудбайн и Уилкокс восточного Техаса. Прибрежные и морские осадки определены по анализу керна глубоких скважин. Вудбайн (средний сеноман) образует осадочный комплекс, представленный в этом районе в основном глинами, и расположен ближе к центру бассейна от известного месторождения Ист-Тексас. Интенсивные, слегка расходящиеся, устойчивые отражения приурочены к кровле и подошве комплекса Вудбайн. Серия более резко наклоненных отражений между этими двумя интенсивными отражающими горизонтами образует косослоистую выдвигающуюся толщу, свидетельствующую о седиментационных клиноформах (см. ст. 6). Такие резко погружающиеся отражающие горизонты прекращают прослеживаться по схеме кровельного прилегания непосредственно под отражающей поверхностью, соответствующей подошве вышележащего комплекса. С маломощными дельтовыми песчаниками в зоне этого кровельного прилегания связаны залежи газа в данном районе (см. ст. 5). Пример по Вудбайну весьма напоминает схему, изображенную на рис, 6. Для формации Уилкокс (палеоцен — эоцен) характерны разнообразные формы кровельного прилегания. Отражающие горизонты, расположенные выше и ниже Уилкокса, параллельны. Внутри Уилкокса отдельные отражения наклонены под большими углами, чем отражения от границ комплекса, указывая тем самым на наличие здесь выдвигающихся клиноформ.

Относительное понижение уровня моря

Под относительным понижением уровня моря понимается кажущееся понижение уровня моря по отношению нижележащей первичной поверхности осадконакопления, о чем свидетельствует сдвиг вниз прибрежного подошвенного налегания. Оно может отмечаться в том случае, если: 1) уровень моря действительно понижается, в то время как первичная поверхность осадконакопления поднимается, остается стабильной либо погружается с меньшей скоростью; 2) уровень моря остается неизменным, в то время как эта поверхность поднимается, или 3) уровень моря поднимается, а поверхность дна поднимается с большей скоростью. Под «снижением» прибрежного подошвенного налегания понимается смещение прибрежного комплекса вниз по региональному наклону и в сторону моря от наивысшего положения осадков с формой прибрежного налегания в рассматриваемой толще до наиболее низкого положения схемы берегового налегания в перекрывающем комплексе. На рис. 8, а снижение прибрежного подошвенного налегания фиксируется на отрезке между самым высоким положением схемы налегания в пачке 5 комплекса А до самого низкого ее положения в пачке 6 комплекса В. Данные схемы подошвенного налегания отражают периоды относительного подъема уровня моря в процессе накопления Осадков комплекса А, затем резкое относительное опускание к уровню залегания пачки 6 в комплексе В, за которым последовал другой этап подъема в течение осадконакопления комплекса В (пачек 7—9). На изученных нами сейсмических разрезах понижение уровня моря отмечается именно таким резким сдвигом и скорее всего протекает единовременно, а не как последовательное чередование каких-то этапов. На участках, где достоверность материала высока, каждое понижение происходит «быстро», охватывая промежуток времени примерно в миллион лет или менее. Стратиграфическая привязка, осуществленная ранее Уэллером [7, рис. 189В] и приводимая авторами на рис. 8,6, позволила установить здесь серию пачек, наращивавшихся на все более низких уровнях моря в процессе относительно плавного понижения уровня моря. Примером служит нижняя часть формации Гэллап, шт. Нью-Мексико (США), где в результате нескольких незначительных понижений в течение короткого отрезка времени сформировались условия, аналогичные указанным на рис. 8, б. Геологический разрез со всеми элементами строения нижней части формации Гэллап приведен в работе Кемпбелла [I]. Эти элементы обычно нельзя определить сейсморазведкой. Кроме того, в районах, где проведены сейсмические исследования и пробурены глубокие скважины, обычно мощность осадочного чехла велика. В таких районах региональное погружение могло протекать быстрее, чем процесс развития любого плавного понижения уровня моря, и поэтому возник его относительный подъем. Следовательно, истинное понижение уровня моря, особенно если оно плавное, не может быть зафиксировано путем использования в качестве критерия схемы берегового налегания.

Для вычисления амплитуды относительного понижения уровня моря определяется первоначальная разница в абсолютных отметках между наиболее высоким положением толщи берегового налегания в подсти-

РИС. 9. Особенности седиментации в течение высокого (я) и низкого (б) уровней моря. 1 ~ отложения, накопившиеся при высоком положении уровня моря; 2 — отложения, накопившиеся во время низкого уровня моря; 3 — более древние породы; 4 — субаэральное обнажение; 5 - подводное несогласие; 6 — субаэральное несогласие.

лающем комплексе (пачка 5 в комплексе А, рис. 8, а) и самым нижним ее положением в перекрывающем комплексе (пачка 6 в комплексе В). При этом встречаются следующие трудности: 1) в процессе относительного опускания нижележащая пачка, как правило, подвергается эрозии, и поэтому ее объем необходимо восстановить, хотя бы приближенно; 2) в течение понижения уровня моря неизбежно отмечается дифференцированное погружение в сторону центральной части бассейна, и поэтому следующий подъем уровня моря должен быть скорректирован, и 3) морское (вместо прибрежного) подошвенное налегание обычно чаще встречается в наиболее древних слоях вышележащей пачки, и, для того чтобы установить относительную амплитуду понижения уровня моря, необходимо иметь точные сведения о палеоглубинах бассейна. После относительного понижения морское подошвенное налегание может вновь возникнуть в том случае, если относительный подъем уровня моря идет более быстрыми темпами, чем скорость осадконако-пления. Сведения о палеоглубинах бассейна в период его обмеления, полученные на основе изучения морских глубоководных осадочных толщ, помогут вычислить истинную амплитуду понижения уровня моря на тех участках, где не отмечалось тектонических осложнений. Поскольку амплитуду крупного понижения уровня моря точно определить трудно, довольно редко удается построить сколько-нибудь достоверные количественные графики. После отдельного крупного понижения уровня моря область шельфа в основном осушается и зона прибрежного подошвенного налегания концентрируется сугубо в осевой части конуса выноса у окраины бассейна. На блок-схеме (рис. 9) можно увидеть различия в строении толщ, отложившихся в периоды высокого и низкого положения уровня моря. Заметное изменение текстуры глубоководных слоев, как правило, обусловлено крупным относительным понижением уровня моря. На рис. 9, а в идеализированном виде показаны условия залегания, возникшие в течение высокого положения уровня моря, когда мелкие моря покрывали большую часть шельфа. Процесс осадконакопления шел по пути формирования лопастей клиноформ, пересекающих мелководный шельф; при усилении привноса осадков наращивание толщи достигало глубоких участков бассейна, как показано на рисунке. Грубозернистые обломочные породы отлагались в пределах шельфа, а более мелкозернистый материал транспортировался к подошве клиноформ. На рис. 9, б показаны условия залегания осадочной толщи после этапа крупного понижения уровня моря ниже края шельфа. Шельф подвергается субаэральной эрозии, а реки свой материал, минуя шельф, откладывают непосредственно на континентальном склоне. В течение последующего подъема уровня моря любая схема прибрежного подошвенного налегания приурочена к области, расположенной

вблизи источника сноса осадков; морское подошвенное налегание может сформироваться в том случае, если осадки прорывались через подводный каньон. Как правило, наиболее часто форма подошвенного налегания встречает ся в толщах морских осадков у ближнего края подводного конуса выноса, как показано на рис. 9, б. Такой тип морского подошвенного налега-ния может оставаться характерным и для очень глубоких частей бассейна, где для расчета величины относительного изменения уровня моря необходимы детальные сведения о глубинах вод. Однако общая картина является диагностическим признаком крупного относительного понижения уровня моря и чаще всего встречается в районе континентальных окраин и глубоководных морских бассейнов. Пример из бассейна Сан-Хоакин (Калифорния, США) На сейсмическом разрезе через бассейн Сан-Хоакин, Калифорния (рис. 10), показана толща осадков верхней части третичного периода, разделенная на девять осадочных комплексов; условия осадконакопле-ния выделены по обобщенной методике. В среднемиоценовом комплексе, представленном нижней частью формации Фрутвейл, четко выделяется краевая зона шельфа, причем мощность самого комплекса наибольшая на восточном крыле шельфа. Мощность комплекса сокращается вдоль зоны хорошо развитых клиноформ. Данная толща в значительной степени сходна с депрессионной частью комплекса А на рис. 8,а. Верхнемиоценовый комплекс представлен верхней частью глинистой формации Фрутвейл — Мак-Люр и песчаниками Санта-Маргарита. Он очень похож на комплекс В (рис. 8, а), поскольку трансгрессивно налегает на подстилающий среднемиоценовый комплекс и постепенно выклинивается у края среднемиоценового шельфа. По мере движения в сторону бассейна мощность комплекса сокращается. Верхняя часть данного комплекса представлена песчаниками Санта-Маргарита, которые отлагались в переходной зоне осадконакопления от мелководно-морской к дельтовой. Следовательно, схема прибрежного подошвенного налегания наблюдается в верхней части этого комплекса. Подобный тип прибрежного подошвенного налегания в комплексе, развитом сугубо в пределах сравнительно глубокого бассейна, свидетельствует о крупном относительном понижении уровня моря. Поскольку эта толща перекрывает широкоразвитый комплекс шельфового типа и значительного возрастного различия между ними нет, значит, процесс понижения уровня моря должен был протекать относительно быстро. Пример из Северного моря Несколько примеров изменения форм залегания осадков, вызванного относительными понижениями уровня моря, показано на рис. 11 и 12. Здесь приведены перекрывающиеся сейсмические разрезы, на которых зафиксированы третичные отложения Северного моря. Протяженность

Рис 10. Смещение прибрежного налегания вниз по падению на сейсмическом профиле, проходящем через бассейн Сан-Хоакин (Калифорния, США). Вертикальный масштаб увеличен в 3 раза.

РИС. 12. Пример обстановок осадконакопления в периоды высокого и низкого уровней моря на сейсмическом профиле для третичного склона Северного моря. Вертикальный масштаб увеличен в 20 раз.

профилей свыше 160 км, вертикальный масштаб увеличен в 20 раз. Определение возраста осадочных комплексов и условий осадконакопле-ния приведено по материалам глубоких скважин. Отложения шельфа сменяются депрессионными фациями в направлении справа налево. Комплексы, широко развитые на всей площади шельфа, отнесены к осадкам, отложившимся в период высокого положения уровня моря, а толщи, регрессивно налегающие на континентальный склон или нижнюю часть шельфа, — к осадкам стадии пониженного уровня. Мощность первых из упомянутых комплексов наибольшая вблизи края шельфа, и далее через шельф эти осадки прослеживаются на значительном расстоянии вправо. В целом по направлению к центру бассейна происходит наращивание разреза и фиксируется схема подошвенного прилегания. Отчетливо выраженные комплексы стадии повышенного уровня моря отлагались в позднепалеоценовое — раннеэоценовое, раннеолигоцено-вое, среднемиоценовое и раннеплиоценовое время, как показано на графике относительного изменения уровня моря (рис. 11 и 12). Напротив, комплексы стадии пониженного уровня моря достигают наибольшей мощности в центре бассейна (слева) и быстро выклиниваются в сторону шельфа по схеме морского подошвенного налегания. Такие комплексы отлагались в среднем палеоцене, в начале среднего эоцена, в среднем и позднем олигоцене, раннем и позднем миоцене и в позднем

плиоцене. В большей части северной и центральной Европы комплексы стадии пониженного уровня моря конца среднего и позднего миоцена и позднего олигоцена в основном размыты. Толщи плейстоцена мы не рассматривали. ПОСТРОЕНИЕ РЕГИОНАЛЬНЫХ КРИВЫХ ОТНОСИТЕЛЬНЫХ ИЗМЕНЕНИЙ УРОВНЯ МОРЯ В предыдущих разделах были рассмотрены вопросы выделения циклов относительного подъема, стабилизации и понижения уровня моря по схемам подошвенного налегания, кровельного прилегания и другим стратиграфическим критериям. В настоящем разделе мы остановимся на методике построения графиков таких циклов для какого-либо конкретного региона. Под термином регион здесь понимаются в целом такие территории, как океан, континентальная окраина, внутреннее море либо прибрежная полоса. Основным требованием является сохранение первичной физической непрерывности слоев выделяемых комплексов, благодаря чему построение региональных графиков производится по слоям, характеризующимся определенными взаимоотношениями во времени и в пространстве. Любой график изменения уровня моря можно сравнить с другими региональными данными, изображая его на хроностратиграфической шкале по данному региону (см. ст. 7). Благодаря такому сопоставлению выявляются закономерные связи между изменениями уровня моря и геологическим возрастом, распределением осадочных комплексов, не согласиями, фациями, палеогеографическими зонами и другими видами информации. В следующей статье данной серии (ст. 4) будут затронуты методические вопросы сравнения нескольких графиков изменения уровня моря по различным регионам и построения глобальной схемы относительных изменений уровня моря. Последнюю можно использовать для прогноза возраста и общих седиментационных параметров комплексов в регионе, не документированном бурением. Накопление новых данных поможет уточнить региональный график, а сравнение его с глобальной циклограммой — выявить региональные аномалии. Методика Построение кривой изменения уровня моря иллюстрируется схемой и анализом сейсмического профиля по северо-западной части Африки. График изменения уровня моря строится с использованием шкалы абсолютного возраста и отражает периоды относительных подъемов, стабилизации и понижений уровня моря, установленных в данном регионе. Чтобы построить этот график, необходимо использовать региональную схему сопоставления стратиграфических разрезов; последние должны охватывать зоны окраины шельфа и содержать наиболее полные разрезы берегового налегания, характерные для данного региона. Для этих целей лучше всего пригодны сейсмические временные разрезы, если качество отражений на них хорошее и имеется информация по глубоким скважинам, при условии что в данном районе не наблюдается сложных тектонических деформаций.

На рис. 13 схематически указаны последовательные операции построения кривой изменения уровня моря. На первом этапе необходимо проанализировать прибрежные комплексы (от А до Е на рис. 13, а). При этом определяют их границы, возраст, области распространения и наличие форм подошвенного налегания и кровельного прилегания. На сейсмических профилях отражающие горизонты, соответствующие тем или иным слоям в пределах каждого комплекса, прослеживаются до ближайших седиментационных границ развития подошвенного налегания или кровельного прилегания. Для выявления прибрежных и морских фаций привлекаются данные по палеогеографии, а для установления геологической продолжительности интервала осадконакопления каждого комплекса используются результаты определения абсолютного возраста. Таким же путем можно использовать каротажные диаграммы и результаты изучения обнажении, чтобы точно проследить поверхности напластования. На втором этапе переходят к построению хроностратиграфической корреляционной схемы (рис. 13,6) комплексов (см. ст. 2). На нее переносится информация, имеющаяся на геологическом разрезе (рис. 13, а), в зависимости от абсолютного возраста. При таком изображении мож

РИС. 13. Методика построения регионального графика циклов относительных изменений уровня моря. /—прибрежные осадки; 2 — морские осадки; ^—первоначальный край шельфа; 4 — наращивание берега; 5 — смещение вниз по падению, а — геологический разрез, б — хроностратиграфическая схема; в — региональная схема циклов относительного изменения уровня моря.

но сразу наглядно оценить временной диапазон и относительную площадь развития рассматриваемых комплексов. После выделения осадочных комплексов и определения их возраста на третьем этапе осуществляют идентификацию циклов относительного повышения и понижения уровня моря, для того чтобы установить их амплитуду и нанести на график совместно с периодами стабилизации в зависимости от абсолютного возраста (рис. 13, в). Наиболее наглядной мерой относительного подъема служит приращение прибрежного осадконакопления, а относительного понижения уровня моря — смещение вниз по падению форм прибрежного подошвенного налегания. Прибрежное кровельное прилегание свидетельствует об этапе относительной стабилизации уровня моря. Там, где форма подошвенного налегания фиксируется в морских осадках, для определения относительного изменения уровня моря иногда можно использовать информацию о па-леоглубинах. Если данные о системе подошвенного налегания нечеткие либо отсутствуют в результате эрозии, то желательно найти в других участках региона более полные разрезы. В рассматриваемом примере амплитуды относительных подъемов и опускании определялись по величине наращивания берега — вертикальной компоненте прибрежного подошвенного налегания (рис. 13, а). Каждый прирост прибрежной толщи наносится на геохронологическую шкалу (рис. 13, в). Начиная с самой древней пачки, комплекса А, первое приращение прибрежной толщи составляет 100 м, а отлагалась она в течение интервала времени 26 — 24 млн. лет назад. Аналогичным образом установлены последующие приращения в 150, 100 и 50 м, в результате чего для этапа осадконакопления всего седиментационного комплекса А получена величина суммарного приращения 600 м. Величина приращения берега определяется по возможности ближе от подстилающей поверхности несогласия, для того чтобы свести к минимуму влияние процесса дифференциального погружения к центру бассейна. Поверхность несогласия в кровле комплекса А характеризуется эрозионным срезом некоторых пачек. Однако возраст самой молодой толщи, отличающейся прибрежной формой подошвенного налегания, составляет 1718 млн. лет, т. е. приблизительно тот же, что и у наиболее древней толщи с прибрежной формой налегания комплекса В, Данные о наличии длительного периода стабилизации отсутствуют. Относительное понижение уровня моря в конце комплекса А произошло менее чем за 1 млн. лет. Амплитуда понижения от самого высокого участка с прибрежной формой подошвенного налегания в комплексе А до само-5" го низкого ее участка в комплексе В составляет 450 м (жирная пунктирная прямая на рис. 13, а). Поскольку поверхности напластования параллельны в пределах площади изучения, нет необходимости вводить поправку за дифференцированное погружение бассейна при расчетах по комплексам В, С и D. . Повторяя операции по определению параметров форм подошвенно-: го налегания в комплексах В, С, D и Е (рис. 13, а), составляют график

циклов относительного изменения уровня моря, приведенный на рис. 13, в. В верхней части комплекса Д наличие схемы прибрежного кровельного прилегания свидетельствует об относительной стабилизации уровня моря. В данном примере каждый цикл относительного изменения уровня моря асимметричен — медленный подъем, переходящий в стабилизацию и быстрое понижение (рис. 13, в). Такая асимметрия циклов установлена во всех известных до настоящего времени случаях. Если рассматривать груцпу циклов, то для нее также характерна асимметрия. Цикл А соответствует высокому уровню моря, циклы В, С и D начинаются с низкого уровня и постепенно доходят до высокого, а цикл Е быстро понижается до низкого уровня. Цикл более высокого порядка (суперцикл) BCD устанавливается по постепенному подъему и понижению в пределах асимметричной схемы. Под высоким уровнем моря понимается интервал времени, в течение которого уровень моря находится выше края шельфа, а под низким уровнем — интервал, в течение которого уровень моря находится ниже края шельфа. О сравнительно низком уровне можно говорить в том случае, когда уровень моря достигает своего самого низкого положения на шельфе в течение осадконакопления серии комплексов либо когда он находится в своем самом нижнем положении, но при этом не обнажен край шельфа. Выяснение этих интервалов времени способствует прогнозированию типов седиментационных процессов. Например, высокие уровни моря, вероятнее всего, отвечают интервалам времени, в течение которых происходит накопление терригенного кластического материала в дельтах на шельфе, а низкие — интервалам, в течение которых такой кластический материал поступал через подводные каньоны или другие углубления на краю шельфа и отлагался в подводных конусах выноса морского бассейна. Как показано на рис. 13, в, время, когда уровень моря находился у края шельфа, можно отметить стрелками на рассматриваемых кривых. Тогда высокие уровни моря находятся слева от стрелок, а низкие — справа. При построении группы региональных циклограмм мы ориентировали стрелки так, чтобы относительные подъемы находились слева (как на рис. 13, в) для того, чтобы суша как обычно, располагалась слева. В рассматриваемом регионе относительные подъемы уровня моря наносились в соответствии с направлением к суше на стратиграфическом разрезе. И любой разрез, на котором суша располагается справа, можно использовать для построения графика, где относительные подъемы будут направлены в правую сторону, как на рис. 11 и 12. Если сравниваются графики по целому ряду районов, то все они должны быть ориентированы в одну сторону. Взятые вместе геологический разрез (рис. 13, а), хроностратиграфиче-ская корреляционная схема (рис. 13,6) и график циклов изменения уровня моря (рис. 13, в) позволяют установить зависимости между осадочны-, ми комплексами, корреляцией и циклами относительных изменений

уровня моря. Такое комплексирование позволяет обобщить сведения по геологическому строению в виде свободной региональной стратиграфической схемы. Региональные циклы относительного изменения уровня моря, увязанные с геохронологической шкалой, можно сравнить с кривыми глобальных относительных изменений уровня моря (см. ст. 3). При проведении многих региональных сейсмостратиграфических исследований такие практические трудности, как ограниченность информации и ее низкое качество, наличие размывов или тектонических смещений стратиграфических пачек, делают детальный анализ форм прибрежного подошвенного налегания практически нецелесообразным либо просто невозможным. В таких районах часть графика строится для циклов, по которым имеются представительные данные, а для остальной части региональной кривой используется информация с графика глобального цикла.

Пример из северо-западной Африки Рис. 14 и 15 иллюстрируют методику построения кривой относительных изменений уровня моря по сейсмическим данным для одного из прибрежных районов северо-западной Африки. На рис. 14 приведен тот же сейсмический разрез, что использовался на рис. 2, но здесь учитывалось изменение условий осадконакопления и дополнительно приводилось определение амплитуды приращения берега. По данным бурения известны геологический возраст отложений и прибрежная обстановка осадконакопления трансгрессивно налегающих слоев. На рис. 15 приведены хроностратиграфйческая корреляционная схема и график относительных изменений уровня моря. Первый этап построения графика заключается в определении амплитуды относительных подъемов по величине прибрежного наращивания. На сейсмическом разрезе (рис. 14) отмечают те участки, где трансгрессивно налегающие отражающие горизонты в пределах заданного комплекса параллельны, и те, где отражающие горизонты начинают отклоняться от

параллельного залегания вследствие дифференцированного погружения в сторону бассейна. Замеряется приращение берега на тех участках, где отражения параллельны, чтобы не пришлось производить перестроек на тех участках, где они расходятся. Начиная от подошвы осадочного комплекса измеряется величина первого приращения — вертикальная компонента прибрежного подошвенного налегания от подошвы осадочного комплекса до самого высокого из параллельных отражающих горизонтов. Затем данный отражающий горизонт прослеживается латерально до точки подошвенного налегания, и в этой точке определяется величина следующего приращения. Этот процесс повторяется до тех пор, пока не будет достигнута кровля осадочного комплекса. Значения вертикальных компонент суммируются; времена прихода отраженных волн пересчитываются в глубины — суммирование дает величину полного приращения берега, а следовательно, общий относительный подъем уровня моря. Таким методом для приводимого разреза определена величина приращения в 1100 м. Обращает на себя внимание, что суммарная мощность меловых отложений (вычисленная там, где отражающие горизонты расходятся в левой части разреза) составляет приблизительно 5000 м, т. е. она значительно больше, чем амплитуда подъема уровня моря, и обусловлена дифференцированным погружением к центру бассейна. Определение приращений проведено вблизи точек подошвенного налегания, с тем чтобы избежать проблем, связанных с увеличением мощности слоев. На следующем этапе по величине смещения вниз схемы прибрежного налегания определяют относительные понижения. Отчетливый сдвиг вниз отмечается на границе раздела третичных и меловых пород, которая проводится между высоким уровнем самых молодых верхнемеловых прибрежных слоев и самым древним прибрежным подошвенным налеганием вышележащих палеоценовых толщ. К сожалению, на этом профиле нельзя увидеть самую верхнюю форму прибрежного подошвенного налегания меловых осадков. Однако основную долю амплитуды относительного понижения уровня моря можно рассчитать косвенным путем по амплитуде последующего подъема в раннетретичное время. Дифференцированное опускание, происходившее в течение такого понижения уровня моря либо до его подъема, должно приводить к тому, что последующий подъем должен быть больше, чем понижение. Результаты расчета относительных понижений уровня моря показаны на рис. 15,6. Такие затруднения встречаются настолько часто, что точно определить величину относительных понижений уровня моря удается крайне редко. Тем не менее наилучшим приближением служат кривые изменения уровня моря, благодаря чему амплитуды относительных изменений в какой-то мере можно выразить количественными показателями. Более точных результатов можно ожидать по мере накопления новых данных и дальнейшего изучения проблемы. Комплексное использование хроностратиграфической шкалы (рис. 15, а) и графика относительных изменений уровня моря (рис. 15,6) позволяет в общих чертах воссоздать историю геологического развития района по сейсмическому разрезу (рис. 14).

Литература 1. Campbell С. V. Depositional model of beach shoreline — Galiup Sandstone (Upper Cretaceous), northwestern New Mexico. New Mexico Bur. Mines and Mineral Resources Circular, 1977. 2. Curray J. R. Transgressions and regressions. In: R. L. Miller, ed. Papers in marine geology (Shepard commemorative vol.). New York, Macmillan Co., 175— 203, 1964. 3. Frazier D. E. Depositional episodes — their relationship to the Quaternary stratigraphic framework in the northwestern portion of the Gulf basin. Texas Univ. Bur. Econ. Geology, Geol. Circ. 74-1, 28 p., 1974. 4. Grabau A. W. Principles of stratigraphy. New York, D. G. Seiler, 1, 185 p., 1924. 5. Pitman W. C., III. Relationship between sea level changes and stratigraphic sequences. Geol. Soc. America Bull., 1977. 6. van Andel T. H., Curray J. R. Regional aspects of modern sedimentation in northern Gulf of Mexico and similar basins, and paleogeographic significance. In: F. P. Shepard, F. B. Phleger, and T. H. van Andel, eds. Recent sediments, northwest Gulf of Mexico: AAPG, 345-364, 1960. 7. Weller J. M. Stratigraphic principlers and practices. New York, Harper and Brothers, 725 p., 1960.

4. Глобальные циклы относительных изменений уровня моря* П. Р. Вейл, Р. М. Митчем мл. и С. Томпсон III

Краткое содержание. На протяжении всего фанерозоя в глобальном масштабе отмечалось несколько циклов относительного изменения уровня моря. Это подтверждается фактическими данными, указывающими на то, что многие региональные циклы, фиксируемые на различных континентальных окраинах, происходили одновременно и относительные амплитуды таких изменений близки друг другу. Поскольку глобальные циклы представляют собой проявление геотектонических, гляциальных и других межрегиональных процессов, они как бы отражают основные события фанерозойского периода развития. Глобальный цикл относительного изменения уровня моря — это интервал геологического времени, в течение которого в глобальном масштабе отмечалось относительное повышение и понижение среднего уровня моря. Глобальный цикл может быть определен как модальная величина коррелирующихся региональных циклов, установленная в результате сейсмостратиграфических исследований. На приводимой для фанерозоя глобальной циклограмме циклы трех порядков наложены на кривую изменения уровня моря. Циклы первого, второго и третьего порядка имеют соответственно продолжительность 200— 300 млн. лет, 10—80 млн. лет и 1—10 млн. лет. В фанерозое установлено 2 цикла первого порядка, 14 циклов второго порядка и приблизительно 80 циклов третьего порядка, не считая позднепалеозойской циклотемы. Не показаны предъюрский и меловой циклы третьего порядка. Изменения уровня моря, отмечавшиеся в диапазоне от кембрия до раннего триаса, не подтверждены в такой же степени надежными фактическими данными по всему земному шару, как период от позднего триаса до голоцена. Время проявления, продолжительность и относительные амплитуды циклов второго и третьего порядка в промежутке от позднего триаса до наших дней установлены достаточно достоверно, а амплитуды эвстатических колебаний уровня моря — только приблизительно. Согласно нашим наилучшим оценкам, своего самого высокого положения уровень моря достигал в конце кампанского времени (поздний мел), когда он был примерно на 350 м выше современного, и опускался до своей самой нижней

отметки в течение ранней юры, в среднем олигоцене и позднем миоцене соответственно на 150, 250 и 200 м ниже современного уровня моря. Межрегиональные поверхности несогласия связаны с глобальными циклами высоких и низких уровней моря, о чем свидетельствуют фации и особенности распределения различных осадочных комплексов. Причиной таких глобальных циклов изменения уровня моря, вероятнее всего, служили геотектонические и гляциальные явления.

Графики глобальных циклов чаще всего используются для следующих целей: 1) повышения достоверности стратиграфических и структурных исследований в том или ином изучаемом бассейне; 2) оценки абсолютного возраста слоев до начала бурения и 3) разработки глобальной геохронологической системы. ВВЕДЕНИЕ В глобальном масштабе циклы относительного изменения уровня моря проявлялись на протяжении всего фанерозоя. Доказательством этого служит то обстоятельство, что многие региональные циклы, выявленные на различных континентальных окраинах, происходили одновременно и относительные амплитуды изменений обычно одинаковы. Основные представления и методы определения относительных изменений уровня моря и региональных циклов уже рассматривались ранее (см. ст. 3). В данной статье представлены графики глобальных циклов, методика их построения по модальному осреднению региональных циклов на основе сейсмостратиграфии и выполненных нами расчетов истинных амплитуд изменения уровня моря. Поскольку глобальные циклы связаны с геотектоническими, гляциальными и другими межрегиональными процессами, они отражают основные геологические события истории развития в фанерозое. Временной диапазон и относительная значимость этих событий показаны на циклограммах. Такая сложная форма представления результатов служит средством, позволяющим разделить фанерозой на крупные геохронологические единицы на основе одного критерия. Фэрбридж [5] дал исторический обзор исследований по изучению глобальных изменений уровня моря, включая классические работы [17, 41, 40, 10, 44, 19, 20, 21, 1] и др. Эти пионерские исследования заложили фундамент для последующих работ, в том числе и данных. Однако в некоторых работах понятия «трансгрессия» и «регрессия» береговой линии смешиваются с понятиями «подъем» и «понижение» уровня моря. Этой проблемой занимался Грабау [10]. В данной статье приводятся графики относительных и эвстатических подъемов и понижений уровня моря в глобальном масштабе, причем они отличаются от графиков, отражающих трансгрессии и регрессии береговой линии.

ГЛОБАЛЬНЫЕ ЦИКЛЫ На рис. 1—3 представлены графики глобальных циклов относительных изменений уровня моря. По вертикальной оси нанесена шкала абсолютного возраста в миллионах лет [48, 49] с указанием периодов и эпох. По горизонтальной оси показаны относительные положения уровня моря в масштабе от 1,0 до 0,0, где значение 1,0 соответствует максимальному относительно высокому уровню (65 млн. лет назад), а 0,0 — минимальному относительно низкому уровню (30 млн. лет назад). Относительные подъемы уровня моря на графике располагаются слева, а относительные понижения - справа. Современное положение уровня моря для всего фанерозоя показано вертикальной прямой. Под глобальным циклом относительного изменения уровня моря понимается интервал геологического времени, в течение которого в глобальном масштабе отмечались относительные повышение и понижение уровня моря. В любой части такого цикла могли отмечаться промежуточные этапы стабилизации (а следовательно, парациклы), но чаще всего они проявляются после того, как произошла основная доля этапа подъема, и до начала стадии понижения. На глобальных циклограммах (рис. 1—3) показаны циклы трех порядков по амплитуде. Более древний из двух циклов первого порядка (см. рис. 1) охватывает отрезок времени от докембрия до раннего триаса, т. е. свыше 300 млн. лет; более молодой цикл первого порядка приходится на период от среднего триаса до настоящего времени и имеет продолжительность около 225 млн. лет. Длительность 14 циклов второго порядка (рис. 1) составляет 10-80 млн. лет. Свыше 80 циклов третьего порядка (рис. 2, 3) исключая позднепалеозойские циклотемы, продолжались приблизительно 1—10 млн.

лет. В данной статье мы не выделяли циклы третьего порядка для доюрского и мелового времени. Предъюрские циклы не рассматривались, поскольку информация имелась в основном по Северной Америке и лишь небольшое количество данных — по другим континентам. По меловым циклам не было получено разрешения на публикацию результатов. Для кривой подъемов и понижений уровня моря характерна заметная асимметрия циклов второго и третьего порядков. Относительный подъем обычно идет плавно, а понижение, как правило, происходит резко. В циклах первого порядка суммарные понижения более плавные и кривые сравнительно симметричны. Несмотря на то что возраст и продолжительность циклов первого, второго и третьего порядка определены довольно точно, тем не менее амплитуды относительных изменений уровня моря установлены лишь приблизительно. На рис. 1 показаны циклы первого и второго порядка для всего фанерозоя. Четкой границы между двумя циклами первого порядка нет, но наиболее вероятно, что она проходит вдоль линии, отделяющей ранний триас от среднего.

Рис. 2. Глобальные циклы относительного изменения уровня моря в юрскотретичное время. Меловые циклы (заштрихованы) не представлены. На рис. 2 изображен график относительных изменений уровня моря в глобальном масштабе для юрско-третичного времени. В таком увеличенном масштабе более четко выражены циклы второго и третьего порядка. Горизонтальный масштаб тот же, что на рис. 1 (см. ст. 7). На рис. 3 представлен график циклов второго и третьего порядка для третичного и четвертичного периодов. Увеличение масштаба по сравнению с рис. 2 потребовалось для того, чтобы показать величину

циклов третьего порядка, приходящихся на этот период времени. Но даже при таком крупном масштабе все циклы ледниковых эпох в позднечетвертичное время не проявились со всей ясностью. Определение возраста и продолжительности кайнозойских циклов третьего порядка проведено на очень большом фактическом материале главным образом по зонам планктонных фораминифер, которые были увязаны с геохронологической шкалой. Амплитуды относительных изменений уровня моря установлены в основном в результате сейсмостратиграфического анализа, проведенного по сети сейсмических профилей с привязкой к данным бурения.

Рис. 3 Глобальные циклы относительного изменения уровня моря в течении кайнозоя. На правой стороне глобальных циклограмм (рис. 1—3) приведены колонки с условными обозначениями, которые используются для выделения стратиграфических пачек на сейсмических и геологических разрезах. Осадочные комплексы мы выделяли в соответствии с их возрастом и

приуроченностью к циклам относительных изменений уровня моря. Например, суперкомплекс, соответствующий юрскому суперциклу, обозначается J. В свою очередь он подразделяется на комплексы Л, J2 и J3, соответствующие ранне-, средне- и позднеюрской эпохам, в течение которых эти комплексы накопились. Там, где в течение данной эпохи отмечалось более одного цикла изменения уровня моря, как, например, в средней юре (J2), мы использовали обозначение J2.1 и J2.2, основываясь на порядковом номере цикла. Если есть необходимость выделить более одного комплекса в пределах какого-то цикла, то можно использовать обозначения J2.1A, J2.1B и т. д. Кроме того, важно установить границы комплексов, особенно те, которые представлены несогласиями. Это связано с тем обстоятельством, что любое выбранное несогласие может срезать слои широкого возрастного диапазона, а также и трансгрессивно перекрываться слоями различного возраста. По нашему мнению, поверхность несогласия, предшествующую наиболее древнему из перекрывающих ее комплексов, следует привязывать к ближайшей согласной границе. Так, например, любое несогласие, которое становится согласной поверхностью в подошве келловея, следует рассматривать как предкелловейское (пред-12.3). ПОСТРОЕНИЕ ГЛОБАЛЬНОЙ ЦИКЛОГРАММЫ На карте мира, рис. 4, показаны районы, сейсмические материалы по которым использовались для составления региональных схем и в дальнейшем — для построения графиков глобальных циклов (рис. 1—3). Информация по временным разрезам, подкрепленная данными бурения

РИС. 4. Районы региональных исследований по сейсмостратиграфии, результаты которых использованы для построения графика глобальных циклов фанерозоя.

и другими сведениями о геологическом строении, дала возможность построить региональную стратиграфическую основу для определения амплитуды и времени проявления относительных изменений уровня моря. Исследования по сейсмостратиграфии проведены на всех континентах, за исключением Антарктиды *, и поэтому дают более или менее представительную схему для юрских и более молодых циклов изменения уровня моря во всем мире. Однако имеющиеся данные приурочены только к районам проведения поисковых работ на нефть и газ, где мощность осадочных разрезов относительно велика и погружение идет быстро, в результате чего скорости относительных подъемов уровня моря получаются несколько выше, чем в менее мощных разрезах. Предъюрские циклы выделены в основном на примере Северной Америки и подкреплены информацией по другим континентам. График глобального цикла представляет собой результат простого осреднения, проведенного по графикам региональных циклов для многих районов земного шара. Построение региональных циклограмм рассмотрено выше (ст. 3). Любой глобальный цикл можно аппроксимировать с помощью средних модальных значений, имеющихся для трех или более сходных региональных циклов по различным континентам. Чем больше континентов представлено, тем выше точность циклограммы. Некоторые специфические явления, свойственные отдельным провинциям, так же как орогенические деформации, интенсивное тектоническое погружение или чрезмерно быстрое усиление нагрузки, могли

влиять на определяемое среднее значение амплитуды колебаний уровня моря, и без предварительной проверки их нельзя принимать в расчет. Время проявления циклов в таких регионах, как правило, соответствует глобальным явлениям. На рис. 5 приведен пример корреляции и осреднения четырех региональных циклов, использованных для построения глобальных циклов (правая колонка). В данном случае использованы кайнозойские циклы характерных регионов по четырем континентам. Несмотря на то что многие региональные различия на четырех кривых очевидны, тем не менее такие параметры, как возраст и продолжительность циклов, обычно сравнимы по величине, а амплитуды относительных изменений, как правило, сходны. Кривая глобального цикла построена не только по этим четырем региональным циклограммам, но и с использованием данных для других районов, указанных на рис. 4. Основой сравнения служит время крупных относительных понижений уровня моря. Так, например, предпозднемиоценовое понижение (10,8 млн. лет назад) отмечается на трех графиках, охарактеризованных фактическим материалом, и приурочено к крупному несогласию, свойственному всем этим регионам. Предсредне-верхнеолигоценовое пони

-Подъем Понижение -»-

Относительные изменения уровня моря м-Подъем Понижение-^. -^-Падгем Понижение -•-

-^-Падгем Понижение

РИС. 5. Корреляция региональных циклов относительного изменения уровня моря по четырем континентам и составление осредненного графика глобальных циклов, а — бассейн Гиппсленд, Австралия (составлено по данным [25]); б — Северное море (из ст. 3, рис. 11 и 12); в - северо-западная Африка (из ст. 3, рис. 15); г - бассейн СанХоакин, Калифорния (из ст. 3, рис. 10); д — глобальные циклы (см. рис. 3 этой статьи).

жение (30 млн. лет) выделяется на всех графиках. Последнее раннеэоценовое понижение (49 млн. лет) и среднепалеоценовое понижение (60 млн. лет) установлены во всех трех регионах, где выделены отложения эоцена и палеоцена. После того как проведена корреляция крупных этапов понижения и они нанесены на график, против каждого отдельного цикла на графике фиксируется их возраст. Он почти одинаков для всех четырех районов, по которым имеются данные. Некоторые отклонения возрастных соотношений можно объяснить локальными различиями в методике палеонтологических определений возраста отложений. Некоторые циклы по сейсмическим данным не выделяются, поскольку мощности слоев слишком малы, как, например, в пределах третичных отложений северо-западной Африки. Наименее точной получается оценка средней амплитуды цикла. За исключением бассейна Гиппсленд, форма кривых, связанных с циклами первого и второго порядка, как правило, свидетельствует об общем понижении с большими флуктуациями на границах суперциклов. Кривая по бассейну Гиппсленд в целом указывает на аномальный подъем, вероятнее всего связанный с историей геотектонического развития Австралии. На график наносятся амплитуды циклов третьего порядка, причем основное внимание уделяется тем районам, по которым имеются наиболее полные данные. Несмотря на то что цикл первого порядка для бассейна Гиппсленд является аномальным, циклы третьего порядка хорошо укладываются в глобальную схему. Точность глобальной циклограммы определяется качественными и количественными параметрами региональных графиков, использованных для ее построения. На приводимых здесь графиках (рис. 1—3) возраст, продолжительность и относительные амплитуды глобальных циклов относительных изменений уровня моря определены с достаточно высокой степенью точности, но расчет истинной амплитуды продолжает оставаться одной из основных проблем. Прямое измерение истинных амплитуд изменения уровня моря затруднительно по следующим причинам: 1) большие различия в мощности толщи прибрежного подошвенного налегания для одного и того же глобального цикла по различным регионам; 2) практические трудности проведения полного регионального анализа форм подошвенного налегания, связанные с недостаточностью фактического материала, размывом критических участков зоны прибрежного подошвенного налегания с тектоническими нарушениями; 3) необходимость воссоздать схему прибрежного подошвенного налегания по другим фациальным взаимосвязям в тех случаях, когда для каких-то участков кривой его нельзя измерить непосредственно; 4) трудности измерения относительных понижений уровня моря по амплитуде смещения в сторону моря схемы прибрежного подошвенного налегания. По этим причинам горизонтальный масштаб на глобальных циклограммах, отражающий амплитуду относительных подъемов и понижений, не градуируется в метрах, а представляет собой график, нормиро ванный по максимальному положению уровня моря, отмечавшемуся в концб мела (65 млн. лет назад) и принимаемому за единицу и минимальному его положению в среднем олигоцене (30 млн. лет), которое принимается равным нулю. В приведенном выше примере (рис. 5) каждая региональная кривая была

нормирована именно таким образом. Там, где региональные кривые не охватывают этапы поздне-мелового подъема или олигоценового понижения, они нормируются путем наиболее удобной замены перекрывающихся участков графиков. Если верхнемеловой или среднеолигоценовый региональный цикл являются аномальными, то региональную кривую нормируют путем наибольшего приближения к другим кривым, отличающимся менее искаженным участком данного отрезка кривой. РАСЧЕТ ЭВСТАТИЧЕСКИХ КОЛЕБАНИЙ УРОВНЯ МОРЯ Как указывалось выше, на глобальных циклограммах (рис. 1—3) отражены относительные изменения уровня моря в общем плане. Однако этими кривыми учтено и крупномасштабное погружение, которое следует исключать при подсчете параметров, являющихся основой кривой эвстатических колебаний. Расчет истинной формы такой кривой (рис. 6, в) сделан для этапа от юры до голоцена путем учета глобального цикла (рис. 2) по данным работ Питмена [26], Слипа [37] и Дж. Бир-да (устное сообщение). Этими авторами рассчитаны количественные параметры, характеризующие положение уровня моря для отдельных этапов мелового периода, третичного и поздненеогенового времени. Их результаты совпадают с нашими предварительными оценками эвстатических колебаний. Питмен [26] построил кривую изменения уровня моря для отрезка времени от позднего мела до позднего миоцена (рис. 6, а). Его расчеты, основанные на скорости раздвижения (спрединга) морского дна, и величина образующихся в результате этого объемов новообразований срединноокеанических хребтов свидетельствуют об общем понижении уровня моря с 350 до 60 м выше его современного положения. Оставшиеся 60 м Питмен объясняет тем, что часть воды удерживается современными ледниковыми шапками. Его кривая почти совпадает с участком для третичного периода на графике триас-голоценового цикла первого порядка (см. рис. 1). Слип [37], основываясь на результатах изучения докембрийского щита в штате Миннесота, пришел к выводу, что в позднетуронское время уровень моря располагался на 300 м выше современного. Дж. Бирд (устное сообщение) рассчитал поздненеогеновые эвстатические колебания путем увязки с известными плейстоценовыми изменениями, использовав данные палеонтологии и анализ сейсмических комплексов. Благодаря этим работам мы смогли откорректировать самую молодую ветвь своего графика. Кривая Питмена и наша кривая для циклов первого порядка очень похожи. Однако для циклов второго и третьего порядка на нашей кривой наблюдаются значительные отклонения — как положительные (вверх), так и отрицательные (вниз) — по сравнению с кривой Питмена (рис. 6,6). Там, где наша кривая идет выше кривой Питмена, последняя свидетельствует о том, что могло начаться общее постепенное эвстати-ческое понижение уровня моря, но анализируемые нами формы подошвенного налегания свидетельствуют об относительном подъеме. Такие

РИС. 6. Расчет эвстатических изменений уровня моря от юры до голоцена: а — Питмен [26], Хейс и Питмен [18] расчет кривых уровня моря проводили на основе скорости раздвигания морского дна и объемов срединноокеанических хребтов; б—кривая Питмена [26], проведенная в а, наложена на глобальную кривую относительных изменений уровня моря; в—наиболее точная оценка эвстатических изменений уровня моря, рассчитанная по кривой Питмена [26].

расхождения могут быть обусловлены тем, что в изученных нами районах с относительно мощным осадочным чехлом погружение шло с относительно большей скоростью, чем понижение уровня моря, приводя к относительному подъему уровня моря (см. ст. 3). Для периода такого относительно высокого уровня моря кривую Питмена (отличающуюся постепенным понижением) следует рассматривать как более представительную в отношении эвстатических колебаний, чем наша кривая. Отрицательные отклонения кривых второго и третьего порядка от кривой Питмена выражаются в виде быстрых понижений уровня моря, обусловленных, вероятно, наступлением ледников, не учтенным Питме-ном (см. ниже раздел о причинах глобальных циклов). Последующее таяние ледников приводит к подъему уровня моря, скорость которого постепенно уменьшается до тех пор, пока не будет достигнуто положение эвстатического понижения, показанного на кривой Питмена. Как мы увидим дальше, в истории геологического развития нами при анализе последнего цикла

первого порядка вплоть до олигоцена свидетельств оледенении не установлено. Поэтому для объяснения отдельных быстрых изменений, особенно понижений уровня моря, в циклах второго и третьего порядка раннетретичного и мезозойского времени следует искать дополнительные свидетельства оледенения либо какие-то иные причины. Несмотря на то что на кривой Питмена этого не отмечается, нами установлен общий подъем первого порядка начиная от ранней юры и кончая поздним мелом. Если в результате оледенения или какого-то другого явления произошли быстрые понижения второго и третьего порядка, то последующие подъемы не должны пересекать кривую первого порядка. Следовательно, постепенного эвстатического понижения уровня моря не происходило, за исключением, возможно, отрезка времени от титона до валанжина. Результаты наиболее обоснованного расчета эвстатических колебаний для периода от юры до голоцена приведены на рис. 6, в. Амплитуды колебаний даны в метрах относительно современного уровня моря и вычислены нами по кривым, составленным с использованием данных Питмена [26], Слипа [37] и Дж. Бирда (устное сообщение). Более точную кривую для отрезка от триаса до раннего мела включительно можно построить в том случае, если для этого участка кривой подъем уровня моря первого порядка рассчитать по скорости раздвижения морского дна или каким-то другим глобальным параметрам. ГЛОБАЛЬНЫЕ ВЫСОКИЕ И НИЗКИЕ УРОВНИ МОРЯ И КРУПНЫЕ МЕЖРЕГИОНАЛЬНЫЕ НЕСОГЛАСИЯ В табл. 1 перечислены основные глобальные высокие и низкие (или сравнительно низкие) уровни моря, отмечавшиеся в фанерозое. Они разделены основными глобальными понижениями уровня моря. Последние связаны с поверхностью крупных межрегиональных несогласий.

Таблица 1 Глобальные высокие и низкие уровни моря и связанные с ними крупные межрегиональные несогласия в течение фанерозоя Высокие уровни моря

Основные глобальные понижения уровня моря

Ранне-среднеплиоценовый

Среднемиоценовый

Поздне-среднеэоценовый и раннеолигоценовый Позднепалеоценовый — раннезоценовый Кампанский и туронский

Альб — самые низы сеномана

Раннекиммерийский

Норийский и среднегвадалупский

Вулфкемпский и самые низы леонардского

Низкие уровни моря

Предпозднеплиоценовое и предплейстоценовое (3,8 и 2,8 млн. лет назад) Предпозднемиоценовое и предмессинское (10, 8 и 6,6 млн. лет) Предсредне-позднеолигоценовое (30 млн. лет) Предсреднеэоценовое (49 млн. лет)

Позднеплиоценовый — раннеплейстоценовый

Позднемиоценовый

Средне-позднеолигоценовый

Ранне-среднеэоценовый

Предпозднепалеоцено- Среднепалеоценовый^ Вое (60 млн. лет) Предсреднесеноманское Среднесеноманский^ (98 млн. лет)

Предваланжинское млн. лет)

Валанжинсюго (132

Предсинемюрское млн. лет)

Синемюрскии^ (190

Предсреднелеонардское Среднелеонардский_ (270 млн. лет)

Оседжский и самые низы мерамекского Раннедевонский _ _ _ _ _ _ __ _ _ Среднесилурийский

Преддевонское (406 млн. лет)

_________ Предсреднеордовикское Радне-среднеордовик'скии^ Позднекембрийский и (490 млн лет) раннеордовикский Раннекембрийский и конец докембрия

Под глобальным высоким уровнем моря понимается интервал геологического времени, в течение которого уровень моря находился выше края шельфа в большинстве регионов земного шара. Под глобальным низким уровнем понимается интервал времени, в течение которого уровень моря располагался ниже края шельфа в большинстве регионов. Сравнительно низкий уровень отмечается тогда, когда уровень моря занимает свое самое низкое положение на шельфе между периодами высокого уровня. Для глобальных высоких уровней моря (см. ст. 3, рис. 9) характерно широкое развитие мелководноморских и континентальных осадков на шельфах и в некомпенсированных бассейнах. Если привнес терригенных осадков интенсивен, то лопасти дельт могут перевалить через край шельфа и проникать в более глубоководные зоны. Для глобальных низких уровней характерны процессы эрозии и отсутствия осадконакопле-ния на шельфах, а в морских бассейнах осадконакопление шло в пределах глубоководных конусов выноса. После значительного понижения уровня моря до какого-либо глобального низкого уровня обычно развивается крупное межрегиональное несогласие. Оно является следствием подводной эрозии и отсутствия седиментации на шельфах и окраинах бассейна, а также продолжительных

образований в глубоководных частях бассейна. Два глобальных цикла изменения уровня моря первого порядка (см. рис. 1), как правило, можно описать посредством глобальных высоких и низких уровней. В течение более древнего цикла первого порядка уровень моря поднимался от низкого положения в позднедокембрийское время до высокого положения в течение длительного интервала от позднего кембрия до миссисипия и постепенно понижался до низкого уровня, которое приходится на широкий минимум от перми до раннего триаса. В цикле от триаса до настоящего времени общие подъемы, достигшие своего пика в позднем мелу, сменялись общими понижениями до низкого уровня с многочисленными флуктуациями. ПРИЧИНЫ ГЛОБАЛЬНЫХ ЦИКЛОВ Согласно Фэрбриджу [5], эвстатические колебания уровня моря в глобальном масштабе могли возникать за счет изменения объема морской воды, вследствие изменения формы океанических бассейнов либо в результате совокупности этих двух факторов. Изменение объема воды в морском бассейне может происходить либо из-за развития оледенения или таяния ледников, либо за счет подтока ювенильных вод из глубоких магматических

формы океанических бассейнов может вызываться геотектоническими процессами Либо поступлением осадочного материала. Из всех этих факторов, пожалуй, только геотектонические процессы продолжались настолько долго и были столь интенсивными, что ими можно было бы объяснить циклы первого порядка и большинство циклов второго порядка. Процессами оледенения и таяния ледников, вероятно, можно объяснить многие циклы третьего порядка и некоторые циклы второго порядка, особенно те, которые приходятся на поздненео-геновое время. Некоторыми другими причинами можно объяснить быстрые изменения, намечаемые в циклах второго и третьего порядка. Эти причины могли действовать в совокупности с геотектоническими и ледниковыми процессами, усиливая или приостанавливая эти изменения. Питмен [26] рассмотрел влияние резких изменений скорости раздвига-ния морского дна на особенности структур подошвенного налегания вдоль континентальных шельфов. Изменения объема или воздымание срединно-океанических хребтов, связанное с изменениями скорости раздвигания морского дна, по-видимому, должны приводить к значительным изменениям формы самих океанических бассейнов [12, 13, 14, 22, 33, 50, 51, 7, 29, 30, 18, 31, 26]. Изменения объема вдоль зон субдукции весьма трудно охарактеризовать количественными

колебаний уровня моря может быть расширение Земли. Питмен [26] установил, что, исключая процессы оледенения, изменение объема срединно-океанических хребтов, обусловленное различием в скорости раздвигания морского дна, следует признать возможной основной причиной изменений уровня моря. Согласно его расчетам, уровень моря устойчиво понижался, но с разной интенсивностью начиная с позднего мела вследствие сокращения размеров срединно-океанических хребтов, обусловленного уменьшением скорости раздвигания морского дна. В то же самое время пассивные окраины континентов в Атлантическом океане и других океанических бассейнах погружались под действием тектонических процессов с уменьшающейся скоростью, о чем можно судить по прогнозной кривой изменения климата Земли [36]. Эту общую модель можно использовать при объяснении суммарного опускания первичного порядка начиная с позднего мела. Довольно часто наблюдается соответствие времени проявления орогенических движений и вулканизма с временем высокого положения уровня моря в циклах второго порядка. В целом высокие скорости раз-двигания морского ложа должны ассоциироваться с относительно неглубокими океаническими бассейнами, с процессом затопления континентальных окраин

усиление вулканизма и орогенических процессов, обусловленных столкновением континентов. Такие орогени-ческие эпизоды должны иметь достаточную продолжительность, согласно продолжительности высоких уровней моря второго порядка. Однако ярко выраженные угловые несогласия, связанные с быстрыми понижениями уровня моря, могли соответствовать кратковременным периодам орогенических процессов. Если установлены кратковременные орогени-ческие процессы, то они могут быть связаны с циклами третьего порядка. Циклы первого порядка характеризуют общую картину взаимосвязи колебаний уровня моря со скоростью раздвигания океанского дна и с орогенией. Так, например, рифтогенез и раздвигание континентов приурочены в основном к моментам крупного подъема уровня моря в кем-брии и юрскораннемеловом времени, а орогенические процессы преобладали во время понижения уровня моря в течение каждого цикла первого порядка. Многие исследователи отмечали-наличие несогласий, которые развивались одновременно в различных регионах земного шара [40, 1, 38, 39, 11, 45, 24, З]. Большинство этих несогласий совпадает с этапами относительно крупных понижений уровня моря на приводимых нами графиках (рис. 1—3). Несогласия, приуроченные к основным понижениям уровня моря в конце циклов второго порядка, показаны в табл. 1.

эвстатическими колебаниями уровня моря, видоизменяют процесс погружения в пределах кратонных бассейнов и континентальных окраин. Там, где погружение, бассейна определялось процессом термического сжатия литосферы, бассейны продолжали опускаться даже в периоды эвстатически низких уровней моря. Слип рассчитал, что значительные несогласия в геологическом прошлом могли возникать благодаря эвстатическим понижениям уровня моря с амплитудами, аналогичными приведенным на рис. 6, в, даже в быстро погружающихся бассейнах. Работа Слипа подтвердила наши предположения о том, что межрегиональные несогласия образовались в основном не за счет воз-дымания внутренних областей континента или континентальных окраин, а главным образом вследствие эрозии или отсутствия осадкона-копления в течение эвстатических колебаний уровня моря. При относительно быстрых скоростях изменения уровня моря в циклах третьего порядка единственными процессами, которые хорошо изучены и позволяют объяснить механизм колебаний уровня моря, следует признать оледенение и таяние ледников [26]. Скорости геотектониче ских процессов, свзанных с раздвиганием морского дна, слишком малы. Оледенение отмечалось в плейстоцене, позднем и раннем миоцене и частично в позднем

других низких уровней. Сведения о климатических изменениях, полученные по другим признакам, например по изотопам кислорода [34, 35, 6] и другим методам изучения фауны [15], говорят о том, что низкие уровни моря, как правило, соответствуют холодным климатическим условиям, а высокие уровни — теплым. К другим проявлениям цикличности, в общем коррелируемым с глобальными циклами изменениями уровня моря, относятся частота повторения несогласий в керне из глубоководных зон и циклы фаунистическо-го разнообразия [б], а также изменение глубины компенсации кальцита [46, 47]. Итак, циклы первого и частично второго порядка можно связать с геотектоническими процессами. Отдельные циклы второго порядка и циклы третьего порядка могут объясняться процессами оледенения. Наблюдаемое быстрое понижение уровня моря к концу циклов третьего порядка там, где установлены признаки оледенения, остается необъяснимым.

Основные сферы использования глобальных циклов делятся на три категории: 1) повышение достоверности стратиграфических и структурных анализов, обусловленное учетом изменений уровня моря; 2) определение возраста пород до начала бурения и 3) разработка глобальной геохронологической системы. При региональных стратиграфических исследованиях после анализа сейсмических комплексов и региональных изменений уровня моря (см. ст. 2, 3, 7) путем сравнения региональных и глобальных кривых можно прогнозировать возраст комплексов, слабо охарактеризованных фактическими данными, и заполнить тем самым пробелы на региональных кривых изменения уровня моря. Корреляция региональных кривых с временем образования несогласий, низких и высоких уровней моря на глобальных кривых позволяет дать прогноз типов осадочных фаций и распределения комплексов (ст. 3, 9, 10). Более того, отклонения региональной кривой от глобальной свидетельствуют о влиянии аномальных региональных процессов, таких как тектоническое опускание или поднятие. Определение геологического возраста пород до начала бурения является одним из методических приемов сейсмостратиграфии, чаще всего используемым в тех районах, где почти отсутствуют глубокие скважины. Там,

последние можно увязать с сейсмическими комплексами для точного определения возраста отложений в пределах всего района, покрытого сетью сейсмических профилей. Если имеется сеть сейсмопрофилей и нет скважин, геологический возраст пород можно установить путем построения по сейсмическим данным регионального графика относительных изменений уровня моря и сравнения его с глобальным графиком (рис. 7). Точность построения графика можно повысить использованием информации по обнажениям или удаленным скважинам, что позволяет установить возраст слоев, которые предположительно должны быть развиты в рассматриваемом бассейне. Одной из наиболее вероятных сфер использования глобальной циклограммы является применение ее в качестве инструмента геохронологии. Глобальные циклы представляют собой геохронологические единицы, определяемые по единственному критерию — глобальному изменению со временем относительного положения уровня моря. Выделение йтих циклов зависит от конечного синтеза данных, полученных различными отраслями геологической науки. Как показано на графике для фанерозоя (рис. 1), в отдельных случаях границы глобальных циклов не совпадают со стандартными границами эпох и периодов, но целый ряд таких стандартных границ проведен условно, и их положение остается спорным. Используя

разработать международную геохронологическую систему на приемлемой основе. Если геологи объединят свои усилия по созданию более точных графиков региональных циклов и используют последние для повышения качества глобальной циклограммы, то она может стать более точным и надежным геохронологическим стандартом для всего фанерозоя.

1. Arkell W.J. Jurassic geology of the world. London, Oliver and Boyd Ltd., 806 p., 1956. 2. Carey S. W. The expanding earth — developments in geotectonics, part 10. Amsterdam, Elsevier, 470 p., 1976. 3. Dennison J. M., Head T. W. Sea level variations interpreted from the Appalachian basin Silurian and Devonian. Am. Joum. Sci., 275, 1089-1120, 1975. 4. Egyed L. On the origin and constitution of the upper part of the earth's mantle. Geol. Rundschau, 50, 251-258, 1960. 5. Fairbridge R. W. Eustatic changes in sea level. In: L.H. Ahrens et al., eds. Physics and chemistry of the earth. London, Pergamon Press, 4, 99—185, 1961. 6. Fischer A.G., Arthur M.A. Secular variations in the pelagic realm. In: H.E. Cook, and P. Enos, eds. Basinal carbonate sediments. SEPM Spec. Pub. No. 25 (в печати). 7. Flemming N.C., Roberts D.G. Tectonoeustatic changes in sea level and sea floor spreading. Nature, 243, 19-22, 1973.

Amphipyndacidae, Artostrobiidae and Theoperidae: deep sea drilling project, leg 10, in initial reports of the DSDP, 10, Wachington (U.S. Govt. Printing Office), 407-474, 1973.

9. Grabau A.W. Principles of stratigraphy. New York, A. G. Seller, 185 p., 1924. 10. Grabau A. W. The rhythm of the ages. Peking, Henri Vetch Pub., 56 p., 1940. 11. Gussow W. С. Metastacy. In: D. C. Mungan, ed. Polar wandering and continental drift. SEPM Spec. Pub. 10, 146-169, 1963. 12. Hallam A. Major epeirogenic and eustatic changes since the Cretaceous and their possible relationship to crustal structure. Am. Joum. Sci., 261, 397-423, 1963.

1969. 14. Hallam A. Mesozoic geology and the opening of the North Atlantic. Joum. Geology, 79, 129-157, 1971. 15. Haq В. U., Lohmann G.P. Early Cenozoic calcareous nannoplankton biogeography of the Atlantic Ocean. Marine Micropaleontology,' 1, No. 2, 119—194, 1976. 16. Hardenbol J., Berggren W.A. A new Paleogene numerical time scale. AAPG Studies Geology, No. 6, 1977. 17. Haug E. Les geosynclinaux et les aires continentales. Soc. Geol. France Bull., Ser. 3., 28, 617-711, 1900. 18. Hays J. D., Pitma W. C. Lithospheric plate motion, sea level changes, and climatic and ecological consequences. Nature, 246, 18—22, 1973. 19. Kuenen Ph.H. Causes of eustatic movements. 6th Pacific Sci. Cong., Proc., 2, 833-837, Berkeley, Univ. Calif. Press, 1940. 20. Kuenen Ph. H. Eustatic changes of sea-level. Geologic en Mijnbouw, 16, 148155, 1954. 21. Kuenen Ph.H. Sea level and crustal warping; crust of the earth — a symposium. Geol, Soc. America, 62, 193-204, 1955.

1964. 23. Moore Т. Radiolaria, deep sea drilling project, leg 8. In: Initial reports of the DSDP, 8. Wachington (U.S. Govt. Printing Office), 727-748, 1971. 24. Moore Т. С., Jr., et al. Cenozoic hiatuses in relagic sediments. In E. Siebold and W. R. Riedel, eds. Marine plankton and sediments; 3rd Plankton Conference (Kiel) Proc. 25. Partridge A.D. The geologic expression of eustacy in the early Tertiary of the Gippsland basin. APEA Joum., 16, 73-79, 1976. 26. Pitman W. C. Relationship between sea level change and stratigraphic sequences. Geol. Soc. America Bull., 1977. 27. Riedel W. R., Sanfilippo A. Radiolaria, deep sea drilling project leg, Leg 4. In: Initial reports of the DSDP, 4. Wasington (U. S. Govt. Printing Office), 503-575, 1970. 28. Riedel W.R., Sanfilippo A. Cenozoic radiolaria from the western tropical Pacific, deep sea drilling project, leg 7. In: Initial reports of the DSDP, 7. Washington (U.S. Govt. Printing Office), 1, 529-1, 672, 1971,

shelves, sea-floor spreading, and eustacy inferred from the central North Atlantic. Geol. Soc. America Bull., 84, 2851-2872, 1973. 30. Rona P. A. Worldwide unconformaties in marine sediments related to eustatic changes of sea level. Nature Phys.-Sci., 244, 25-26, 1973. 31. Rona P. A., Wise D.U. Symposium: global sea level and plate tectonics through time. Geology, 2, 133-134, 1974 32. Rubey W. W. Geologic history of sea water. Geol. Soc. America Bull., 62, 11111147, 1951. 33. Russell К. L. Oceanic ridges and eustatic changes in sea level. Nature, 218i 861862, 1968. 34. Savin S.M. The history of the earth's surface temperature during the past hundred million years. Annu. Rev. Earth and Planetary Sci., 5 (в печати). 35. Savin S. M., Douglas R. Changes in bottom-water temperatures in the Tertiary and its implications. Geology (в печати). 36. Sclater J.G; Anderson R.N., Bell M.L. Elevation of ridges and evolution of the central eastern Pacific. Joum. Geophys. Research, 76, 7888—7916, 1971. 37. Sleep ;N.H. Platform subsidence mechanisms and "eustatic" sea-level changes. Tectonophysics, 36, 45-56, 1976.

America Bull., 74, 93-113, 1963. 39. Sloss L.L. Synchrony of Phanerozoic sedimentary-tectonic events of the North American craton and the Russian platform. Sect. 6. In: Stratigraphie et sedimentologie. 24th Int. Geol. Cong. (Montreal), 1972. 40. Stille H. Grundfragen der vergleichenden Tektonik. Berlin, Bomtraeger, 1924. 41. Suess E. The face of the earth. Oxford, Clarendon Press, 2, 556 p., 1906. 42. Theyer F., Hammond S.R. Paleomagnetic polarity sequence and radiolarion zones, Brunhes to polarity Epoch 20. Earth and Planetary Sci. Letters, 22, 307319, 1974. 43. Theyer F., Hammond S.R. Cenozoic magnetic time scale in deep-sea corescompletion of the Neogene. Geology, 2, No. 10, 487-492, 1974. 44. Umbgrove J. H. F. The pulse of the earth. The Hague, Nijhoff, 179 p., 1942. 45. Vail P. R., Wilbw R. 0. Onlap, key to worldwide unconformities and depositional cycles (abs.). AAPG Bull., 50, 638, 1966. 46. Van Andel Tj. H. Mesozoic-Cenozoic calcite compensation depth and the global distribution of carbonate sediments. Earth and Planetary Sci. Letters, 26, 187194, 1975.

paleoceanography. In: Historical biogeography, plate tectonics and the changing environment. 37th Biology Colloquium, Oregon State Univ. Press (в печати). 48. Van Hinte J.E. A Jurassic time scale. AAPG Bull., 60, 489-497, 1976. 49. Van Hinte J.E. A Cretaceous time scale. AAPG Bull., 60, 498-516, 1976. 50. Wise D. U. Freeboard of continents through time. Geol. Soc. America Mem., 132, 87-100, 1972. 51. Wise D.U. Continental margins; freeboard and volumes of continents and oceans through time. In: C.A. Burke and C.L. Drake, eds. The geology. of continental margins. New York, Springer-Verlag, 45—58, 1974.

5. Хроностратиграфическое значение сейсмических отражений * П. Р. Вейл, Р. Г. Тодд и Дж. Б. Сангри

Краткое содержание. Однократные непрерывные сейсмические отражения образуются чаще на хроностратиграфических (временных) корреляционных границах, а не на пересекающих эти границы поверхностях литостратиграфических подразделений (литологических отдельностей). Физические поверхности, с которыми связано образование сейсмических отражений, являются прежде всего границами пластов и поверхностями несогласия, разделяющими породы с разными значениями акустической жесткости. Поверхности несогласия образуются в результате эрозии или перерыва в осадконакоплении в течение значительного хроностратиграфического интервала. Как границы пластов, так и поверхности несогласия имеют определенную временную значимость в соответствии с законом суперпозиции. Если говорить о геологическом времени, то отражения от поверхностей пластов соответствуют синхронным геологическим событиям, тогда как отражения от поверхности несогласия обычно соответствуют нескольким несинхронным событиям. Однако хроностратиграфическая значимость отражений от поверхностей несогласия состоит в том, что все породы, залегающие ниже этой поверхности, являются более древними, чем залегающие над ней. В осадочной толще не существует физических поверхностей, на которых возникают отражения, параллельные кровле литологической отдельности, пересекающей временные границы. Непрерывное сейсмическое отражение прослеживается обычно вдоль поверхности пласта, пересекающей границы несинхронных его отдельностей, хотя отдельные характеристики отражения (амплитуда сигнала и его форма, величина периода) не будут оставаться неизменными из-за изменения коэффициентов отражения и взаимного расположения кровли и подошвы в разных точках пласта. Обычно наблюдается следующая картина: характеристики отраженного сейсмического сигнала изменяются вдоль непрерывной отражающей границы соответственно тому, как литологические характеристики изменяются вдоль пласта, отвечающего некоторому интервалу геологического времени. Геологическая временная корреляция, выполненная по палеонтологическим данным, увязывается с корреляцией по сейсмическим отражениям даже в тех случаях, когда последние пересекают границы раздела крупных фациальных единиц. Более того, поверхности несогласия или эквивалентные им поверхности согласного залегания, являющиеся границами осадочных

комплексов, обычно слу жат также и границами палеонтологических зон, особенно в палеозойских и мезозойских толщах. Глубокое понимание хроностратиграфической значимости корреляции, выполненной по сейсмическим отражениям, и увязка ее результатов с данными по имеющимся скважинам чрезвычайно важны для поиска стратиграфических ловушек. В осадочных толщах встречаются также непрерывные физические поверхности другого типа, имеющие локальное распространение. Наиболее важными из них являются газоводяные, газонефтяные и водонефтяные контакты и границы зон газовых гидратов. Отражения от таких физических поверхностей раздела пересекают отражения, получаемые от границ пластов, если они направлены под углом друг к другу. Хроностратиграфическая корреляция сейсмических данных с данными бурения выполняется с точностью, не превышающей 1/2 длины волны, из-за возможных вариаций характера отраженного сигнала, связанных с непостоянством расположения пластов и коэффициентов отражения. ВВЕДЕНИЕ Правильное представление о связи сейсмических отражений с литологическими единицами и временными геологическими границами является основой для выполнения обоснованных стратиграфических построений по данным сейсморазведки. В данной работе показано, что корреляция однократных отражений на сейсмических разрезах соответствует корреляции хроностратиграфических границ, а не прослеживанию крупных литостратиграфических толщ. Физические поверхности раздела в толще осадочных пород, вызывающие отражение волн, — это прежде всего границы пластов и поверхности несогласия, разделяющие породы с разной акустической жесткостью. Поверхности этих двух типов являются хроностратиграфическими в том смысле, что все породы, залегающие выше такой поверхности, моложе пород, залегающих ниже нее. Верно и обратное утверждение, т. е. не существует непрерывных физических поверхностей, которые повторяли бы форму кровли литологи-ческого образования, пересекающего временные границы. Основываясь на представлении о корреляции сейсмических отражений как аппроксимации хроностратиграфической корреляции, по характерным геометрическим формам, образуемым отражениями, можно выполнить следующие виды стратиграфической интерпретации сейсмических разрезов: 1) восстановление постседиментационных тектонических движений и изменений мощностей пластов, 2) выполнение временной геологической корреляции, 3) установление генетически связанных седи-ментационных единиц, 4) восстановление условий осадконакопления по характеру палеорельефа, 5) построение палеобатиметрических карт, 6) восстановление истории, захоронения осадков, 7) восстановление палеорельефа поверхностей несогласия и 8) восстановление палеогеографии и геологической истории. Однако лимитирующим фактором является невозможность прямого определения типа породы по конфигурации осей синфазности коррелируемых отражений.

СВЯЗЬ МЕЖДУ ФИЗИЧЕСКИМИ ГРАНИЦАМИ И СЕЙСМИЧЕСКИМИ ОТРАЖЕНИЯМИ В толще осадков во время их. накопления образуются физические поверхности двух типов: пластовые поверхности и поверхности несогласия. И те и другие вызывают отражение сейсмических волн, если разделяемые ими породы достаточно сильно отличаются друг от друга по скорости или плотности. Пластовые поверхности — это поверхности напластования [2], которые разделяют относительно крупные толщи осадков. Им соответствуют периоды времени, в течение которых осадконакопления не происходит или имеет место изменение условий накопления осадочного комплекса. В пределах данного интервала глубин поверхности напластования могут простираться из одного района, где они разделяют явно отличающиеся друг от друга толщи пород, до другого района, где они являются границей между толщами, представленными однотипными породами. Таким образом, на каждом конкретном участке плоскость напластования может быть четко выраженной, а может оказаться и совсем незаметной [I]. Только те пластовые поверхности, с которыми связаны резкие изменения скорости или плотности, влияют на сейсмические отражения. В большинстве осадочных толщ часто наблюдаются вариации скорости и плотности по разрезу достаточно интенсивные, чтобы вызвать отражение сейсмических волн, хотя амплитуда многих таких отражений может быть весьма небольшой. Автоматическая регулировка усиления (АРУ), применяемая в сейсморазведке, обычно обеспечивает выделение этих низкоамплитудных отражений на сейсмических разрезах. Поверхности несогласия — это эрозионные поверхности и поверхности, на которых осадки не накапливались длительное время; они разделяют более молодые породы от более древних, и им соответствует значительный интервал геологического времени [2]. Поверхность несогласия обычно проходит под углом к поверхностям напластования ниже-или вышележащих слоев. При этом может наблюдаться либо картина эрозионного среза пород, залегающих под поверхностью несогласия, либо картина налегания или подошвенного прилегания пластов, залегающих над ней, либо сложная комбинация из этих трех схем (см. ст. 2). На сейсмических разрезах получают изображения углового несогласия трех видов. Если поверхность несогласия является границей раздела пород с близкими значениями акустической жесткости, сейсмического отражения от нее не будет получено. Однако на разрезе ее можно выявить по угловому несогласию между расположенными ниже «срезанными» вверх по восстанию отражениями и расположенными выше «налегающими» или «прилегающими» отражениями. Если породы выше и ниже поверхности несогласия резко различаются по скорости и плотности, она изобразится в виде «непрерывного» или «прерывистого» отражения. Непрерывное отражение будет получено, если величина коэф фициента отражения от поверхности несогласия значительно превышает коэффициенты отражения от границ между пластами пород, залегающих выше и ниже поверхности несогласия, особенно если либо вышележащие, либо нижележащие пласты

залегают согласно по отношению к этой поверхности. Если нижележащие и (или) вышележащие границы пластов образуют угловые несогласия с этой поверхностью и характеризуются значительными коэффициентами отражения примерно той же величины, что и поверхность несогласия, отраженный от нее сигнал будет то совпадать, то не совпадать по фазе с сигналами от срезанных, налегающих или прилегающих пластовых поверхностей, и она изобразится в виде прерывистого отражения. Поверхность несогласия, не связанная с угловым несогласием, обычно характеризуется интенсивным отражением, обусловленным большим перепадом значений плотности или скорости и синфазным наложением отраженных сигналов от вышележащих или нижележащих параллельных пластов. Поверхности раздела без углового несогласия не будет соответствовать отражение на сейсмическом разрезе, если акустические жесткости разделяемых ею пород близки. Такие поверхности несогласия обычно удается проследить по сети сейсмических наблюдений из тех районов, где с ними связано угловое несогласие. Соответствующий им интервал геологического времени устанавливается по палеонтологическим данным на площадях, где имеется такая информация, подтверждающая перерыв в осадконакоплении. ХРОНОСТРАТИГРАФИЧЕСКАЯ ЗНАЧИМОСТЬ ПЛАСТОВЫХ ПОВЕРХНОСТЕЙ И ПОВЕРХНОСТЕЙ НЕСОГЛАСИЯ Поверхности пластов и несогласий имеют определенное Хроностратиграфическое значение. Кровля и подошва пласта являются поверхностями, которым соответствует определенный момент геологического времени, так как на них осадки отлагались одновременно (синхронно) в пределах некоторой площади, где этот пласт развит в настоящее время. Можно наблюдать формирование современных поверхностей напластования на морских пляжах, при мутьевых выносах, при сезонных отложениях глинистого осадка, выпадении пепла и в руслах ручьев и рек. Сравнение современных осадков с древними породами показывает, что характерные формы напластования у них идентичны. Эти поверхности формируются в течение нескольких часов, дней или лет; следовательно, они являются практически синхронными, на шкале геологического времени таким поверхностям соответствует точка. Небольшие промоины, налегание или прилегание слоев обычно наблюдаются на многих поверхностях напластования, свидетельствуя о несинхронности кратковременных событий на отдельных участках этой поверхности. Однако в масштабах геологического времени соответствующий такой поверхности временной интервал ничтожен по величине и поверхность напластования, или пластовая поверхность, является по существу синхронной. Хроностратиграфическая сущность поверхности несогласия заключается в том, что все породы, залегающие ниже нее, являются более древними, чем породы, залегающие над нею. Обычно пласты, перекрывающие поверхность несогласия, образуют крупномасштабную картину налегания или прилегания, или же под такой поверхностью залегают пласты, подвергшиеся эрозионному срезу. Поверхность такого типа не является синхронной. Ее формированию соответствует длительный период времени, неодинаковый для разных ее участков, в течение которого осадконакопление не

происходило или происходила эрозия пород. Поэтому в своем большинстве поверхности несогласия являются границами, разным частями которых соотвествуют разные интервалы времени, но их значение с точки зрения хроностратиграфии состоит в том, что они отделяют молодые породы от более древних. СВЯЗЬ МЕЖДУ СЕЙСМИЧЕСКИМИ ОТРАЖЕНИЯМИ, ПОВЕРХНОСТЯМИ РАЗДЕЛА И ЛИТОЛОГИЕЙ ПЛАСТОВ Сейсмические волны отражаются в основном от пластовых поверхностей, являющихся хроностратиграфическими границами, а не от границ часто произвольно выделяемых литостратиграфических комплексов, которые в большинстве случаев пересекают геологически изохронные поверхности. Многие литостратиграфические единицы пересекаются с сейсмическими отражениями, потому что их выделяют, основываясь на литологическом составе пород, а не по особенностям напластования. Более того, стратификация разреза на литологические комплексы производится обычно по дискретным данным, полученным в результате исследования обнажении или пробуренных скважин и не позволяющим точно прослеживать границы пластов. Пример: третичные отложения Южной Америки Физическая стратиграфия. На периклинали антиклинальной структуры вдоль ее оси в присводовой части расположено пять скважин (рис. 1). На геологическом разрезе (рис. 2) по этому профилю с помощью регионального электрокаротажного репера, используемого в качестве уровня приведения, показана корреляция физических границ пластов от скважин к скважине по б скважинам. При корреляции по электрокаротажным кривым использовался прием, заключающийся в прослеживании не одного-двух «пиков» этих кривых, а совокупности характерных особенностей их конфигурации, позволяющих прослеживать целую группу пластовых поверхностей. Этот подход обладает тем преимуществом, что позволяет получить представление о геометрической форме самих пластов на разрезе, а не о положении отдельных литостратиграфических единиц (их «кровельных» поверхностей, которые могут пересекать разные временные интервалы). Хотя от скважины 6 вверх по восстанию до скважины 1 прослеживается большое число реперов, в качестве основных были выбраны горизонты 15, 10 и 8 и поверхность несогласия, поскольку они позволяют расчленить разрез на три самостоятельные пачки. Верхняя пачка, заключенная между горизонтами 15 и 10, характеризуется выдержанностью конфигурации кривой сопротивления во всех скважинах, что свидетельствует о выдержанном характере напластования, об отсутствии значительных изменений свойств пород по латерали. Эта пачка целиком представлена глинистыми породами в скважине 6, но в скважинах 2 и 1 становится несколько более песчанистой. Средняя пачка, меж ду горизонтами 10 и 8, также полностью глинистая в скважине 6, но вверх по восстанию пластов она быстро обогащается песчаным материалом и в скважине 1 практически вся представлена песчаниками. Нижняя пачка, заключенная между горизонтом 8

и поверхностью несогласия, представлена в основном песчаниками на всем протяжении разреза. Ее мощность быстро уменьшается вверх по восстанию вследствие налега-ния образующих ее слоев на поверхность несогласия. Очевидно, что пачка песчаников, вскрытая скважинами 6 и 5 между горизонтом 8 и поверхностью несогласия, является значительно более древней, чем песчаный пласт, залегающий на поверхности несогласия в районе скважин 2 и 1. Следовательно, всю толщу песчаников, выделяемую между горизонтом 8 и несогласием, можно рассматривать как единое целое, как ба-зальную формацию, пересекающую разные временные интервалы. Соотношение скоростей. Для оценки сейсмических характеристик геологического разреза, показанного на рис. 2, необходимо определить изменчивость скоростей по латерали вдоль выделенных на нем стратиграфических единиц. С этой целью выполняется корреляция значений скорости, определенных по данным акустического каротажа (АК) в скважинах 5 и 1, с использованием детальной корреляции по кривым электрокаротажа в качестве основы (рис. 3). На рис. 3 показаны опорные корреляционные горизонты 15, 10, 8 и поверхность несогласия, а также другие пласты и их границы. Наклонная штриховая линия, проведенная от кровли нижней песчаной пачки в скважине 5 до кровли песчаной пачки в скважине 1, является линией корреляции по литологиче-скому признаку; хорошо видно, что она пересекает границы пластов. Физической поверхности, соответствующей этой наклонной линии, в действительности не существует. Значения скоростей, определенные по данным АК, зависят от литологии пород. Высокие значения скоростей, обозначенные точечной штриховкой на рис. 3, изменяются в пределах от 3300 до 4200 м/с и соответствуют песчаникам. Средние значения — от 2700 до /3700 м/с — характерны для алевритистых пластов. Низкие скорости в пределах от 2200 до 2700 м/с соответствуют глинам. Все скорости постепенно уменьшаются в северном направлении, что связано с уменьшением глубин залегания. Самый верхний интервал, ограниченный реперами 15 и 10, характеризуется несколько повышенными скоростями в более погруженной части. По-видимому, это объясняется большой уплотненностью в этой части глин, в целом довольно однородных. В среднем интервале, между реперами 10 и 8, наблюдается переход от глинистых сланцев к песчаникам в северном направлении, с которым связано соответствующее возрастание скоростей. Для нижнего интервала, ограниченного корреляционным репером 8 и поверхностью несогласия, характерно наличие высокоскоростного песчаника, быстро уменьшающегося в мощности и налегающего на поверхность несогласия чуть севернее скважины 3.

РИС. 2. Геологический разрез третичных отложений в Южной Америке и корреляция по данным электрокаротажа. Точками в скважинах показаны песчаники. Нумерацией слева обозначены реперы.

РИС. 3. Распределение скоростей по разрезу третичных отложений в Южной Америке. Значения скоростей определены по данным АК в скважинах 5 и 1 и интерполированы и экстраполированы согласно корреляции границ пластов.

РИС. 4. Высокочастотный синтетический сейсмический разрез, построенный для модельной синусоидальной волны частоты 90 Гц. Точечной штриховкой обозначены песчаники.

22,5 км РИС. 5. Синтетический сейсмический разрез с использованием нормальных частот, построенный для модельной синусоидальной волны частоты 20 Гц.

РИС. 6. Сейсмический разрез MOB с однократным перекрытием; изображение получено воспроизведением записи с магнитной ленты по способу переменной плотности. Третичный бассейн. Южная Америка.

Сейсмические модели. На основе скоростного разреза, изображенного на рис. 3, было построено несколько синтетических сейсмических разрезов посредством свертки модельного сейсмического импульса со скоростными характеристиками разреза в пунктах, расположенных на профиле с интервалом 0,6 км. Для каждой такой точки профиля была рассчитана синтетическая сейсмограмма; нанесенные на разрез одна рядом с другой, эти сейсмограммы напоминают обычный сейсмический разрез, образующийся из реальных сейсмотрасс. На рис. 4 представлен синтетический сейсмический разрез, полученный для модельного синусоидального импульса, имеющего частоту 90 Гц. Этот разрез характеризует картину отражений в высокочастотной области спектра сейсмических волн. По нему можно изучать хроно-стратиграфическую взаимосвязь сейсмических отражений и корреляционных линий. На разрез нанесены корреляционные линии 15, 10, 8 и граница несогласия, показано расположение скважин от 6 до -1. В скважине 6 линия корреляции 8 проходит по кровле песчаника. Соответствующее ей отражение перестает прослеживаться по схеме подошвенного налегания, не доходя до скважины 1. Кровля песчаного пласта, вскрытого в скважине 1, соответствует линии корреляции 10. Эти выводы означают следующее: 1) песчаный пласт в скважине 1 моложе песчаника в скважине б; 2) отражения, соответствующие кровле и внутренним слоям песчаного интервала в скважине 1, можно проследить вниз по падению пластов до скважины 6, где амплитуда отражений в результате глинизации этого интервала уменьшается и 3) на резрезе отсутствует непрерывное отражение, которое соответствовало бы кровле песчаной части разреза (показанной штриховой линией на рис. 3). Последнее объясняется отсутствием реальной непрерывной физической поверхности (которая соединяла бы кровли песчаников, вскрытых скважинами 6 и 1), как это было показано схематически на рис. 3. На рис. 5 показан синтетический сейсмический разрез, полученный по той же методике, что и изображенный на рис. 4, но при частоте модельного импульса 20 Гц, которая ближе к реальным частотам, используемым в сейсморазведке в данном районе. Несмотря на то что разрешающая способность на этом разрезе меньше, чем на предыдущем, полученном для модельного импульса с частотой 90 Гц, весь ход рассуждений остается прежним. Из этой интерпретации следует, что песчаный пласт в скважине 1 расположен стратиграфически выше и, следовательно, является более молодым, чем песчаник в скважине 6. Изображение сейсмического разреза методом переменной плотности. На рис. 6 показан сейсмический разрез, построенный путем воспроизведения записи по способу переменной плотности с магнитной ленты, зарегистрированной несколько лет назад. Сейсмический профиль проходит вблизи от скважин 1—6 (см. рис. 1), расположение которых показано в

верхней части разреза. В нижней части разреза нанесены ли нии корреляции 15, 10 и 8 и поверхность несогласия. Кровля песчаника в скважинах 5 и 6 соответствует горизонту 8. Закрашенное черным цветом отражение, прослеживаемое непосредственно под корреляционной линией 8, заканчивается вверх по восстанию между скважинами 3 и 2 по схеме налегания. Кровля песчаного пласта в скважине 1 совпадает с горизонтом 10. Амплитуда отражения от этого пласта затухает вниз по его падению, где он прослеживается в глинистом интервале стратиграфически выше кровли песчаников в районе скважин 5 и 6. Как и на синтетическом сейсмическом разрезе, на этом разрезе не видно непрерывной отражающей поверхности, которая соответствовала бы кровле песчаной части разреза, так как она в реальности не существует. Пример мелового разреза: бассейн Сан-Хуан, шт. Нью-Мексико (США) Осадочные породы, накопленные в условиях от мелководных морских до неморских, показаны на геологическом разрезе (рис. 7). Соответствующие ему сейсмические разрезы по профилю, параллельному геологическому, приведены на рис. 8' (временной) и на рис. 9 (глубинный). Длина геологического профиля составляет 48 км, в среднем одна скважина приходится на 1,5 км; сейсмический профиль проходит близко от скважин. Объектом исследования является клин неморских меловых отложений, подстилаемых и перекрываемых морскими глинами: верхние называются глинами Льюис, нижние — пачкой «верхний Манкос». Эти морские глины постепенно переходят в отложения «неморского клина», и в зоне перехода от морских отложений к неморским сформировалась серия песчаников палеобереговой линии. Например, в интервале между глубинами 750 и 1000 м в правой части разреза фиксируются морские фации глин Льюис, замещающихся справа налево песчаниками береговой линии и прибрежных зон, которые далее переходят во флювиальные обломочные отложения «неморского клина». Детальная корреляция, выполненная по каротажным реперам и здесь не показанная, свидетельствует о том, что границы отдельных пластов пересекают все границы между фациями. Сейсмический профиль был отработан по возможности ближе к скважинам, и временной разрез (рис. 8) был тщательно пересчитан в глубинный (рис. 9) с использованием скоростного анализа по всему профилю с небольшим шагом. Высокоамплитудные отражения соответствуют кровле и подошве клина неморских осадков в зоне переслаива-ния морских глин и песчаников береговой зоны и прибрежной полосы. На сейсмических разрезах изучаемая зона заключена между стрелками, отмечающими кровлю и подошву формации Менефи (рис. 8, 9), в которой морские глины переходят в неморские отложения справа налево. Сейсмические параметры, характеризующие отражения в этом интервале, испытывают резкие изменения по простиранию. В правой части отражения характеризуются средневыраженной непрерывностью

Рис 7. Геологический разрез, построенный по данным электрического каротажа. Бассейн Сан-Хуан, шт. Нью-Мексико, США

РИС. 8. Временной сейсмический разрез, параллельный показанному на рис. 7 геологическому разрезу. Бассейн Сан-Хуан, шт. Нью-Мексико. Отметка уровня приведения 1676 м.

РИС. 9. Глубинный сейсмический разрез. Бассейн Сан-Хуан, шт. Нью-Мексико. Отметка уровня приведения 1676 м.

и относительно малыми амплитудами. В зоне взаимного вклинивания глин с песчаниками береговой линии амплитуды отражений резко возрастают, что объясняется переслаиванием песчаников с глинами и, возможно, наличием газа в некоторых из этих песчаников. Еще левее флю-виальные отложения характеризуются прерывистой серией отражений как низких, так и высоких амплитуд, соответствующей прерывистому характеру их напластования. СВЯЗЬ МЕЖДУ КОРРЕЛЯЦИЯМИ ПО ПАЛЕОНТОЛОГИЧЕСКИМ ДАННЫМ И ПО СЕЙСМИЧЕСКИМ ОТРАЖЕНИЯМ Литостратиграфический комплекс может пересекать временные границы и в силу этого пересекать сейсмические отражающие поверхности. Любая серия наклонных сигмовидных (в форме буквы S) сейсмических отражений обычно соответствует синхронным пластовым поверхностям, которые пересекают границы крупных фациальных зон. Об этом свидетельствуют результаты анализа палеонтологических данных по отложениям, залегающим выше и ниже этих поверхностей. Пример третичного разреза Формациям ранне- и среднеэоценового возраста на сейсморазрезах MOB в ряде мест соответствует четко выраженный рисунок отражения сигмовидной формы. В данном примере рассматривается карбонатная формация, сложенная нуммулитовыми фораминиферовыми известняками, писчим мелом и микритом. Значительная часть карбонатного материала представлена в мелкозернистых фракциях, размер зерен которых соответствует размерам частиц глин и алевритов. Этот материал был отложен в виде серии клиноформных пластов, падающих на север. На рис. 10 показан меридионально ориентированный сейсмический разрез, протяженность которого составляет примерно 31 км. На разрезе выделено три отражения, показанных точечной штриховкой. Горизонты I и II выделены по сигмовидным отражениям от пластов эоценового возраста, а самое нижнее отражение соответствует палеоценовым пластам. На сейсморазведочном профиле расположены три скважины, по которым имеются данные акустического каротажа; эти скважины используются для привязки отражений к определенным глубинам. В качестве объекта исследования был выбран интервал, включающий горизонты I и II и участки разреза, расположенные несколько выше и ниже этих горизонтов. На рис. 11 приведен геологический разрез, проходящий через три скважины, обозначенные на сейсмическом разрезе (рис. 10). Палеоусловия осадконакопления, показанные на этом разрезе, были восстановлены по данным анализа образцов шлама, ото-

бранных в указанных трех скважинах; восстановление палеоусловий выполнено на основе качественных оценок, не претендующих на определение абсолютных значений глубины палеоморя. Несомненно лишь то, что средненеритовые (мелководные) отложения (рис. 11) накапливались на больших глубинах, чем внутренние неритовые отложения, а фактические диапазоны глубин указать невозможно. Первое сейсмическое отражение — горизонт I (рис. 10) — соответствует границе между отложениями среднего и раннего эоцена. Во всех трех скважинах в этом горизонте обнаружены два вида нуммулитов. Это Nummulites globulus и N. nitidus, которые широко известны как руководящая фауна раннего эоцена в южной Европе и северной Африке. Отложения, непосредственно залегающие под клиноформной поверхностью, интерпретируются как внутренние неритовые фации на основе анализа фауны (биофаций) в этих трех скважинах. Биофации достаточно изменчивы в этих скважинах, так что по ним можно установить погружение временных поверхностей на север, несмотря на то что фауна внутренней неритовой зоны, будучи фауной широкого диапазона морских глубин, не изменяется. В прикровельной зоне нижнеэоценовых отложений в скважине А содержатся органические остатки, представленные фо-раминиферами N. globulus и N. nitidus и другими представителями мелководной фауны, например видов Asterigerina rotula, Operculina и lockhartia hunti, а также обломками раковин пелеципод и бриозоа. Фораминиферы вида Quinqueloculina, lockhartia hunti и более крупные формы Rotalia, Eponides и Textularia обнаружены в кровельной части нижнего эоцена в скважине В. В скважине С фауна такая же, как в скважине В в том же стратиграфическом интервале, но иногда включает еще и пелагические фораминиферы. Выше поверхности этого пласта в пределах горизонта I биофации заметно изменяются от скважины к скважине, свидетельствуя об увеличении глубины моря в северном направлении к скважине С и, следовательно, о наклоне дна палеоморя. Второе сильное сейсмическое отражение — горизонт II — выделяется в пределах разреза нижнего эоцена. В скважине А в изобилии обнаружены Nummulites globulus и N. nitidus; в скважине В найдены только некоторые из этих видов, а в скважине С отмечены лишь отдельные представители вида N. globulus. В скважине С пелагические фораминиферы составляют около 20 °о от всей фауны, присутствуют фораминиферы бентоса Nonion, Textularia, Bulimina, Cibicides и Uvigerina. Анализ этих фаунистических данных свидетельствует о прогрессирующем увеличении глубины моря в скважинах В и С. Горизонт II является наклонной седиментационной поверхностью, соответствующей классической схеме латерального (бокового) наращивания осадков на поверхности нижележащих известняков. При этом наклонные седиментационные поверхности заканчиваются на поверхности этих известняков по схеме прилегания в подошве. Оба сейсмических горизонта (I и II) представляют собой синхронные поверхности в толще изначально наклонных отложений, которые в се-

верном направлении переходят от мелководных к более глубоководным, что установлено по палеонтологическим данным. Тем самым подтверждается тезис о том, что сейсмические отражения соответствуют пластовым поверхностям, даже если они пересекают границы резко отличающихся друг от друга фациальных зон.

ЗНАЧЕНИЕ ХРОНОСТРАТИГРАФИЧЕСКОЙ ИНТЕРПРЕТАЦИИ СЕЙСМОРАЗВЕДОЧНЫХ ДАННЫХ ДЛЯ ПОИСКОВ СТРАТИГРАФИЧЕСКИХ ЛОВУШЕК Методы сейсмостратиграфического анализа оказывают эффективную помощь при поисках и разведке зон развития стратиграфических ловушек. В качестве примера рассмотрим газоносную зону, приуроченную к песчаникам Вудбайн в округах Полк и Тайлер в юго-восточной части шт. Техас (США). В соответствии с принципами анализа сейсмических комплексов (см. ст. 6) здесь выделяют два осадочных тела клиновидного сечения, образовавшихся в результате латерального (бокового) наращивания. Они схематически показаны на рис. 12. Эти клиновидные тела залегают выше края карбонатного шельфа Буда, возраст которого определяется как позднемеловой (ранний сеноман), и ниже границы раздела между писчим мелом Остин и глинами Игл-Форд, которой соответствует «плоское» высокоамплитудное отражение. Породы более древнего клина получили название «Вудбайн» (эта формация имеет позднесеноманский возраст); они налегают на фронтальную поверхность шельфа Буда, а в направлении палеобассейна погружаются, создавая на сейсмическом временном разрезе картину подошвенного прилегания и полного выклинивания. Отражения от внутренних слоев клиновидного тела Вудбайн образуют косослоистый рисунок, типичный для бокового наращивания осадков, причем у верхней поверхности клина эти отражения прекращают прослеживаться по схеме кровельного прилегания. Рисунок отражений от пластов формации Вудбайн свидетельствует о ее накоплении в дельтовой обстановке, включая дельтовую равнину, фронт дельты и продельту. Косая слоистость в зонах латерального наращивания считается признаком преимущественно песчаного состава пород (см. ст. 9) Такой рисунок отражений свидетельствует об осадкона-коплении в высокоэнергетической обстановке, достаточной для транспортировки глубообломочного материала; однако если во время осад-конакопления в том или ином районе песчаный материал не поступал (из-за отсутствия его источника), то, естественно, песчаников в разрезе не будет. Вопрос о наличии или отсутствии песчаников на той или иной площади в полосе развития формации Вудбайн решается бурением. Более молодой осадочный клин — формация Игл-Форд позднемело-вого (туронского) возраста - образует четко выраженную схему морского налегания на всем протяжении его контакта с фронтальной по-

РИС. 13. Часть сейсмического разреза, подробно иллюстрирующая рисунок отражений осадочного клина дельтового происхождения Вудбайн. /—сухие скважины; //—скважина, давшая газ.

РИС. 14. Синтетическая сейсмограмма, скважина № 1, округ Полк, шт. Техас, США. а — интервальные скорости, км/с; б — коэффициент — сигналы; г — суммотрасса.

верхностью формации Вудбайн, переходящую в схему более пологого прибрежного налегания за кромкой клина Вудбайн вверх по восстанию пластов (см. рис. 12). В сторону палеоморя осадочный клин Игл-Форд постепенно утолщается и, как явствует из анализа нескольких сейсмопрофилей, продолженных в этом направлении, в его прикровельной части начинают появляться отражения, образующие схему кровельного прилегания. Сейсмические отражения от пород формации Игл-Форд имеют значительно меньшие амплитуды, чем от пород Вудбайна, что является признаком их более глинистого состава. Скважин здесь пробурено очень мало, но они подтверждают такую интерпретацию. Сейсморазведочный профиль, показанный на рис. 13, пересекает несколько газовых месторождений, дающих промышленный газ из формации Вудбайн. Он проходит в центральной части округа Полк, шт. Техас. На сейсмическом временном разрезе хорошо видны клиноформы, отображающие латеральное наращивание слоев формации Вудбайн (как это схематически показано на рис. 12), а также резко выраженное нале-гание слоев Игл-Форд на фронтальную поверхность дельты Вудбайн. За исключением самых верхних слоев, все пласты дельты Вудбайн в этом районе выклиниваются у краевой поверхности шельфа Буда; к сожалению, на этой части разреза кромка шельфа Буда не видна — она расположена примерно в 3 км к северу от конца этого сейсморазведочного профиля. Две скважины из показанных на этом профиле, № 1 и 2, были пробурены совместно компаниями «Шелл» и «Саутлэнд пейпер миллз» на формацию Вудбайн в начале 1960-х годов и оказались «сухими». Скважина № 1 вскрыла несколько мощных вудбайнских песчаников, но они оказались насыщенными соленой водой. Вслед за ней была пробурена скважина № 2, расположенная дальше в направлении палеобассей-на. Она вскрыла более мощный разрез толщи Вудбайн, но был обнаружен лишь один непродуктивный песчаный пласт. Еще одна скважина, пробуренная примерно на таком же расстоянии от скважины № 1, но к северу от нее, открыла газ в ловушке, связанной со стратиграфическим выклиниванием песчаников, вскрытых скважиной № 1, вверх по восстанию пластов. Синтетические сейсмограммы, построенные для скважин № 1 и 2, были нанесены на сейсмический разрез, приведенный на рис. 13. Акустический каротаж был выполнен в небольших по протяженности интервалах разреза, однако привязка по нему оказалась хорошей. На рис. 14 и 15 показаны результаты построения синтетических сейсмограмм для этих двух скважин. В качестве исходного импульса был использован однопериодный синусоидальный импульс частотой 15 Гц. На рисунках слева направо показаны следующие синтетические графики: 1) шкала глубин скважины; 2) интервальные скорости в км/с с указанием кровли формаций и их литологического состава (а); 3) положительные и отрицательные значения коэффициента отражения (б); 4) положительные и отрицательные сигналы, изображенные по отдельности (в); 5) суммарная синтетическая сейсмотрасса (г).

РИС. 15. Синтетическая сейсмограмма, скважина № 2, округ Полк, щт. Техас, США. а—г те же, что на рис. 14. На обеих сейсмограммах четко выраженные отражения получены для границы раздела мел Остин — глина Игл-Форд и для кровли известняка Буда (оба сигнала показаны жирными кривыми). Песчаники Вудбайн на суммарной трассе, полученной для скважины № 1 (рис. 14), не выделяются из-за наличия более сильного сигнала от пласта Игл-Форд и взаимопогашающей интерференции отраженных волн от кровли и подошвы отдельных песчаных пластов. В скважине № 2 (рис. 15) присутствует только один маломощный песчаный пласт, сигнал от которого тоже полностью экранирован сигналом от пласта Игл-Форд; сказывается также взаимное погашение сигналов, отраженных от кровли и подошвы этого песчаника. Из-за ограниченной разрешающей способности сейсморазведки прямое обнаружение углеводородов или песчаных коллекторов в продуктивной толще формации Вудбайн невозможно. Каковы же возможности, открывающиеся здесь благодаря применению методов сейсмиче

РИС. 16. Разрез, построенный по данным электрокаротажа скважин, иллюстрирующий характер залегания дельтовых песчаников Вудбайн, округ Полк, шт. Техас. ской стратиграфии? Вся картина сейсмических отражений в осадочном клине Вудбайн в целом соответствует породам, накапливавшимся в высокоэнергетической дельтовой обстановке, причем преимущественно откладывался песчаный материал. Следовательно, в этих отложениях возможны стратиграфические ловушки двух типов. Ловушки первого типа приурочены к выклиниваниям песчаников вверх по восстанию в результате подошвенного налегания их на нижележащие карбонаты шельфа Буда (см. рис. 12), как это описано в работе [З]. Ловушки второго типа связаны с возможным выклиниванием песчаников вверх по восстанию по схеме кровельного прилегания в самой верхней, самой маломощной части осадочного клина Вудбайн. Здесь при интерпретации необходимо иметь в виду, что если на сейсмическом разрезе отражение, соответствующее прилегающему песчаному пласту, прекращает прослеживаться, то сам пласт в действительности может продолжаться несколько дальше в латеральном направлении, просто его мощность стала столь мала, что он уже не может быть выявлен сейсморазведкой из-за ее недостаточной разрешающей способности. В силу этого бурение на ловушки второго типа связано с еще большим риском, который, однако, представляется оправданным, если учесть факт промышленной продуктивности песчаников Вудбайн в этом районе. На рис. 16 показан разрез, построенный по данным каротажа скважин, расположенных на профиле, параллельном сейсмическому (рис. 13). Две рассмотренные скважины (см. рис. 14 и 15) расположены в юго-восточной части разреза; дли иллюстрации известных здесь залежей в его левой части показаны еще две скважины. Корреляция песчаных пластов была выполнена с использованием результатов изучения конфигурации отражений в формации Вудбайн. Было установлено, что характерные «пики» каротажных кривых соответствуют наклонным «латерально на-рощенным» пластам; в результате

их корреляции получена схема, согласующая со схемой корреляции по данным MOB (рис. 13) и объясняющая наличие промышленных скоплений газа. Самый верхний песчаный пласт, выделенный в скважине № 1, выклинивается вверх по восстанию по схеме кровельного прилегания. Его выклинивание обусловливает наличие стратиграфической ловушки, с которой связано месторождение Хортенз. Приведенный разрез был построен до того, как скважина - открывательница этой залежи — была пробурена, поэтому здесь не показаны ни эта скважина, ни соответствующая кривая электрокаротажа. Вверх по восстанию пластов от месторождения Хортенз на рис. 16 показана скважина № 1В, пробуренная также с участием фирмы «Саут-ленд пейпер миллз» и оказавшаяся сухой. Она была пройдена до открытия месторождения Хортенз и дала первую информацию о его существовании. Еще выше по восстанию пластов от скважины № 1В расположено другое промышленное месторождение — Норт-севен-окс. Оно также приурочено к стратиграфической ловушке, образованной в результате выклинивания вверх по восстанию другого песчаного пласта по схеме кровельного прилегания. Песчаные резервуары Вудбайн не сообщаются между собой вдоль кровли дельтового клина, в результате чего здесь образовалась серия изолированных стратиграфических ловушек, связанных с выклиниванием отдельных пластов песчаника. С геологической точки зрения это, возможно, необычно для дельтовых отложений, но может оказаться широко распространенным явлением в тех районах, где приток грубозернистого обломочного материала в процессе осадконакопления был незначительным и доминировал тонкозернистый материал. Таким образом, сейсмические данные (рис. 13) не только позволяют выполнять корреляцию отдельных пластов, но и могут использоваться для довольно точного картирования верхних зон выклинивающихся пластов. ОТРАЖЕНИЯ ОТ КОНТАКТОВ РАЗНЫХ ФЛЮИДОВ И ЗОН ГИДРАТОВ В последние несколько лет внимание исследователей было сосредоточено на изучении прямых признаков углеводородов. Факт зависимости акустической жесткости пласта от того, чем он насыщен — водой, газом или нефтью, и возможность получения отражений от контактов этих флюидов привели к разработке специальных методик сейсморазведки, особенно эффективных при работах в бассейнах с молодыми отложениями. Еще одной разновидностью залежей углеводородов являются зоны скопления газ-гидратов. Отражения от таких зон связаны не с пластовыми поверхностями, а с границами, которые разделяют части пласта, обладающие разной акустической жесткостью из-за. влияния либо самого гидрата, либо ассоциирующихся с ним диагенети-ческих изменений пород. Во многих случаях отражения от контактов флюид — флюид и зон газ-гидратов пересекают отражения, полученные от пластовых поверхностей, если эти границы проходят под углом Друг к другу.

ТОЧНОСТЬ ХРОНОСТРАТИГРАФИЧЕСКОЙ КОРРЕЛЯЦИИ Точность хроностратиграфических построений по данным сейсморазведки определяется качеством данных и ее разрешающей способностью. Для иллюстрации возможностей сейсморазведки рассмотрим рассчитанную на ЭВМ модель разреза, сложенного толщей массивных глин с песчаными пропластками. Разрез показан на рис. 17, на него же наложен синтетический сейсмический разрез, причем все помехи подавлены. Расчеты выполнены для двух простых синусоидальных импульсов разной частоты. Времена запаздывания отражений выбраны так, чтобы экстремумы отраженного сигнала совпадали с соответствующими песчаными пластами для большей наглядности связи между отражениями и песчаниками.

РИС. 17. Сравнение разрешающей способности сейсморазведки при частотах исходного импульса 50 и 20 Гц.

В нижней части рис. 17 приведен случай повышенной разрешающей способности; здесь импульс имеет преобладающую частоту 50 Гц. Верхний и нижний горизонты песчаников характеризуются непрерывными отражениями по всему их простиранию, а по простиранию двух средних пластов четко фиксируется фациальный переход от песчаника к глинам по уменьшению амплитуды отражения в последних. В верхней части рисунка показан случай сравнительно низкой разрешающей способности, когда импульс имеет частоту 20 Гц. Непрерывность отражения от верхнего песчаника здесь сохранилась, так как этот песчаник далеко отстоит от нижележащих. Однако отражения от нижних трех песчаников интерферируют, и результирующий сложный сигнал «дрейфует» по пластовым отдельностям, создавая сложную картину непараллельности слоев. На практике подобные случаи встречаются реже, чем это может показаться. Вопервых, для создания такого ложного эффекта ступенчатое расположение зон фациальных замещений должно быть строго симметричным, что маловероятно. Во-вторых, из-за фазовых сдвигов такое смещение часто бывает резким, а не плавным и легко обнаруживается, особенно если отражения выше и ниже по разрезу непрерывны и параллельны. А в-третьих, благодаря постоянному улучшению разрешающей способности сейсморазведки нижний предел «разрешаемой» мощности отодвигается в область все более тонких пластов, хотя для больших глубин проблема обнаружения маломощных пластов остается одним из серьезных ограничений возможностей сейсморазведки. Наш опыт показывает, что точность хроностратиграфической корреляции не превышает ± 1/2 длины волны. Это обусловлено трудностями интерпретации вариаций формы записи, вызванных изменениями коэффициентов отражения и взаимного расположения пластов. ТИПИЧНЫЕ ОШИБКИ, ВСТРЕЧАЮЩИЕСЯ ПРИ ХРОНОСТРАТИГРАФИЧЕСКОЙ КОРРЕЛЯЦИИ Не все отражения, видимые на сейсмическом разрезе, связаны с поверхностями напластования. Когерентные волны-помехи, такие, как многократные отражения, биения, отражения от крутых склонов, дифра-гированные волны и боковые отражения, являются примерами помех, которые, если их не распознать, могут привести к ошибочной интерпретации, поскольку они не являются однократными отражениями или соответствуют не тем отражающим площадкам, к которым их относят. Разрешение и корреляция отдельных отражений обычно становятся большой проблемой при высокой «плотности» сейсмических данных, когда последние получены высокочастотными методами при неглубоком проникновении сейсмической энергии, т. е. при сильно «сжатой» по вертикали записи. Примером таких записей служат данные высокочастотных океанографических

съемок по протяженным профилям в глубоководных районах. При работе с такими материалами корреляция отдельных отражений на большие расстояния затруднительна, поэтому в качестве корреляционных реперов обычно стараются использовать «пачки» высокоамплитудных отражений или зоны затухания сигнала. Анализ фауны по скважинцым данным свидетельствует о том, что такие реперы могут пересекать временные границы. Детальная корреляция отражений во многих подобных случаях показывает, что отдельные отражения обычно подвергаются искажениям в виде пересекающих полос, Связанных с изменением характеристик сигнала (в частности, его амплитуды), или же пропадают в зонах затухания сигнала. В результате этого истинные хроностратиграфические отражения маскируются секущими их несинхронными полосами, образующимися за счет вариаций динамических характеристик отраженных сигналов. Литература 1. Campbell С. V. Lamina, laminaset, bed, and bedset. Sedimentology, 8, 7—26, 1967. 2. Gary M., McAfee R., Jr., Wolf C. L. Glossary of geology. Falls Church, Va., Am. Geol. Inst., 805 p., 1974. [Имеется перевод: Толковый словарь английских геологических терминов.—M.: Мир, 1977—1979.] 3. Sheriff R. Е. Inferring stratigraphy from seismic data. AAPG Bull., 60, 528-542, 1976.

6. Стратиграфическая интерпретация сейсморазрезов MOB по конфигурации отражений* Р. М. Митчем мл., П. Р. Вейл и Дж. Б. Сангри

Краткое содержание. Предмет сейсмической стратиграфии — это изучение стратиграфии и фациального состава осадочных пород посредством интерпретации данных сейсморазведки. В частности, при визуальном анализе сейсмических разрезов конфигурация сейсмических отражений и геометрические формы, образующиеся при прекращении прослеживания отражений, истолковываются с помощью понятий и терминов, принятых в стратиграфии, и используются для выделения и корреляции осадочных

комплексов, при восстановлении условий осадконакопления и определении литофаций. Анализ «сейсмических комплексов» включает расчленение сейсмического разреза на области «согласных» отражений, разделенные «поверхностями несогласия», под которыми понимают поверхности, образуемые закономерно располагающимися участками прекращения прослеживания отражений. Эти «пачки» согласных отражений (сейсмические комплексы) интерпретируются как осадочные комплексы, сложенные генетически связанными пластами и ограниченные сверху и снизу поверхностями несогласия или коррелирующимися с ними «согласными» поверхностями. Разные схемы прекращения прослеживания отражений интерпретируются как соответствующие им седиментационные несогласия, включая эрозионный срез, подошвенное налегание, прилегание в кровле и прилегание в подошве осадочных серий. Анализ сейсмических фаций включает восстановление обстановки осадконакопления и выделение литофаций по данным сейсморазведки. Под сейсмической фациальной единицей понимают группу сейсмических отражений, обладающих определенным сочетанием таких характеристик, как конфигурация, амплитуда, непрерывность, частота и интервальная скорость, отличающихся от характеристик соседних групп. После того как сейсмические фациальные единицы выделены, определены их границы и выяснено взаимное расположение по площади, на их основе исследуют особенности напластования, литологического состава и седиментационных характеристик отложений, с которыми связано возникновение отражений в пределах этих единиц. По своей конфигурации отражения объединяются в следующие основные группы: параллельные, субпараллельные, расходящиеся, латерального наращивания и хаотические; как отдельную группу выделяют также зоны «отсутствия отражений». Группа отражений, имеющих конфигурацию латерального наращивания, подразделяется на подгруппы сигмовидных, косослоистых, сложных сигмовидно-косослоистых, черепицеобразных и бугристых клиноформных отражений. По форме внешних поверхностей сейс-мофациальные единицы классифицируются на покровные, покровно-облекаю-щие, клиновидные, типа «банки», линзовидные, холмообразные и «осадочного заполнения». При интерпретации сейсмофациальных единиц используются понятия и термины, принятые при анализе условий осадконакопления, дается оценка энергетической обстановки в среде, где происходило осадконакопление, и прогнозируется литологический состав отложений, от которых получены сейсмические отражения, характерные для анализируемой фации.

ВВЕДЕНИЕ В предыдущих статьях этой серии (ст. 1—5) рассмотрены представления об осадочном (седиментационном) комплексе как об основном элементе стратиграфического анализа. Седиментационный комплекс — это объективно определяемая стратиграфическая единица, состоящая из генетически связанных пластов и ограниченная поверхностями несогласия и коррелирующимися с ними согласными поверхностями. Отложение большинства крупных комплексов связано с циклами региональных и глобальных изменений уровня моря. Сейсморазведка MOB является поисковым методом, позволяющим наиболее эффективно применять хорошо разработанные в седиментоло-гии концепции, хотя выделение осадочных комплексов также можно проводить по данным промыслово-геофизических исследований скважин и результатам изучения обнажении и образцов керна. Сейсмические отражения являются сложными образованиями, состоящими из отдельных сигналов, отраженных от поверхностей, разделяющих пласты с разными акустическими свойствами. По этой причине отражающие поверхности могут быть параллельны пластовым поверхностям и иметь ту же хроностратиграфическую значимость, что и границы пластов. Отсюда следует возможность выполнения хроностратиграфических корреляций по рисункам сейсмических отражений на разрезах MOB. В данной статье излагаются принципы, положенные в основу сейсмической стратиграфии, описывается построение стратиграфических схем по изучению конфигурации отражений и характера прекращения их прослеживания и обобщается опыт использования этих схем для выделения и корреляции осадочных комплексов, восстановления условий осадконакопления и определения литофаций, С точки зрения авторов, сейсмическая интерпретация включает в себя: 1) анализ сейсмических комплексов - расчленение сейсмического разреза MOB на серии «согласных» отражений, разделенные поверхностями несогласия, и рассмотрение их как аналогов осадочных комплексов; 2) анализ сейсмических фаций — исследование конфигурации, непрерывности, амплитуд, частот и интервальных скоростей сейсмических отражений и их ассоциаций в пределах того или иного сейсмического комплекса и анализ этих параметров с целью получения информации об условиях осадконакопления и литологическом составе отложений. ВЫДЕЛЕНИЕ СЕЙСМИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ ПО ЗОНАМ ПРЕКРАЩЕНИЯ ПРОСЛЕЖИВАНИЯ ОТРАЖЕНИЙ Сейсмический комплекс — это аналог осадочного комплекса на сейсморазрезах MOB (см. ст. 2). Обычно это относительно «согласная» серия отражений на сейсмическом разрезе, интерпретируемых как генетически связанные между собой пласты; такая серия ограничивается сверху и снизу поверхностями несогласия, которые трассируются по прекращениям прослеживания отражений (т. е. по концам осей синфаз-ности) и интерпретируются как поверхности несогласия или коррели-рующиеся с ними согласные поверхности. Сейсмические комплексы наделяются свойствами и характеристиками, присущими их физическому аналогу — осадочным комплексам, однако при условии, что эти характеристики можно определить и

оценить по информации, содержащейся в сейсмических отражениях. В данной статье будут рассмотрены только вопросы выделения и интерпретации осадочных комплексов по сейсмическим данным. Характер прекращения прослеживания отражений является основным критерием для выделения границ сейсмических комплексов по сейсморазведочным данным. Классификация рисунков, образуемых концами осей синфазности, базируется на классификации схем сочленения пластов (в их естественном залегании), рассмотренных в ст. 2. Эти виды прекращения прослеживания отражений (перечисленные в первом столбце табл. 1) иллюстрируются схематически на рис. 1, а с помощью сейсмических разрезов MOB — на рис. 2, 3. Залегание слоев с угловым несогласием в кровле комплекса наблюдается при эрозионном срезе и кровельном прилегании. Эрозионный срез предполагает отложение пластов и последующий их размыв с образованием поверхности несогласия. Интерпретация модели (схемы) прекращения прослеживания отражений как эрозионного среза может быть очевидной, но может оказаться и сомнительной, что зависит от величины угла, под которым отражения подходят к эрозионной поверхности. В одних случаях самой эрозионной поверхности соответствует отраже

РИС. 1. Схематическое изображение сейсмического комплекса и различных видов прекращения прослеживания отражений в его пределах.

РИС. 2. Угловое несогласие в кровле сейсмического комплекса: а, б—по схеме эрозионного среза; в, г. — по схеме кровельного прилегания. На нижнем разрезе в каждой паре дана интерпретация (стрелками).

РИС. 3. Угловое несогласие в подошве сейсмического комплекса: а, б — налегание; в, г — подошвенное прилегание. На нижнем разрезе в каждой паре дана интерпретация. На рис. б вертикальный масштаб увеличен в 10 раз.

Таблица 1 Геологическое истолкование параметров сейсмофаций Схемы прекращения прослеживания отражений (у границ комплексов)

Конфигурация отражений (в пределах комплексов)

Форма внешних поверхностей. (комплекса или сейсмофа-циальной единицы)

Основные виды напластования Выклинивание Подошвенное несогласие налегание прилегание Кровельное прилегание Срез Эрозионный Тектонический Согласное напластование (прекращения прослеживания не наблюдается)

Параллельное Субпараллельное Расходящееся С боковым наращиванием, клиноформное, в том-числе : сигмовидное косослоистое сложное сигмовидно-косослоистое черепицеобразное бугристое клиноформное Хаотическое Неслоистое (отсутствие отражений) Дополнительные термины бугристое ровное линзовидное с волнистое разрывом со регулярное смятием нерегулярное однородное изменчивое

Покровная Покровно-облекающая Клиновидная Типа «банки» Линзовидная Холмообразная Осадочного заполнения

ние на сейсморазрезе, в других сейсмические волны от этой поверхности не отражаются, и только расположение зон исчезновения отражений от срезанных ею пластов позволяет определить эту поверхность. Но в целом эрозионный срез является наиболее надежным критерием наличия у данного комплекса верхней границы с угловым несогласием. Кровельное прилегание - это характерная картина исчезновения отражений, соответствующих пластам, которые перестают прослеживаться у кровли осадочной серии в результате прекращения поступления осадков («седиментационного затишья») и (или) незначительной эрозии. На практике многие седиментационные поверхности, служащие кровлей для прилегающих к ним снизу пластов, оказываются локальными поверхностями, и во многих случаях они не прослеживаются в региональ

ном масштабе. Поэтому в пределах одного осадочного комплекса может наблюдаться несколько участков локального кровельного прилегания как у верхней границы толщи, так и внутри нее. Залегание слоев с угловым несогласием в подошве комплекса характеризуется на сейсморазрезах схемами подошвенного налегания и подошвенного прилегания (рис. 1, 3). В случае налегания рисунок сейсмических отражений соответствует изначально горизонтальным (либо наклонным) пластам, последовательно заканчивающимся на первоначально наклонной поверхности, либо изначально наклонным пластам, последовательно заканчивающимся вверх по восстанию на относительно более круто наклоненной поверхности. В случае подошвенного прилегания рисунок сейсмических отражений соответствует выклиниванию изначально наклонных пластов на изначально наклонной или горизонтальной поверхности. Если из-за последующих деформаций пластов подошвенное налегание и подошвенное прилегание невозможно отличить, лучше употреблять более общий термин — подошвенное несогласие. На сейсмическом разрезе, являющемся двумерным изображением пространственной картины, может быть видна схема налегания (см. ст. 2), тогда как в действительности несогласное залегание характеризуется схемой подошвенного прилегания, что следует из анализа пересекающихся разрезов. Это кажущееся налегание. Если картина налегания фиксируется на двух взаимно перпендикулярных разрезах, то истинное подошвенное налегание является наиболее вероятной моделью прекращения прослеживания пластов у подошвы анализируемого комплекса. Истинное подошвенное налегание является наиболее надежным критерием наличия у данного комплекса нижней границы с угловым несогласием. На сейсмических разрезах встречается также кажущееся подошвенное прилегание, когда отражения от пластов, наклоненных к подошве серии или почти касательных к ней, прекращают прослеживаться у этой подошвы. В действительности сами пласты утоньшаются, но продолжаются вдоль подошвы серии, и мощность их становится меньше разрешающей способности сейсморазведки. В тех случаях, когда имеется возможность независимо проверить истинный характер залегания пластов, вопрос о том, где действительно заканчиваются пласты, решается однозначно. В других случаях тонкие плоские горизонтальные «лопасти» прилегающих к подошве пластов как бы «накапливаются» и являются причиной появления на разрезе одного или даже нескольких субгоризонтальных отражений, поверх которых вышележащие наклонные отражения прекращают прослеживаться по схеме подошвенного прилегания. Это приводит к появлению «новой» поверхности углового несогласия (обычно локальной, непротяженной) на один или несколько периодов сейсмических волн выше основной подошвенной поверхности. В большинстве случаев такие локальные рисунки подошвенного несогласия регионально не прослеживаются, и их включают

в пределы картируемого осадочного комплекса, а не рассматривают как границы отдельных новых серий. Нерегулярное прекращение прослеживания отражений в пределах комплекса, обусловленное уменьшением мощности пластов до значений ниже разрешающей способности сейсморазведки (внутреннее схождение), не следует путать с прекращением прослеживания отражений у границ комплекса. Регрессивное прилегание (рис. 1) — это термин, широко использующийся интерпретаторами для обозначения картины отражений от пластов, число и мощность которых изменяются в направлении палеобассейна. Изображение границ осадочного комплекса на сейсмических разрезах сильно зависит от различий в значениях скорости и плотности осадочных толщ, залегающих выше и ниже поверхности несогласия, и от различия акустических характеристик отдельных пластов, слагающих эти толщи. Если эти различия на контакте двух толщ (на поверхности несогласия) выражены слабо, отражения волн от такой поверхности не произойдет. Тем не менее, в этом случае поверхность несогласия можно выявить на сейсмическом разрезе по угловому несогласию между отражениями от пластов нижележащей толщи, срезанной этой поверхностью, и отражениями от пластов вышележащей толщи, прослеживание которых прекращается по схеме налегания или подошвенного прилегания. Если различие в значениях акустической жесткости на контакте двух толщ выражено резко, поверхности несогласия на разрезе MOB будет соответствовать или непрерывное, или прерывистое отражение. Отражение будет непрерывным, если коэффициент отражения от поверхности несогласия значительно превышает значения коэффициентов отражения от границ выше- или нижележащих толщ (особенно если пласты залегают согласно по отношению друг к другу вблизи контакта двух толщ). Если выше- и нижележащие пласты наклонены по отношению к поверхности несогласия и коэффициенты отражения от их границ сравнимы по величине с коэффициентами отражения от поверхности несогласия, отраженный от нее сигнал будет приходить то в фазе, то в противофазе с сигналами от срезанных, прилегающих или налегающих пластов, в результате чего от поверхности несогласия будет получено прерывистое отражение. Поверхностям несогласия, не связанным с угловым несогласием, обычно соответствуют сильные отражения благодаря изменению скорости или плотности пород на этой границе и усиливающей интерференции отражений от выше- или нижележащих параллельных ей пластов. Отражение от такой поверхности несогласия не будет получено, если акустические свойства пород выше и ниже нее близки. Поверхность несогласия, не сопровождающуюся угловым несогласием, обычно выделяют посредством прослеживания ее по сети сейсморазведочных профилей из тех районов, где она связана с угловым несогласием. В некоторых случаях для выявления такой поверхности несогласия (не связанной с угловым несогласием) необходимо привлечь палеонтологи-

ческие данные, чтобы установить факт хроностратиграфического перерыва.. Сильное отражение от эрозионной поверхности может сопровождаться появлением оси синфазности последующих колебаний, ниже основного отражения. Эти колебания могут накладываться на отражения от нижележащей толщи таким образом, что последние уже не будут прослеживаться на этой оси. Истинную границу осадочного комплекса следует проводить выше (по верхней кромке) основного отражения. Во многих случаях правильное положение поверхности несогласия определяют по концам отражений от пластов вышележащей толщи, налегающих на эту поверхность. ВЫДЕЛЕНИЕ СЕЙСМИЧЕСКИХ ФАЦИЙ ПО КОНФИГУРАЦИИ ОТРАЖЕНИЙ Параметры, используемые при анализе сеисмофаций После расчленения сейсмического разреза на ряд комплексов приступают к следующему этапу интерпретации, который состоит в восстановлении обстановки осадконакопления и выявлении литофаций в пределах этих комплексов с помощью сейсморазведочных и геологических данных. Анализ сейсмофаций представляет собой описание и геологическую интерпретацию таких параметров сейсмических отражений, как конфигурация, непрерывность, амплитуда, частота и интервальная скорость. Каждый параметр несет определенную информацию о геологическом строении исследуемой толщи (табл. 2). Конфигурация отражений позволяет установить основные характеристики напластований, по которым можно судить о процессах седиментации и эрозии и о палео-рельефе. Кроме того, по конфигурации отражений можно выявить контакты разных флюидов («плоские» отражения). Непрерывность отражений тесно связана с непрерывностью пластов; непрерывные отражения свидетельствуют о наличии распространенных на большой площади равномерно напластованных отложений. Амплитуда отражений несет информацию об изменении скорости и плотности на границе раздела пород и их взаимном расположении. Амплитудная характеристика используется при прогнозировании латеральной изменчивости напластований и зон насыщенности углеводородами. Частота является параметром, зависящим от природы сейсмического импульса, но она зависит также и от таких геологических факторов, как взаимное положение отражающих границ или латеральная изменчивость интервальной скорости, например в связи с газовыми залежами. Группирование отражений по этим параметрам в сейсмические фациальные единицы и картирование последних позволяют провести их интерпретацию с восстановлением обстановки осадконакопления, определением источника осадочного материала и геологических условий его накопления.

Таблица 2 Параметры сейсмических отражений, используемые в сейсмической стратиграфии, их геологическое толкование Параметры, характеризующие сейсмические фации

Их геологическая информативность

Конфигурация отражений

Характер напластования Процессы осадконакопления Эрозия и палеорельеф Контакты разных флюидов в пласте

Непрерыность отражений

Непрерывность пластов Процессы осадконакопления

Амплитуда отражений

Соотношение значений скорости и плотности Расположение пластов относительно друг друга Тип насыщающего флюида

Частота отраженной волны Интервальная скорость

Мощность пластов Тип насыщенного флюида Литологический состав Коэффициент пористости Тип насыщающего флюида Региональная обстановка осадконакопления Источник осадочного материала Геологические условия осадконакопления

Геометрическая форма сейсмической фациальной единицы и ее расположение относительно других фаци-альных единиц

Конфигурация отражений является наиболее очевидной и поддающейся прямому анализу сейсмической характеристикой. Конфигурация пластовых поверхностей устанавливается по конфигурации сейсмических отражений и позволяет определять геометрическую форму и взаимное положение (в трех измерениях) пластов в пределах исследуемого стратиграфического подразделения. Эта информация обычно отражает обстановку и ход осадконакопления, а также последующие тектонические движения. Изучению рельефа пластов и их картированию по конфигурации сейсмических отражений в данной статье уделяется основное внимание как первому этапу полного анализа сейсмических фаций. Сейсмофациальная единица Под сейсмофациальной единицей понимается трехмерное тело, образуемое группой отражений (двумерных поверхностей), которые характеризуются набором параметров, отличным от параметров соседних сейс мофациальных единиц. После того как определены параметры «внутренних» отражений и их конфигурация и установлено взаимное расположение в пространстве всех сёйсмофациальных единиц, можно приступать к их интерпретации с целью восстановления обстановки и процессов осадконакопления и оценки литологии. Эта интерпретация всегда выполняется в рамках основной стратиграфической схемы, расчленяющей изучаемую толщу на ряд седиментационных комплексов, описанных выше. Пространственная форма сейсмофациальной единицы и конфигурация отражений Пространственная характеристика сейсмофациальной единицы складывается из конфигурации ее внешних поверхностей и конфигурации поверхностей синфазности, расположенных внутри нее (см. табл. 1, второй и третий столбцы). То и другое должно быть определено для того, чтобы можно было составить представление о взаимном расположении в пространстве и обстановке осадконакопления фациальных единиц. Однако такой анализ всегда начинается с рассмотрения двумерных изображений, полученных на отдельных сейсмических разрезах, и лишь впоследствии двумерные рисунки, получаемые для сети пересекающихся сейсморазведочных профилей, можно объединить в единую трехмерную картину. Отдельные разрезы могут пересекать образуемые пластами трехмерные формы под любым углом. Тем не менее для иллюстрации излагаемого здесь материала схематические разрезы, на которых показаны разнообразные геометрические формы отражений, составлены для случая, когда плоскость разреза параллельна седиментационному наклону пластов, если иное направление специально не оговаривается. В табл. 1 перечислены основные конфигурации отражений и формы внешней поверхности сёйсмофациальных единиц. В пределах сейсмофациальной единицы данной геометрической формы отражения могут иметь одну или несколько разных конфигураций; отметим также, что в один тип (под одним названием) могут объединяться довольно разнообразные по форме трехмерные тела. Например, к типу холмообразных относят иногда сильно отличающиеся друг от друга формы, а форма осадочных тел заполнения определяется

конфигурацией той впадины, которую заполняют осадки. Все это разнообразие форм рассматривается и иллюстрируется ниже. Внешние границы сёйсмофациальных единиц можно прослеживать по окончаниям серии сейсмических отражений, «упирающихся» в огибающее их отражение, а также по отражению, согласно огибающему данную серию отражений определенной конфигурации, или по любой другой поверхности раздела, секущей данный комплекс и характеризующейся изменением непрерывности, амплитуд, частот или интервальных скоростей. В практике интерпретации приходится сталкиваться с ограничениями, связанными с относительными размерами картируемых фа-циальных единиц или осадочных комплексов в масштабе конкретного сейсмического разреза и их расположением относительно плоскости этого разреза. Некоторые сейсмофациальные единицы могут простираться далеко за пределы имеющегося сейсмического разреза, так что их приходится анализировать при минимуме информации о их боковых границах, опираясь прежде всего на конфигурацию «внутренних» отражений. К этой категории относятся крупные клиновидные и покровные единицы с параллельным и субпараллельным расположением отражений. Сейсмические фациальные единицы малых размеров, такие как холмообразные и связанные со структурами осадочного заполнения, выделить легче, ибо имеется возможность анализировать как рисунок, образуемый внутренними отражениями, так и краевые эффекты от боковых границ. Энергетическая обстановка при осадконакоплении После описания и картирования сейсмофациальных единиц их интерпретируют вначале с целью восстановления процессов и обстановки осадконакопления и оценки энергетического режима в разных зонах седиментации, а затем переходят к определению их возможного литоло-гического состава. Например, если в результате интерпретации обстановка осадконакопления в зоне отложения обломочной фации оценена как высокоэнергетическая, достаточная для переноса и отложения значительных количеств песка, то такая фация считается преимущественно песчанистой (в вероятностном понимании). Напротив, если обстановка низкоэнергетическая, недостаточная для развития значительных скоплений песка, то фация считается преимущественно глинистой. К сожалению, имеется много примеров, когда преимущественно песчаные фации, прогноз которых выполнен по энергетическому уровню палеообстанов-ки, при проверке оказываются полностью представленными глинами и алевролитами из-за того, что во время осадконакопления отсутствовал источник песчаного материала. Следовательно, заключения, основанные на прогнозных оценках энергетического режима в период осадконакопления, определяют лишь потенциальные возможности содержания песчаных отложений. Для выявления реальных песчаных пластов необходимо использовать другие подходы, например методику прогноза песчаников с помощью шкалы интервальных скоростей, откалибро-ванной по индексу песчанистости.

Типы рисунков, образуемых отражениями на сейсмических разрезах Некоторые характерные случаи взаимного расположения отражений перечислены в табл. 1 и схематически показаны на рис. 4—11. Описание и интерпретация этих схем даются начиная от более простых с последующим переходом ко все более сложным. Вариации конфигурации отражений в пределах отдельных схем описываются с помощью дополнительных уточняющих терминов, подобных перечисленным в табл. 1 и приведенным на рис. 11. Безусловно, это не полный список возможных терминов, и при описании конкретных случаев могут понадобиться дополнительные названия для конфигураций и типов расположения отражений. Параллельное и субпараллельное расположение. Эти схемы показаны на рис. 4, а их аналоги на сейсмических разрезах - на рис. 5, я и б. Боковые границы сейсмических фаций на рис. 5 не показаны. Дополнительные определения «ровное» и «волнистое» относятся к части схемы или реальной картины отражений. Параллельное расположение отражений может наблюдаться внутри сейсмофациальных единиц, имеющих различную форму внешних границ, но чаще оно встречается в покровных и покровно-облекающих единицах и в фациях «осадочного заполнения». Дальнейшее расчленение таких групп отражений выполняют по изучению вариаций других сейсмических параметров, таких как непрерывность, амплитуда или длина периода. Данный рисунок отражений предполагает равномерный темп осадконакопления на равномерно погружающемся шельфе или в обстановке стабильного положения дна бассейна. Расходящиеся отражения. Эта схема (рис. 4, 5, в и г) характерна для клиновидных сейсмофациальных единиц, в которых учеличение мощности по простиранию происходит главным образом за счет увеличения периодов отдельных отражений внутри самой сейсмофации, а не за счет подошвенного налегания, кровельного прилегания или эрозии в ее кровле или подошве. Бессистемное прекращение прослеживания сейсмических отражений обычно наблюдается внутри такого клина в направле-

РИС. 5. Параллельные, субпараллельные и расходящиеся сейсмические отражения: а—параллельные отражения с хорошо выраженной непрерывностью и амплитудами от больших до средних; б — субпараллельные отражения с непрерывностью от хорошей до удовлетворительной и с амплитудами от больших до средних: в, «' — расходящиеся отражения с увеличением «мощности» отдельных циклов отражений (длины периода отраженной волны) в направлении расхождения. Наблюдается бессистемное прекращение прослеживания отражений в направлении уменьшения мощностей. нии схождения (сближения) отражений (см. рис. 1). Это прекращение прослеживания объясняется, по-видимому, постепенным уменьшением мощности пластов до величин, меньших разрешающей способности сейсморазведки. Такая картина отражений предполагает изменение темпа осадконакопления или постепенный наклон поверхности седиментации. Схема латерального (бокового) наращивания. Включает несколько сложных рисунков отражений (рис. 6), соответствующих пластам, отложение которых происходило в основном за счет латерального наращивания осадков. Сигмовидная, косослоистая, сложная, черепицеобразная и бугристая схемы латерального наращивания образуются при постепенном боковом развитии плавно погружающихся седиментационных поверхностей (склонов), называемых клиноформными поверхностями. Такая поверхность является одной из наиболее распространенных поверхностей седиментации. Широкое разнообразие видов клиноформных напластований при боковом наращивании осадочного тела объясняется вариациями темпов осаждения материала и глубины дна. Возможны различные комбинации условий осадконакопления. Если верхняя часть осадочного тела приходится на мелководье, а нижняя часть плавно переходит в более глубоководную область, то на его схеме можно выделить верхнюю, среднюю и нижнюю зоны. Эти зоны соответствуют предложенной в работе [2] классификации рельефа дна на ундаформ-ную, клиноформную и фондоформную зоны соответственно. Клино-

формное латеральное напластование фиксируется в фациальных единицах (осадочных телах) самой разнообразной пространственной формы, включая перечисленные в табл. 1. Сигмовидная картина латерального наращивания (рис. 6, а; 7, а) является разновидностью клиноформного напластования и образуется в результате взаимного наложения сигмовидных (имеющих форму буквы S) отражений. Такие отражения получаются от пластов, имеющих тонкие пологопадающие верхний и нижний участки и более мощные, круче падающие срединные сегменты. Верхние части пластов горизонтальны или характеризуются очень малыми углами падения и не образуют углового несогласия с кровельной поверхностью фациальной единицы. Более мощные срединные сегменты имеют форму линз, наложенных таким образом, что зона утолщения смещается по латера-ли в сторону накопления более молодых слоев ниже по падению седи-ментационного склона. За счет этого образуется типичная схема латерального наращивания осадочного тела. Углы наклона седиментационных поверхностей весьма малы (обычно меньше 1°). Нижние участки пластов приближаются к подошвенной поверхности фациальной единицы под очень малым углом, и сейсмические отражения прекращают прослеживаться у этой поверхности по схеме истинного или кажущегося подошвенного прилегания по мере того, как пласты выклиниваются и становятся слишком маломощными, чтобы их можно было выделить на сейсмическом разрезе. На разрезах, проходящих параллельно простиранию слЬев, отражения характеризуют эти пласты как в основном параллельные и залегающие согласно с границами изучаемой сейсмофа-циальной единицы. Наиболее характерной особенностью сигмовидного рисунка отражений является параллельное и согласное залегание верхних (приподнятых) сегментов пластов. Оно интерпретируется как вертикальное наращивание осадочного тела, происходящее синхронно с боковым его наращиванием за счет накопления срединных сегментов этих же пластов. Такая конфигурация напластования соответствует относительному дефициту осадочного материала и относительно быстрому прогибанию бассейна или быстрому подъему уровня моря, благодаря чему обеспечивается отложение и сохранность верхних сегментов пластов. Для такой обстановки должен быть характерен низкоэнергетический режим (см. ст. 8). Косослоистый рисунок отражений (рис. 6, б и 7, б, в) интерпретируется как соответствующий клиноформным поверхностям напластования при латеральном наращивании осадочного тела. При этом в идеальном случае целая серия относительно круто падающих пластов прекращает прослеживаться вверх по восстанию по схеме кровельного прилегания либо непосредственно на плоской или почти плоской верхней поверхности фациальной единицы, либо несколько ниже нее. Вниз по падению эти пласты перестают прослеживаться по схеме подошвенного прилегания на нижней поверхности фациальной единицы. Верхняя часть каждо-

РИС. 7. Примеры сигмовидного, косослоистого и сложного сигмовиднокосослоистого рисунков отражений на сейсмическом разрезе: а — сигмовидный; б—в основном тангенциальный косослоистый с элементами сигмовидного; в — в основном параллельно-косослоистый; г — сложный сигмовиднокосослоис-тый.

го более молодого пласта располагается с удалением от предыдущего пласта в сторону падения седиментационного склона по мере наращивания осадков в латеральном направлении. В нижней части эти пласты могут постепенно переходить в менее мощные пласты донных осадков или резко обрываться на подошвенной поверхности фациальной единицы под относительно крутым углом. Пласты наращиваются вдоль относительно постоянной верхней поверхности, не образуя изогнутых в ее направлении окончаний, а резко обрываясь на этой поверхности по схеме кровельного прилегания. Наклон седиментационных поверхностей значительно больший, чем при сигмовидном рисунке, и может достигать 10°. При тангенциальной косой слоистости наклон латерально наращиваемых пластов постепенно уменьшается в их нижней части, за счет чего пласты изгибаются вогнутостью вверх и переходят вниз по падению в слабо наклонные придонные слои. Сейсмические отражения прекращают прослеживаться по касательной относительно нижней границы фациальной единицы по схеме истинного или кажущегося подошвенного прилегания, по мере того как пласты, от которых они получены, выклиниваются или утоньшаются вниз по падению. При параллельно-косой слоистости относительно круто падающие латерально наращиваемые пласты параллельны друг другу и прекращают прослеживаться вниз по падению на нижней поверхности под большим углом к ней по схеме подошвенного прилегания. На разрезах, параллельных простиранию этих пластов, отражения в таких сейсмофа-циальных единицах образуют картину от параллельной до слабо наклонной косой слоистости или сигмовидный рисунок бокового наращивания, иногда с мелкими формами осадочного заполнения каналов. Латеральному наращиванию осадочного тела по схеме косой слоистости соответствуют условия осадконакопления, определяемые комбинацией относительно интенсивного поступления осадочного материала с медленным прогибанием (или отсутствием прогибания) бассейна при неизменном уровне моря. В результате обеспечивается быстрое заполнение бассейна, причем осадки транспортируются, минуя верхнюю седиментационную поверхность, или происходит небольшой ее размыв. Этому случаю соответствует относительно высокоэнергетическая обстановка осадконакопления (см. ст. 8). Сложный сигмовидно-косослоистый рисунок отражений (рис. 6, в и 7,г) является результатом наращивания осадочного тела по клино-формным поверхностям напластования. Он представляет собой комбинацию из разнообразно чередующихся сигмовидных и косослоистых форм в пределах изучаемой сейсмофациальной единицы. Верхний (приподнятый) сегмент толщи характеризуется сложным чередованием горизонтальных верхних концов сигмовидных элементов и верхних сегментов косослоистых элементов, концы которых образуют схемы кровельного прилегания. Это чередование объясняется чередованием условий транспортировки осадочного материала при общем высокоэнер гетическом режиме: за периодом вертикального наращивания осадков следует период, когда осадки поступают, минуя верхнюю поверхность седиментации, затем опять следует период их поступления также и на верхнюю поверхность и т. д. В остальных отношениях картина аналогична случаю сигмовидных отражений.

На сейсмических разрезах такого сложного вида выделяются непротяженные зоны кровельного прилегания отдельных пластов внутри сейсмического комплекса, а не только у его верхней границы. Эти непротяженные участки кровельного прилегания свидетельствуют о наличии в пределах комплекса нескольких осадочных серий меньшего порядка, границы которых не разрешаются сейсморазведкой, за исключением тех верхних границ, где кровельное прилегание ярко выражено. Такие мелкомасштабные отдельности обычно интерпретируются как самостоятельные лопасти латерально наращиваемого осадочного тела. Черепицеобразное расположение отражений от структур бокового наращивания (рис. 6, г и 8 а, б) образует узор, характеризующийся близко расположенными параллельными границами (верхней и нижней), между которыми прослеживаются параллельные друг другу косонаправленные (под небольшим углом) внутренние отражения, прекращающие прослеживаться по схеме кажущегося кровельного и подошвенного прилегания. Соседние косонаправленные внутренние отражения почти не перекрываются друг с другом. В целом это расположение напоминает схему параллельно-косой слоистости, но отличается от нее тем, что мощность всей серии близка к пределу разрешающей способности сейсмического метода в отношении косых слоев. В некоторых случаях мощность серии столь мала, что внутренние отражения от косых слоев видны лишь как отдельные штрихи, о косом наклоне которых можно только лишь догадываться. Черепицеобразное расположение сейсмических отражений — это наиболее часто встречающаяся разновидность сейсмофаций при картировании осадочных толщ, образовавшихся при горизонтальном наращивании осадков в условиях мелководья. Бугристые клиноформные отражения (рис. 6,д и 8, б, в) состоят из неравномерно расположенных прерывистых субпараллельных фрагментов отражений, образующих практически хаотическую картину, для которой характерно нерегулярное, бессистемное прекращение прослеживания отражений и их «расщепление». Рельефность «бугров» выражена слабо, близка к пределу разрешающей способности сейсморазведки. В латеральном направлении эта картина, как правило, постепенно сменяется более четким рисунком более крупных клиноформных отражений, а вверх по разрезу переходит в систему параллельных отражений. Таким отражениям обычно соответствуют пласты, образующие небольшие взаимно вклинивающиеся по клиноформам лопасти, что типично для наращивания осадочных тел в условиях мелководья в зоне про-дельты или между дельтами. Хаотическое расположение отражений. Подобная картина (рис. 9 и 10, а, б) прерывистых отражений, проходящих под всеми возможными

РИС. 8. Примеры черепицеобразных (/) и бугристых клиноформных (2) схем расположения сейсмических отражений: а — черепицеобразные расположения; б— бугристое клиноформное расположение с элементами черепицеобразных форм; в — бугристый клиноформный рисунок отражений. Отражения, образующие эти рисунки, соответствуют клиноформным осадочным телам (пластам), размеры и рельефность которых малы — близки к разрешающей способности сейсморазведки. Эти пласты на разрезах а и б несколько крупнее, чем на разрезе в, и соответственно лучше «разрешены». На нижнем разрезе в каждой из пар а и б показана интерпретация.

углами, предполагает неупорядоченное положение отражающих поверхностей. Последние могут принадлежать пластам, отложившимся в изменчивой, относительно высокоэнергетической обстановке, или изначально непрерывным пластам, претерпевшим деформацию, которая привела к их разрыву. В некоторых случаях (рис. 9, а и 10, и) можно распознать черты первоначальных пластов, в большой степени утраченные в результате конседиментационных деформаций. В других (рис. 9,6 и 10,6) отражения столь не упорядочены, что для значительной части осадочного комплекса никакой схемы расположения пластов вообще предложить нельзя. Такими хаотическими отражениями на сейсморазре-зах изображаются структуры постседиментационного оползания (осадков), комплексы заполнения каналов за счет обрушения склонов и зоны интенсивных нарушений, складчатости или сложной дислоцирован-ности. Зоны отсутствия отражений. Однородные, неслоистые, сильно смятые или круто падающие пачки слоев на сейсморазрезах MOB могут отображаться в виде зон отсутствия отражений (рис. 9, в и 10, в). Например, крупные интрузивные массивы, соляные тела, мощные сейсмически однородные глинистые толщи или массивные песчаники могут не давать отражений. Дополнительные термины. Отдельные небольшие вариации формы отражений на основных схемах можно описать с помощью уточняющих определений, наиболее употребительные из которых перечислены

РИС. 10. Примеры хаотических отражений и их отсутствия: а — схема отражений, которая может соответствовать смятым пластам; б— надежно выделить пластовые отдельности невозможно; в — зона отсутствия отражений, приуроченная к однородной глинистой толще, в которой вариации сейсмических параметров малы, что приводит к наличию лишь нескольких слабо выраженных отражений или к их полному отсутствию. в табл. 1 и иллюстрируются на рис. 11. Это такие термины, как волнистый, ровный, бугристый, линзовидный, с разрывом, смятый, а также вполне понятные слова типа регулярный, нерегулярный, однородный, изменчивый и т. п.

Типы пространственной формы сеисмофациальных единиц При анализе сейсмических фаций очень важно иметь правильное представление о форме (трехмерной) внешних поверхностей фациальных единиц и их ассоциаций. В табл. 1 перечислены, а на рис. 12 изображены основные варианты формы сейсмофациальных единиц. Некоторые типы, например холмообразный и осадочного заполнения, можно подразделить на подтипы в зависимости от их природы, конфигурации внутренних отражений и особенностей формы внешних поверхностей. Покровы, клинья и банки (рис. 12) могут достигать больших размеров и являются наиболее типичными сейсмофациальными единицами шельфовых областей. Внутренние отражения в них образуют разнообразные рисунки: параллельные, расходящиеся и типичные для схемы бокового наращивания. Покровно-облекающие структуры состоят из параллельных отражений, интерпретируемых как пласты, облекающие нижележащие формы

палеорельефа; такой характер напластования предполагает осадконакопление в слабо изменчивых низкоэнергетических условиях глубокого моря, не зависящее от рельефа морского дна. Линзы могут встречаться во всех ассоциациях сейсмофаций, но чаще всего линзовидную форму имеют сейсмофациальные единицы, соответ-

РИС. 14. Пример картины сейсмических отражений типа «бегущей волны». ствующие боковому наращиванию осадочных тел по клиноформным седиментационным поверхностям. Холмообразные формы и формы заполнения образуются отражениями от осадочных тел различной природы, образующих выступы или заполняющих впадины на седимен-тационной поверхности. Холмообразная форма сейсмофациальной единицы соответствует поднятию или выступу, возвышающемуся над средним уровнем окружающих пластов. В большинстве своем такие образования относятся к возвышениям

палеорельефа, формировавшихся благодаря накоплению обломочного или вулканического материала либо деятельности живых организмов. Обычно они невелики по размерам и полностью картируются сетью сейсморазведочных профилей. Для их внешних границ характерны схемы налегания или подошвенного прилегания, образуемые вышележащими пластами осадков, которые накапливались вокруг этих возвышений. Поскольку «холмы» имеют разную природу, их внешняя форма и рисунок внутренних отражений могут варьировать в широких пределах. Описательную классификацию, основанную на геометрической форме их внешних поверхностей и внутренних отражений, следует расценивать как первый шаг в генетической интерпретации холмообразных фаций. Глубоководные веера (плоские конусы выноса), лопасти, скопления оползневых масс, отложения глубоководных и огибающих (контурных) течений, карбонатные постройки и рифы, а также вулканические нагромождения на двумерной плоскости разреза могут иметь форму холма. На рис. 13 показаны разнообразные формы этого типа фаций, включая как форму внешних поверхностей, так и рисунок внутренних отражений на плоскости сечения для холмов различного генезиса. В ст. 8 более детально рассматриваются всевозможные холмы, образуемые карбонатными породами, а в ст. 9 — обломочными отложениями. Одна из форм — «бегущая волна» (рис. 13, 14) — встречается редко, но заслуживает более подробного описания из-за своей специфичности. Для нее характерно наличие серии совмещенных волнообразных отражений, каждое из которых смещено вбок по отношению к предыдущему. Они интерпретируются как серия седиментационных «волн», мигрирующих вдоль горизонтальной поверхности. Встречаются такие отложения, рас- стояние между «волнами» в которых достигает почти 10 км, а вертикальное расстояние между «гребнем» и «впадиной» - 90 м. В местах, где отмечается значительное наращивание этих «волн» по вертикали, для макроструктуры слагающего их материала (седиментационной структуры в масштабе нескольких сантиметров) характерен рисунок «волновой ряби», типичный для некоторых песчаников. В местах, где наклон волновой поверхности менее ясно выражен, отложение каждого последующего пласта сопровождается некоторым размывом части «волны», обращенной «вверх по течению», что сообщает этим «волнам» дюноподобную форму. Такие седиментационные «бегущие волны», по-видимому, формируются глубоководными течениями. Этот фациальный тип описан и проиллюстрирован в работе [1, с. 28, 36]. Во многих случаях размеры холмов столь малы, что с помощью сейсморазведки невозможно картировать отдельные холмы. В таких случаях скоплениям холмов на сейсморазрезах обычно соответствует «бугристый» или «холмистый» рисунок отражений. Картины отражений типа «заполнения» интерпретируются как пласты, заполняющие отрицательные формы рельефа нижележащих пород. Отражения от пластов нижележащих пород могут заканчиваться на базальной поверхности заполняющей толщи по схеме эрозионного среза или же согласно «повторять» ее конфигурацию. «Заполняющие»

РИС. 15. Пример «заполняющих» сейсмофациальных единиц: / — заполнение с налеганием; 2 — холмистое налегание; 3 — заполнение с расхождением; 4 — заполнение с боковым наращиванием; 5 — хаотическое; б — сложное.

фациальные единицы можно классифицировать по их внешней форме (заполнения каналов, трогов, впадин или заполнения подножья склона - см. рис. 12). В них наблюдается также широкое разнообразие рисунков внутренних отражений; некоторые из них схематически показаны на'рис. 15. «Заполняющим» сейсмофациям соответствуют осадочные тела самой разнообразной природы, например заполняющие эрозионные каналы, каньоны и тектонические троги, а также веера, отвалы и др. Большие по размерам тела можно картировать как самостоятельные отдельности, но тела малого размера и слабо выраженные на разрезах обычно объединяют в комплексы или рассматривают как составные элементы более крупных сейсмофациальных единиц. ВЫВОДЫ Получение стратиграфической информации по данным сейсморазведки MOB сулит значительные выгоды как в удаленных районах с весьма слабой изученностью бурением, так и в провинциях, по которым имеется обширный фактический материал. Расчленение разреза на осадочные комплексы по данным сейсморазведки и их интерпретация (анализ сейсмических комплексов) позволяют выделить основные стратиграфические подразделения в осадочной толще. Эти подразделения, во-первых, определяются объективно по данным сейсморазведки, а во-вторых, с определенной степенью вероятности их можно прогнозировать, поскольку устанавливается их связь с глобальными циклами относительного изменения уровня моря. Выявление и картирование сейсмофациальных единиц в пределах сейсмических комплексов, основанное на объективно определяемых сейсмических параметрах, таких как конфигурация и взаимное расположение отражений, их непрерывность, а также амплитуда, частота и интервальная скорость сейсмических волн, называются сейсмическим фа-циальным анализом. Интерпретация сейсмофациальных единиц позволяет получить представление об обстановке осадконакопления и седиментационных процессах, а также о литологии отложений. Сочетание этих двух видов анализа представляет собой мощный геологопои-сковый метод, называемый сейсмической стратиграфией. Литература

1. Damuth J. E. Echo character of the western equatorial Atlantic floor and ist relationship to the dispersal and distribution of terrestrial sediments. Marine Geology, 18, 17-45, 1975. 2. Rich J. L. Three critical environments of deposition and criteria for recognition of rocks deposited in each of them. Geol. Soc. America Bull., 62, 1—20, 1951.

7. Методика стратиграфической интерпретации сейсмических данных* Р. М. Митчем мл. и П. Р. Вейл

Краткое содержание. Обобщенная методика региональных стратиграфических исследований с использованием сейсморазведочных данных включает анализ сейсмических комплексов и сейсмофаций, выделяемых по конфигурации и характеру прекращения прослеживания сейсмических отражений от пластов осадочных пород. В общем виде методика включает в себя следующие поэтапные операции: 1) выявление, корреляция и определение возраста сейсмических комплексов; 2) выявление, картирование и интерпретация сейсмофаций; 3) региональный анализ относительных изменений уровня моря. ВВЕДЕНИЕ В настоящей статье рассматривается обобщенная методика стратиграфических исследований с использованием главным образом сейсмических данных. В предыдущих статьях этой серии были рассмотрены концепция осадочного и сейсмического комплекса и различные вопросы сейсмической стратиграфии. Излагаемая здесь методика представляет собой пример практического применения этих концепций при конкретном региональном анализе. Концепция осадочного комплекса обладает двумя существенными особенностями, обеспечивающими ей идеальную применимость при интерпретации сейсмических данных. Во-первых, комплексы можно выделять с высокой степенью объективности по зонам прекращения прослеживания отражений, наблюдаемым вдоль поверхностей «сейсмического» несогласия. Эти зоны интерпретируются как периферийные участки пластов, ограниченные поверхностями несогласия, которые являются границами осадочного комплекса (см. ст. 2). Во-вторых, накопление отложений большинства крупных комплексов, судя по всему, связано с глобальными изменениями уровня моря (см. ст. 4). Эта связь позволяет в какой-то мере прогнозировать время и

характеристики осадкона-копления путем сопоставления выделенных комплексов со схемами гло бальных циклов относительных изменений уровня моря. Предлагаемая методика позволяет в полной мере использовать указанные особенности. Наш подход к сейсмической стратиграфии включает следующие этапы: 1) анализ сейсмических комплексов: расчленение сейсмического разреза на комплексы, являющиеся сейсмическими изображениями осадочных комплексов — стратиграфических подразделений (единиц), состоящих из относительно согласно залегающих, генетически связанных пластов, ограниченных поверхностями несогласия или коррелирующи-мися с ними согласными поверхностями; 2) анализ сейсмических фаций: исследование рисунков, образуемых отражениями от пластов, из которых состоят осадочные комплексы, с целью восстановления условий их осадконакопления и оценки литологии и 3) анализ уровней моря: изучение региональных изменений относительного уровня моря и сравнение полученных результатов с данными о глобальных его изменениях. МЕТОДИКА Процесс получения стратиграфической информации по сейсмическим данным состоит из трех основных этапов. Этап 1. Анализ сейсмических комплексов — их выявление, корреляция, определение возраста Прежде всего необходимо выделить сейсмические комплексы посредством выявления «сейсмических» несогласий с помощью анализа участков, где оси синфазности перестают прослеживаться. Чтобы такое выделение было объективным, расчленение сейсмических разрезов на сейсмические комплексы и установление их границ необходимо выполнять до определения возраста по данным пробуренных скважин. Такой подход прямо противоположен обычной практике, когда сейсмические отражения, по которым ведется картирование, выбирают исходя из разбивки разреза на формации и возрастные интервалы, уже выполненной в имеющихся скважинах; такие сейсмические отраженияреперы могут не соответствовать границам сейсмических и осадочных комплексов. Сейсмические несогласия выявляют, изучая картины закономерного прекращения проел еживаемости отражений и распознавая такие характерные схемы, как налегание, подошвенное и кровельное прилегания или срез (см. ст. 6). После этого границы комплекса трассируются по всему разрезу, включая те его участки, где отражения не образуют углового несогласия с внешними границами комплексов. Далее границы комплексов прослеживаются на других разрезах, полученных с помощью имеющейся сети сейсморазведочных профилей, для достижения полной их корреляции и увязки по замкнутым полигонам. Такое прослеживание позволяет установить региональное развитие

главных сейсмических несогласий и установить пределы распространения локальных несогласий такого же типа. Полная корреляция, выполненная по всей сети сейсморазведочных профилей, позволяет составить опорную трехмерную схему расчленения изучаемой толщи на ряд сейсмических комплексов, отделенных друг от друга поверхностями сейсмического несогласия. Каждому сейсмическому комплексу соответствует осадочный комплекс, характеризующийся своим собственным региональным распространением, специфической формой напластования, определенными мощностями отдельных пластов и геологической историей развития. Эта стадия анализа может быть выполнена исключительно по сейсмическим разрезам без привлечения других видов информации и без независимо полученных данных о возрасте пород или их фациальном составе. Однако на практике определенный объем независимо полученной информации все-таки используется уже на этой стадии. Определение возраста каждого комплекса основывается на результатах исследования скважин и обнажении и на прогнозах, сделанных по данным сейсморазведки. Оценив возраст сейсмических комплексов, выделенных на ясной физической основе, нетрудно «вписать» их в стандартную хроностратиграфическую схему региона. После того как возраст выделенных комплексов уточнен с помощью биостратиграфических, радиометрических и других данных, можно привлекать по необходимости информацию, полученную по данным бурения, о литологии пород, содержании в них флюидов, о скоростных характеристиках, а также результаты исследований по восстановлению условий осадконакопления. Если часть стратиграфической схемы или вся она не документирована бурением, то определение возраста выполняют на вероятностной, или прогнозной, основе, используя информацию, имеющуюся по соседним регионам, с учетом характеристик самих комплексов и привлекая схему глобальных циклов изменения уровня моря (ст. 4). Прогноз возраста может быть сделан с различной точностью, но если такие прогнозы выполняются с учетом региональной геологической обстановки, то они оказываются довольно точными. Хотя применение методов сейсмической стратиграфии оказывается эффективным в любом регионе, обычно их используют при изучении районов, где объем информации, полученной по скважинам и изучению обнажении, минимален. Благодаря разработке сейсмостратиграфиче-ской схемы для исследуемого региона обеспечивается оптимальное использование данных бурения или изучения обнажении, получаемых на любом участке площади сейсморазведочных съемок, так как появляется возможность распространить эти данные на всю площадь. На рис. 1 в качестве примера показан сейсмический разрез по профилю в море у берегов Западной Африки (он уже фигурировал в ст. 2). Разрез расчленен на сейсмические комплексы, возраст которых оценен с точностью, максимально возможной при имевшемся объеме данных

РИС. 1. Сейсмические комплексы на разрезе по профилю А-А' у побережья Западной Африки (см. карты на рис. 4 и 5). Границы комплексов нанесены черными линиями. Стрелками показаны участки прекращения прослеживания отражений, соответствующие моделям налегания, подошвенного прилегания и среза и служащие критерием для установления границ комплексов. Участки с локально развитым кровельным прилеганием также обозначены стрелками. Возраст комплексов указан символами, объясненными в ст. 4 на рис. 2. Вертикальный масштаб увеличен в три раза.

бурения. Некоторые значения возраста являются вероятностными — они прогнозируются с помощью схемы глобальных циклов относительных изменений уровня моря (ст. 4 и 8). Этап 2. Анализ сейсмических фаций — их выявление, картирование и интерпретация Сейсмофациальный анализ (ст. 6, 9 и 10) — это анализ геометрической формы (конфигурации) отражений и других сейсмических параметров в рамках корреляционной основы, построенной по выделенным сейсмическим комплексам. Интерпретация этих характеристик (конфигурации отражений, амплитуд, степени непрерывности, частоты и интервальных скоростей) позволяет оценивать средние литологические характеристики, судить о характере напластования и условиях осадконако-пления пород, от которых получены отражения. По изученным параметрам выделяют сейсмофациальные единицы, представляющие собой трехмерные общности отражений, отличающиеся друг от друга по одному или нескольким параметрам.

Интерпретация этих единиц всегда выполняется в хроностратиграфических рамках, определяемых границами сейсмических комплексов на опорной схеме. Известно несколько видов анализа сейсмических фаций в зависимости от того, какие параметры анализируются и какова цель анализа. Хотя здесь рассматривается только один подход, основанный на визуальной оценке параметров, в частности конфигурации отражений, существуют и другие способы анализа, базирующиеся на количественной оценке параметров с применением ЭВМ. Изучение конфигурации отражений обычно позволяет сделать выводы об условиях и процессах осадконакопления исследуемых пород и оценить их литологию. Хотя прямой корреляции между тем или иным типом рисунка сейсмических отражений и литологическим составом пород не существует, рассмотрение этой характеристики отражений в совокупности со всей имеющейся информацией, полученной не по сейсморазведочным данным, позволяет составить представление об условиях осадконакопления и получить приемлемые оценки литологии. Визуальный анализ конфигурации отражений включает несколько операций. Во-первых, выделение и дифференциацию сейсмофациальных единиц в пределах каждого комплекса на всех сейсмических разрезах по сети профилей картируемой площади. Во-вторых, перенос условных обозначений, характеризующих сейсмофации, с сейсмических разрезов на карту для каждого комплекса. Проще всего для этого разделить каждый комплекс на сейсмическом разрезе на сегменты, отображающие протяженность различных сейсмофациальных единиц в профильном сечении. Далее полученные сегменты переносят на карту (схему профилей с пунктами взрыва) и индексируют названиями этих сейсмических фаций или соответствующими условными обозначениями. Полученные точки — пределы распространения фациальных единиц на соседних сейсмических разрезах — на карте соединяют, получая контуры их площадного развития. Мощность фациальных единиц также можно отразить на карте. Сейсмическую фацию определяет следующая информация: 1) положение отражений относительно верхней и нижней границ комплексов (участки, на которых видны налегание, подошвенное и кровельное прилегание, срез или согласное залегание, а также направление налегания или прилегания) и 2) преобладание того или иного рисунка отражений (участки параллельных, расходящихся, сигмовидных или «косо-слоистых» отражений). Во многих случаях один из этих элементов приобретает большее значение, чем другие, и, чтобы лучше его исследовать, для него строится отдельная карта. Например, при интерпретации с целью выяснения направления переноса осадочного материала и возможного его источника наибольшее значение имеет направление падения отражающих поверхностей, образующих схемы подошвенного прилегания. После того как составлены карты распространения и мощностей сейсмофациальных единиц, их рассматривают совместно с картами, на которых показано распределение любого другого диагностического сейсмического параметра, скажем интервальной скорости или локальных аномалий амплитуд отраженных волн. Независимая информация, например полученная по скважинам или по обнажениям, анализируется совместно с картами распределения сейсмических фаций.

Далее приступают к интерпретации сейсмофациальных карт с целью восстановления палеогеографической обстановки осадконакопления: определяют положение шельфа, континентального склона, морского бассейна, областей морского и неморского осадконакопления, палеоба-тиметрические условия, энергетический режим, направление переноса осадков и другие седиментационные характеристики. Оценку литологического состава производят на основе всех имеющихся данных, включая результаты упомянутой выше интерпретации палеообстановки осадконакопления. Детальность такой оценки может быть разной: от относительно грубых оценок режима осадконакопления как преимущественно терригенного или карбонатного до весьма дробных прогнозов, включая комплексную оценку литологического состава в процентах, в зависимости от цели исследования, типа имеющихся данных, размеров исследуемой площади и других факторов. Прогноз литологического состава обычно основывается на интерпретации группы параметров, отражающих обстановку осадконакопления и энергетический потенциал среды, в которой накапливаются осадки, а также параметров, которые непосредственно характеризуют определенные физические свойства изучаемых пород, например интервальной скорости. Установление количественной корреляционной связи между такими параметрами и известными данными по исследуемому району значительно повышает точность прогноза пород той или иной литологии. Посредством интерпретации сейсмофаций можно решать и другие, более общие задачи, такие, как восстановление геологической (стратиграфической и тектонической) истории района, тектоностратиграфиче-ских взаимосвязей, условий миграции углеводородов из материнских пород в коллекторы или определение связей между региональными и глобальными изменениями уровня моря. (Решение именно таких задач методами сейсмической стратиграфии привело к установлению многих закономерностей, описанных в ст. 3 и 4 настоящей серии.) Этап 3. Анализ уровня моря — хроностратиграфические схемы, кривые региональных и глобальных относительных изменений уровня моря Поскольку возраст, распределение и общие седиментационные характеристики большинства крупных осадочных комплексов в любом изучаемом регионе связаны с глобальными изменениями уровня моря, то можно считать, что имеется определенная возможность их прогноза посредством сопоставления кривых регионального изменения уровня моря с «глобальными» кривыми. Для построения региональных кривых относительного изменения уровня моря необходима следующая информация: 1) возраст и длительность накопления осадочных комплексов; 2) относительные масштабы распространения комплексов (приуроченность только к глубоководному бассейну и склону или присутствие также и на шельфе); 3) природа прибрежного налегания и его масштабы для каждого комплекса. (Методика построения региональных кривых описана в ст. 3 настоящей серии, в частности см. рис. 13.) При конкретных региональных исследованиях во многих районах выполнить полный анализ изменений уровня моря часто трудно или невозможно из-за

объективных трудностей, таких как неравномерность освещенности и качества данных, отсутствие в разрезе участков прибрежного налегания из-за эрозии этих осадочных образований или смещение стратиграфических единиц в результате тектонических подвижек. Тем не менее, даже если данные о прибрежном налегании весьма неполные, такой анализ следует делать хотя бы частично, основываясь на той информации, которая есть. Если сведения о налегании вообще отсутствуют, для построения схемы относительных изменений уровня моря следует привлекать косвенную или просто полезную в этом отношении информацию, например данные о быстрых трансгрессиях моря; сведения о резких переходах от напластований, типичных для латерального наращивания осадков на шельфе, к отложениям глубоководных конусов выноса; данные по толщам, характеризующимся устойчивым морским налеганием или подошвенным прилеганием, о мощности зон выщелачивания в карбонатных породах и прочие дополнительные факты о фациях и их ассоциациях, которые могут оказаться полезными. Сопоставление кривых регионального и глобального изменения уровня моря помогает прогнозировать возраст тех комплексов, для которых отсутствуют определения возраста другими методами, а также определять общие седиментационные характеристики комплексов, обусловленные цикличностью относительных подъемов и опускании уровня моря. Например, комплексы, накопленные в периоды низкого и высокого положения уровня моря, обычно сильно отличаются друг от друга по региональному распространению и седиментационным характеристикам (см. ст. 3). Расхождениям между кривыми региональных и глобальных изменений уровня моря могут соответствовать периоды локальных тектонических подвижек, достаточно интенсивных, чтобы повлиять на форму региональной кривой. Для выполнения анализа изменений уровня моря стратиграфическую информацию удобно изобразить в виде хроностратиграфической корреляционной схемы, на которой по вертикали откладывают геологическое время, а по горизонтали — расстояние между изучаемыми в данном регионе объектами. На рис. 2 в качестве примера показана такая схема, построенная для региона, сейсмический разрез по которому приведен на рис. 1. На эту схему сведены самые различные виды информации: 1) соотношения между комплексами и ограничивающими их поверхностями несогласия с показом зон налегания, подошвенного прилегания, кровельного прилегания и эрозионного среза; 2) корреляция комплексов со стандартной геохронологической шкалой, на которой обозначены периоды и эпохи; 3) временные интервалы, соответствующие поверхностям несогласия; 4) соотношения и корреляция между литостратиграфи-ческими единицами, выделенными в пределах комплексов,— группами и формациями (на рис. 2 не показаны); 5) распределение фаций и различных обстановок осадконакопления; 6) данные, полученные по скважинам и обнажениям. Эта схема помогает выделять также стратиграфические единицы для выполнения картирования и структурного анализа. На рис. 2 показана и региональная кривая относительного изменения уровня моря, построенная в основном по данным, нанесенным на хроностратиграфическую корреляционную схему. Построение части этой кривой, соответствующей юрскому и раннемеловому времени, и сопоставление

ее с глобальной кривой более детально описано в ст. 8 данной серии статей. Сходство региональной и глобальной кривых изменения уровня моря для комплексов, имеющих юрско-раннемеловой возраст, свидетельствует о том, что относительные изменения уровня моря в этот интервал времени носили нормальный характер. Напротив, во временном интервале, охватывающем позднемеловой — третичный период, региональная кривая отличается от глобальной, свидетельствуя о значительном региональном поднятии в течение олигоцен-миоценового времени.

ПРИМЕР СТРАТИГРАФИЧЕСКОЙ ИНТЕРПРЕТАЦИИ СЕЙСМИЧЕСКИХ ОТРАЖЕНИЙ Для иллюстрации изложенной выше методики сейсмостратиграфиче-ского анализа рассмотрим (опуская излишние детали) материалы по одной из морских площадей, расположенной у побережья Западной Африки. На рис. 1 показан пример расчленения сейсмического разреза на сейсмические комплексы. Критерием для проведения границ комплексов служило наличие схем налегания, подошвенного и кровельного прилегания и среза. С использованием данных бурения скважин и результатов геологических съемок был определен с максимально возможной точностью возраст этих комплексов и выполнена стратиграфическая интерпретация разреза. В общем виде стратиграфическое расчленение разреза показано на хроностратиграфической схеме рис. 2. На такой схеме помимо изображения взаимосвязи комплексов с поверхностями несогласия, являющимися их верхними и нижними границами, осредненного литологического состава и других сведений можно отразить распределение комплексов по возрасту и показать их площадное распростране-

ние. Сравнение кривых глобального и регионального изменения уровня моря на рис. 2 показывает, что в интервале юра — ранний мел они близки друг к другу. Описание сейсмического разреза На рис. 1 и 3 показана интерпретация сейсмического разреза по профилю А — А', положение которого в плане и вся сеть взаимно пересекающихся профилей показаны на карте (рис. 4, 5). На рис. 1 обозначен возраст комплексов, а на рис. 3 изображены в обобщенной форме сейсмические фации для части нижнемеловой толщи. Хотя в этом интервале выделено три картируемых комплекса (валанжинский, готерив-ниж-неаптский и средне-верхнеаптский — см. рис. 1), на обобщенной схеме рис. 3 эти комплексы для упрощения объединены. Поверхность, служащая подошвой этих комплексов, является верхней поверхностью обширного карбонатного шельфа титон-берриасско-го возраста, который венчается крупным рифом шельфовой окраины. Шельфовые карбонаты становятся маломощными (влево), по мере того как они переходят в отложения континентального склона и глубоководного бассейна. Рельеф морского дна повлиял на осадконакопление перекрывающих его меловых пластов. Здесь вышележащий валанжинский комплекс (см. рис. 1) представляет собой круто погружающийся клин морских отложений, мощность которого уменьшается вверх по восстанию за счет кажущегося налегания, а вниз по падению он контактирует с подстилающими отложениями склона и глубоководного бассейна по схеме подошвенного прилегания. Отложения валанжинского яруса не имеют сколько-нибудь заметной мощности на шельфе, где готеривские пласты непосредственно перекрывают берриасские отложения.

РИС. 3. Общий вид сейсмических фаций осадочных комплексов, имеющих раннемеловой возраст от валанжинского до аптского включительно. Профиль А—А' у берегов Западной Африки (см. карту на рис. 4 и 5). Выделены две основные сейсмофации. Пласты, соответствующие шельфовой обстановке осадконакопления, наращивались справа налево и перекрывали отложения, накапливавшиеся в условиях континентального склона. Вертикальный масштаб увеличен в три раза.

Валанжинский, готеривский и аптский комплексы представлены в двух основных сейсмофациальных единицах, интерпретируемых как фация шельфа и фация континентального склона (рис. 3). В правой части шельфовая фация характеризуется преимущественно параллельными или слаборасходящимися высокоамплитудными непрерывными отражениями. Справа налево вдоль нижней ограничивающей поверхности этой фациальной единицы наблюдается подошвенное прилегание под небольшими углами и отмечается ее погружение. Считается, что обстановка осадконакопления для пластов, от которых получены эти отражения, варьировала от неморской до условий мелководного шельфа при высокой или переменной энергетической характеристике осадконакопления. В левой части этой сейсмофации отмечается схема бокового наращивания с перекрытием сейсмофации склона. Фация склона характеризуется сложным сигмовидно-косослоистым рисунком отражений, имеющих довольно малые амплитуды и прерывистый характер и образующих в подошве схему четко выраженного прилегания под большими углами. Эта сейсмофация соответствует пластам, отложенным в глубоководных морских условиях склона при низкоэнергетической обстановке осадконакопления. Контакт между рассмотренными двумя сейсмофациями интерпретируется как «наступавшая» кромка шельфа, и возраст его постепенно уменьшается в направлении справа налево. Вдоль верхней поверхности картируемого комплекса четко вырисовывается схема эрозионного среза в левой части, там же видны крупные конседиментационные сбросы. Мощность шельфовой сейсмофации, согласно интерпретации, считается намного большей на опущенных блоках некоторых крупных сбросов, развитие которых, судя по всему, происходило одновременно с осадконакоплением. Карты сейсмических фаций Рассмотрим две карты сейсмических фаций: 1) карту типов примыкания сейсмических отражений к подошве картируемого комплекса, на которой показано распределение участков согласия и несогласия, включая налегание и прилегание, и указаны их направления (рис. 4), и 2) карту изохрон (где мощность выражена в двойном времени пробега волны в секундах) шельфовой сейсмофациальной единицы (рис. 5). Хотя эти карты построены для разных параметров, их интерпретация дает одинаковые оценки палеоусловий и палеообстановки осадконакопления. На рис. 4 приведена информация о разных типах схем, образуемых сейсмическими отражениями у подошвы картируемой нижнемеловой

сейсмофациальной единицы, включая схемы согласного расположения, налегания и подошвенного прилегания. Зона шельфа располагается южнее, а зона глубоководной впадины — севернее нижележащего четко вы-

РИС. 4. Карта сейсмических фаций, на которой показаны типы примыкания отражений к подошве комплексов, имеющих раннемеловой возраст от валанжин-ского до аптского включительно. Район находится у берегов Западной Африки. /—подошвенное прилегание: 2 — налегание: 3 — сейсморазведочные профили.

раженного края шельфовой части титон-берриасского карбонатного комплекса. Сейсмические отражения в зоне впадины на севере характеризуются главным образом подошвенным прилеганием, отмечается погружение в северном направлении в глубоководные области впадины. Четко выраженное кажущееся налегание соответствует крутому склону, сформированному краем титон-берриасского карбонатного шельфа. На большей части картируемой площади выделение такой информации затруднено из-за искажающего влияния сбросов. Картина отражений в сейсмофации, развитой на платформе дальше к югу, характеризуется серией стрелок, указывающих на развитие подошвенного прилегания (под небольшими углами падения). Отражения радиально расходятся от вытянутой центральной зоны, в которой они в большинстве своем «согласны» с нижней поверхностью сейсмофаций. Это сочетание схем подошвенного прилегания и углового «согласия», как полагают,

соответствует осадочному телу типа лопасти, состоящему из параллельных пластов, отлагавшихся вначале в центральной зоне в результате поступления осадочного материала из расположенного южнее источника. Это тело (лопасть дельты) расширялось далее за счет латерального наращивания. По мере заполнения глубоководной впадины параллельно-слоистая шельфовая фация распространилась на континентальный склон, где продолжалось боковое наращивание ее отложений в северном направлении (рис. 3) вдоль этого склона. На рис. 5 показана карта изохрон (мощностей, выраженных в двойном времени) шельфовой сейсмофациальной единицы. Мощность можно выражать в единицах двойного времени (изохроны) или пересчитывать его в метры (изопахиты), если имеются достаточные для такого пересчета данные о скорости сейсмических волн. Карта показывает, что мощность рассматриваемой фации составляет меньше 1,0 с в платформенной области и в большей части западной зоны бассейна, но заметно возрастает до 2,0 с и более в восточной части бассейна. Возрастание мощности, судя по всему, наблюдается вдоль конседиментационных сбросов, которые обычно широко развиты в местах накопления мощных толщ шельфовых фаций. Отсюда следует, что одной из причин такого сбросообразования может быть влияние веса осадков. Сопоставление этих двух карт позволяет выдвинуть предположение о связи между зоной «согласных» отражений на рис. 4 (если учесть направление, в котором она вытянута) и зоной развития мощных отложений шельфовой фации на рис. 5. Наличие такой связи можно объяснить тем, что на платформе происходило накопление дельтовых осадков, распространявшееся в северо-восточном направлении и далее на восточную половину прежней глубоководной впадины.

РИС. 5. Карта изохрон для шельфовых сейсмофаций нижнемеловых комплексов (от валанжина до апта включительно); акватория Западной Африки. Мощность измеряется в двойном времени пробега сейсмических волн.

8. Выделение верхнетриасовых, юрских и нижнемеловых сейсмических комплексов в Мексиканском заливе и у берегов Западной Африки* Р. Г. Тодд и Р. М. Митчем мл.

Краткое содержание. Благодаря методам сейсмостратиграфии в отложениях таких регионов, как североамериканское побережье Мексиканского залива (провинция Галф-Кост) и акватория Западной Африки, выделены верхнетриасовый, юрский и нижнемеловой осадочные комплексы. Отдельные комплексы уверенно прослеживаются по площади начиная от полуострова Флорида по периферии провинции Галф-Кост и далее в северную часть Мексики на протяжении свыше 2400 км. Для их выделения были привлечены помимо сейсмических данных информация по литологическому составу, фациям среды, биостратиграфии, результаты радиометрических анализов и материалы каротажа скважин. При сравнении с породами аналогичного возраста из акватории Западной Африки установлены те же осадочные комплексы. По мнению авторов, комплексы Северной Америки и Западной Африки формировались в условиях глобальных изменений уровня моря, поскольку они расположены на одинаковых хронострати-графических уровнях и для них характерны те же условия прибрежного подошвенного налегания, что и для ранее выделенных аналогичных комплексов в других регионах. Назовем сейсмические осадочные комплексы провинции Галф-Кост и входящие в них формации: 1) верхнетриасовый и нижнеюрский (геттангский ?) — формация Игл-Миллс, 2) нижнеюрский (от синемюра по тоар) — развит только в южной части Мексики и на рассматриваемой территории не выявлен; 3) сред-неюрский (байос — бат) — интервал от ангидритов Вернер до соли Луан; 4) верхи средней юры (келловей) ** — формация Норфлет; 5) верхнеюрский (Оксфорд — кимеридж) — формации Смаковер — Бакнер — Гилмор (Хейнсвилл); 6) верхнеюрско-нижнемеловой (титон — берриас) — большая часть группы Кот-тон-Вэлли и 7) нижнемеловой (валанжин) — изолированная клиновидная пачка осадков, выделяемая только в погруженной области. К числу сейсмических комплексов Западной Африки относятся: 1) верхнетриасовый и нижнеюрский (геттангский?); 2) нижнеюрский (от синемюра по тоар); 3) среднеюрский (байос); 4) среднеюрский (бат); 5) среднеюрский

(келловей); 6) верхнеюрский (Оксфорд — киммеридж); 7) верхнеюрсконижнемеловой (титон — берриас) и 8) нижнемеловой (валанжин). 8. Выделение сейсмических комплексов 259 ВВЕДЕНИЕ Благодаря методам сейсмостратиграфии (см. ст. 7) в породах североамериканской провинции Галф-Кост и Западной Африки выделены верхнетриасовые, юрские и нижнемеловые осадочные комплексы (см. ст. 3 и 4). Одной из задач нашей работы было зафиксировать группу взаимосвязанных юрско-нижнемеловых комплексов, которые соответствуют одному суперкомплексу; формирование этих комплексов должно было быть обусловлено глобальными изменениями уровня моря, поскольку они укладываются в единые хроностратиграфические рамки и характеризуются теми же чертами прибрежного подошвенного налегания, что и синхронные комплексы, выделенные в других регионах. Хотя время формирования толщи можно установить путем корреляции электрокаротажных диаграмм, то же самое, но гораздо быстрее и, как правило, точнее, можно сделать по сейсмическим временным разрезам. Повышение точности достигается благодаря тому, что сопоставляются сейсмические временные разрезы: несмотря на меньшую разре-' шенность этих материалов по сравнению с электрокаротажными диаграммами, с их помощью удается непрерывно проследить особенности геологического строения на гораздо большем протяжении в пространстве, вне площадей, охваченных глубоким бурением. Однако с целью уточнения стратиграфии электрокаротажные диаграммы также следует привлекать для корреляции между скважинами. СЕВЕРНАЯ ЧАСТЬ МЕКСИКАНСКОГО ЗАЛИВА Полоса развития юрских отложений (рис. 1) прослеживается от полуострова Флорида по всему периметру провинции Галф-Кост и в северной части Мексики на протяжении более чем 2400 км. В результате комплексного анализа данных сейсморазведки, литологии, палеогеогра-фии, биостратиграфии, радиометрических измерений и скважинных исследований, несмотря на заметные локальные изменения фаций, в пределах этой полосы выделено несколько различных комплексов. В провинции Галф-Кост на территории США юрский склон является погребенным, однако наличие прекрасных обнажении в северной Мексике позволило детально изучить его литологический состав и биостратиграфию, что способствовало осуществлению региональной корреляции юрских отложений вдоль северной части побережья Мексиканского залива. Выделение осадочных комплексов Сейсмический профиль А, показанный на рис. 2, проведен по западному склону Восточно-Техасского бассейна. Слева вверх по восстанию установлен хорошо выраженный конседиментационный сброс; в правой Стороне профиля можно видеть малоамплитудный раздув соли. Отче

РИС. 1. Погребенный юрский склон в северной части побережья Мексиканского залива. ливо выделяются четыре осадочных комплекса. Благодаря наличию скважины 1 почти в центре профиля осуществлена стратиграфическая привязка границ выявленных сейсмических осадочных комплексов. На примере двух участков сейсмического профиля (рис. 3 и 4) показаны основные критерии, использованные при идентификации комплексов. Снизу вверх в разрезе выделены следующие сейсмические осадочные комплексы и соответствующие им стратиграфические пачки: 1. Комплекс, содержащий формацию Игл-Миллс (ЕМ) и выделяющийся по наличию эрозионного среза вверх по восстанию. 2. Комплекс, включающий ангидриды Вернер и соль Луан (L — W). Характеризуется наличием нескольких циклов налегания на более древний комплекс Игл-Миллс вверх по восстанию и, возможно, налеганием на верхнепалеозойские породы далее вниз по региональному склону. Толща соли по сейсмическому профилю А на суше менее широко развита, чем формация Игл-Миллс, и почти регрессивно налегает на нее. 3. Комплекс, охватывающий формации Смаковер, Бакнер и Гилмор

РИС. 2. Сейсмический профиль А, Восточно-Техасский бассейн. Показаны границы триасового и юрского комплексов. Стрелками обозначены зоны прекращения прослеживания отражений при налегании в кровле, прилегании в подошве и срезе. Благодаря этим зонам получены критерии для обоснования границ комплексов. Показаны формации: Н — Хосстон; CV — Коттон-Вэлли; G — Гил-мор; В — Бакнер; S — Смаковер; L — Луан; W — Вернер; ЕМ — Игл-Миллс.

(S — В — G) * и полого налегающий на нижележащий комплекс Луан — Вернер. Формация Норфлет, располагающаяся между солью Луан и формацией Смаковер, очевидно, образует самостоятельный комплекс, но мощность его в рассматриваемом районе мала, ниже разрешающей способности сейсморазведки. Характер налегания формации Смаковер нечеткий, однако на сейсмическом профиле выделено несколько ба-зальных прекращений прослеживания осей синфазности. Резкое литоло-гическое замещение морских карбонатных пород Смаковер подстилаю* Недавно [7, с. 1119] для «известняковой толщи, подстилающей формацию Боссир (глины) и перекрывающей формацию Бакнер или Смаковер», было использовано наименование «известняки Гилмор». Последним целесообразно заменить термины свободного пользования «известняк Коттон-Вэлли» и «известняк Хейнсвилл», обычно применяемые в Восточном Техасе. Известняк Гилмор образовался одновременно с формацией Хейнсвилл, шт. Арканзас и Луизиана, представленной терригенной пачкой песчаников и глин.

Рис 3. Участок профиля 1 вниз по падению от юго- восточной части сейсмического профиля А с деталями границ комплексов.

РИС, 5. Сводный широтный профиль через Восточно-Техасский бассейн. В пределах каждого комплекса показаны (без соблюдения масштаба) отдельные формации, которые разделены жирными линиями. На графике справа в общем виде показаны циклы региональных относительных изменений уровня моря для каждого разреза. Циклы нанесены не в линейном масштабе времени; обозначения, например J2.1, соответствуют рис. 2 из ст. 4.

щими неморскими песчаниками и алевролитами Норфлет помогает более уверенно проводить нижнюю границу комплекса. Верхняя граница комплекса отчетливо проводится по кровле известняков Гилмор благодаря резко выраженной границе налегания черных глин формации Боссир на нижележащие известняки Гилмор. 4. Наконец, комплекс, состоящий из группы Коттон-Вэлли (CV), перекрывает комплекс Смаковер — Бакнер — Гилмор. Нижней его границей служит поверхность подошвенного налегания глин Боссир на известняки Гилмор. Верхняя граница комплекса Коттон-Вэлли представлена крупным несогласием на территории провинции Галф-Кост, тем не менее обычно ее трудно провести по сейсмическим данным, поскольку вышележащие песчаники Хосстон (Н) залегают на песчаниках Коттон-Вэлли. Характер налегания свиты Хосстон можно видеть в юго-восточной части профиля, а некоторые искажения записи, видимые в юго-западной его половине, вероятно, связаны с проявлением эрозионного среза толщи Коттон-Вэлли.

Стратиграфия Восточного Техаса На рис. 5 приведен сводный разрез через Восточно-Техасский бассейн, составленный по данным сейсморазведки, скважинных исследований и материалов изучения керна и шлама. На нем можно видеть особенности строения юрских отложений и литофаций. Жирными черными линиями проведены границы комплексов. Справа дана циклограмма, отражающая региональные относительные изменения уровня моря для каждого комплекса. Формация Игл-Миллс. В подошве разреза выделяется формация Игл-Миллс, которая непосредственно подстилает юрский суперкомплекс. Разрез ИглМиллс представлен красноцветными глинами, алевролитами, песчаниками и конгломератами. Часто встречаются силлы и дайки изверженных пород. Формация Луан — Вернер. В подошве юрского суперкомплекса залегают соль Луан и нижележащие ангидриты Вернер. Толща Луан — Вернер трансгрессивно налегает на более древнюю толщу Игл-Миллс и полностью выклинивается в направлении суши, как схематически показано на рис. 5. Формация Луан представлена в основном каменной солью. Вернер, очевидно, является латеральным эквивалентом соли Луан и представлен в основном горизонтально-слоистыми и кососло-истыми ангидритами, но местами под ангидритом встречаются песчаники и конгломераты. Формация Норфлет. Формация Норфлет перекрывает соль Луан и соответствует относительно маломощному интервалу разреза, представленному красными и розовыми песчаниками и алевролитами. Далее на восток в пределах штата Миссисипи мощность формации Норфлет превышает 305 м, и здесь она содержит многочисленные прослои грубо зернистых конгломератов. Повсеместно в пределах региона Галф-Кост Норфлет залегает над солью Луан. Формация Смаковер — Бакнер — Гилмор. Формация Смаковер трансгрессивно налегает на Норфлет и представлена тремя основными фациями: 1) базальной слоистой микритовой толщей, образовавшейся в интервале от среднеприливной почти до нижнеприливной области осадконакопления (эта фация обычно характеризуется выклиниванием в сторону суши); 2) вышележащей фацией пеллетовых микритов, образовавшейся в мелководной нижнеприливной обстановке, и 3) в кровле — комплексом пород, состоящих из скатанных зерен, которые образовались в высокоэнергетической обстановке осадконакопления (затвердевшие пеллеты встречаются вверх по восстанию; оолиты, образовавшиеся в более высокоэнергетической обстановке, появляются далее в сторону моря, и, наконец, фации, состоящие из зерен смешанной степени окатанности затвердевших пеллет, оолитов и водорослевых пизо-литов, формировались еще дальше в море). Вследствие доломитизации отдельных зерен образовалось большинство коллекторов в отложениях Смаковер в Восточном Техасе. Вверх по восстанию Смаковер залегает над формацией Норфлет и перекрывает Игл-Милдс или верхнепалеозойские осадки. Формация Бакнер перекрывает Смаковер и отчасти сопоставима с ней: она представлена переслаиванием красноцветов и комковатых ангидритов, которые образовались в надлиторальной зоне (сабха), расположенной в сторону суши от области среднеприливной обстановки, характерной для образования оолитов Смаковер. На отдельных участках встречаются

маломощные прослои известняков и соль. Под воздействием рассолов, исходным продуктом для которых служили эвапориты Бакнер, зернистые известняки нижележащей толщи Смаковер подверглись доломитизации, обусловившей развитие значительной вторичной пористости. В сторону моря красноцветы и ангидриты Бакнер фациаль-но замещаются известняками, сложенными различными сочетаниями оолитов, водорослевых пизолитов и отвердевших пеллет. Формация Гилмор в Восточном Техасе почти полностью сложена известняками, которые трансгрессивно перекрывают надлиторальные красноцветы и эвапориты Бакнер. Она коррелируется с формацией Хейнсвилл в шт. Арканзас и Луизиана, представленной в основном песчаниками и глинами. Интенсивный привнес терригенного материала, наблюдаемый в Восточной Луизиане и Миссисипи, к Восточному Техасу ослабевает, благодаря чему здесь возможно отложение карбонатов. Довольно резкий литологический переход вверх по разрезу красноцветов в известняки на территории Восточного Техаса свидетельствует о том, что граница комплекса проходит по контакту между форма-днями Бакнер и Гилмор, но по сейсмическим материалам нам не удалось это установить. Детальная корреляция каротажных диаграмм позволила установить вверх по восстанию наличие эрозионного несогласия между породами Бакнер и Гилмор. Вытянутый в сторону суши пик на циклограмме региональных изменений уровня моря (рис. 5), фиксируемый против формации Гилмор, свидетельствует о наблюдаемом по результатам фациального анализа региональном резком изменении, выраженном сменой надлиторальных красноцветов и эвапоритов Бакнер межприливнонижнеприливными карбонатами Гилмор. Интервал такого изменения на циклограмме, который, очевидно, включает и предшествующее ему относительное понижение уровня моря, назван параци-клом (в ст. 3, 4 дано более детальное описание). Группа Коттон-Вэлли. Отложения этой группы соответствуют самому верхнему комплексу юрского суперкомплекса. Непосредственно над ним залегает формация Хосстон раннемелового возраста. В состав группы КоттонВэлли входят формации Боссир, Шулер и Ноулес. Формация Шулер представлена пачкой от прибрежно-морских до континентальных песчаников, конгломератов и глин; формация Боссир сложена их более глубоководными эквивалентами. Боссир резко трансгрессивно налегает на известняки Гилмор и характеризуется заметными регулярными прекращениями прослеживания осей синфазности отраженных волн у ее поверхности (см. рис. 2 — 4), обозначая тем самым нижнюю границу комплекса. Ближе к морю верхние несколько десятков метров группы Коттон-Вэлли представлены микритовыми известняками низкоэнергетического режима седиментации, а также зернистыми известняками высокоэнергетического режима, переслаивающимися с глинами. Эту преимущественно известняковую пачку Манн и Томас [11, с. 145] назвали «Ноулес» вместо термина свободного пользования «известняк «В» Коттон-Вэлли». Мощность известняка Ноулес постепенно возрастает в сторону моря, в то время как интенсивность привноса терриген-його материала снижается по мере удаления от берега.

Сейсмические комплексы Южного Техаса Сейсмический профиль В (рис. 6) отработан на территории Южного Техаса и расположен почти в 480 км к юго-западу от профиля А; линия профиля ориентирована с северо-запада на юго-восток. Здесь выделены те же четыре комплекса, что и в Восточном Техасе (см. рис! 2—4). Скважина 2, расположенная в юго-восточной части профиля В, вскрыла соль Луан, и благодаря ей произведена стратиграфическая привязка сейсмических данных. Ниже приведены сейсмические комплексы (снизу вверх): 1) древний комплекс Игл-Миллс, на котором залегают соль Луан и ангидриты Вернер; 2) комплекс соль Луан — ангидриты Вернер, ||руто налегающий на Игл-Миллс или породы позднего палеозоя (выделяются несколько циклов налегания, видные на рис. 6, а вверх по восстанию происходит регрессивное выклинивание соли); 3) комплекс Сма-довер — Гилмор трансгрессивно налегает на поверхность соли Луан. 1Сак и в Восточном Техасе, формация Норфлет не выделяется по сейс-?' мическим данным и, возможно, отсутствует. Базальные прибрежные от- ложения формации Смаковер постепенно, с подошвенным налеганием перекрывают поверхность соли Луан, выходя вверх по восстанию непосредственно на комплекс Йгл-Миллс и породы нижнего палеозоя; 4) комплекс КоттОн-Вэлли, сложенный формациями Шулер, Боссир и Ноулес. Формация Боссир трансгрессивно налегает на известняки Гил-мор, но менее резко, чем в Восточном Техасе. Граница комплекса проводится по кровле группы Коттон-Вэлли, где формация Хосстон характеризуется подошвенным прилеганием к известнякам Ноулес по направлению к морю, а в сторону суши трансгрессивно налегает в подошве на отложения КоттонВэлли. Далее на юг терригенные фации Хосстон сменяются известняками (формация Слиго). В Южном Техасе обнаруженный в известняках ископаемый микропланктон свидетельствует о разрыве во времени на границе комплекса, проходящей между Слиго и Коттон-Вэлли. Геологический возраст комплексов ГалфКост в пределах Техаса Как отмечалось в ст. 3, хроностратиграфическая схема отличается от стратиграфического разреза тем, что по вертикали в ней нанесен абсолютный геологический возраст, а не мощность. Мы полагаем, что этим наглядно демонстрируется место комплексов в общей пространственновременной схеме. На рис. 7 приведена хроностратиграфическая схема, по которой можно судить о том, каким образом сейсмические комплексы, выделенные в шт. Техас в провинции Галф-Кост, распределены во времени и пространстве. Слева по вертикали нанесено геологическое время, а площадь развития различных комплексов показана по горизонтали, причем суша расположена слева. Комплексы, выклинивающиеся в сторону суши, такие как Луан — Вернер или Смаковер — Бакнер — Гилмор, позволяют судить о местоположении уровня моря. В этих двух случаях о наличии прибрежного подошвенного налегания свидетельствуют как данные бурения, так и сейсморазведки. Рядом с хроностра-тиграфической схемой общая информация о положении уровня моря показана на циклограмме,

отражающей относительные изменения уровня моря в регионе Галф-Кост на территории Техаса. В колонке после графика регионального цикла даны обозначения, относящиеся к конкретным стратиграфическим пачкам (см. ст. 4). Геологический возраст группы Коттон-Вэлли, формаций Гилмор, Бакнер, Смаковер и Игл-Миллс достаточно надежно установлен. Возраст формаций Луан, Вернер и Норфлет определен по графикам гло-•s бальных циклов (см. ст. 4, рис. 2). Датировка выделенных комплексов К производилась тремя методами — по данным радиометрических измере-дай, биостратиграфии и путем сравнения с графиками глобальных '-циклов.

РИС. 6. Сейсмический профиль В, Южный Техас. Показаны границы разрезов юры и триаса.

РИС. 7. Хроностратиграфическая схема для техасской части провинции Галф-Кост с указанием относительных величин погружения береговой зоны для комплексов триаса, юры и нижнего мела. На графике циклов в общем виде показаны региональные относительные изменения уровня моря для каждого комплекса; обозначение цикла, например J2.1, соответствует рис. 2 ст. 4. Позднетриасовый — раннеюрский (геттангский?) В отложениях формации Игл-Миллс найдена макрофлора, позволяющая считать ее позднетриасовой — раннеюрской [12]. Кроме того, эти породы пронизаны интрузиями базальта, для отдельных образцов которых радиометрические измерения дали возраст 195, 197 [4] и 180-200 млн. лет*. Базальтовые интрузии свидетельствуют о том, что в целом формация ИглМиллс имеет позднетриасовый возраст; судя по макрофлоре в ее кровле залегают породы не моложе ранней юры. Исходя из имеющихся палеонтологических и радиометрических данных и с учетом наших графиков глобального относительного изменения уровня моря для мезозоя мы определяем возраст комплекса Игл-Миллс как позднетриасовый раннеюрский (геттангский?). Раннеюрский Опыт наших исследований во всем мире указывает на то, что нижнеюрские комплексы имеют ограниченное площадное распространение (ст. 4, рис. 2). Относительно широкое распространение комплексов Луан — Вернер и Норфлет в северной части провинции Галф-Кост свидетельствует о том, что возраст их следует относить к средней юре. Напротив, если допустить для

пород Луан — Вернер и Норфлет раннеюрский возраст, то в этом случае надо как-то объяснить отсутствие среднеюрских пород в северной части Мексиканского залива; глобальные циклы свидетельствуют о том, что среднеюрские породы сравнительно широко развиты. Морские породы ранней юры на побережье Мексиканского залива Д1 найдены только в южной части Мексики [5]. Они датируются по аммонитам как синемюр-раннеплинсбахские. В этом же районе в коррелирующихся с ними толщах имеются залежи каменного угля [б]. Ограниченная площадь распространения этих пород и присутствие пластов каменного угля, которые должны были формироваться в условиях теплого и умеренного климата, позволяют утверждать, что ранняя юра не была временем, благоприятным для осадконакопления эвапоритов Луан и Вернер. Отсутствие пород геттангского яруса в этом нижнеюрском разрезе косвенно свидетельствует о том, что подошва юрского суперцикла начинается с синемюрского яруса. Среднеюрский Палеонтологическое подтверждение среднеюрского возраста эвапоритовой толщи Луан — Вернер привели Киркленд и Герхард [10]. Они ружилипалиноморфные ассоциации средне-позднеюрского возраста в кепроке соляного диапира Челленджер-Нолл в центральной части Мексиканского залива. Киркленд и Герхард сделали вывод, что кепрок образован нижележащей слоистой солью и эта соль сопоставляется с солью Луан северной части Мексиканского залива. Совсем недавно Уоткинс и др. [13] пересмотрели материалы по датировке отложений формации Луан и пришли к выводу, что возраст ее — средняя (?) юра. В песчаниках Норфлет не содержится окаменелостей. В пределах Восточного Техаса мощность этих пород не превышает разрешающей способности сейсморазведки; однако в центральной части Миссисипи, где их мощность максимальна, отмечается подошвенное прилегание их на поверхность соли Луан, что определяет нижнюю границу песчаников Норфлет. В пределах северной части Мексиканского залива морские карбонатные породы Смаковера налегают и трансгрессивно перекрывают неморские терригенные породы комплекса Норфлет, определяя его верхнюю поверхность. По глобальным циклограммам возраст Норфлет определяется как конец средней юры (келловей). Низы верхнеюрского На основе находок аммонитов в скважинах, пробуренных в северной части шт. Луизиана, возраст формации Смаковер Имлей [9] определял как позднеоксфордский. Известняки, эквивалентные формации Бакнер, также содержат аммониты киммериджа (по определению Имлея). Ам-мониты, найденные в керне скважин, пробуренных в шт. Луизиана и Техас, свидетельствуют о том, что формация Хейнсвилл и эквивалентные ей известняки Гилмор имеют позднекиммериджский возраст.

Позднеюрский — раннемеловой Кровля известняков Гилмор служит границей важного осадочного комплекса. Кокколитовая зона отчетливо проявляется в формации Бос-сир (глины), перекрывающей непосредственно известняки Гилмор. Кровля кокколитовой зоны, которая датируется как раннетитонская, служит эрозионной поверхностью формации Гилмор. Кровля юры проводится в толще КоттонВэлли; она не совпадает с границей комплекса, но ее можно приближенно определить, используя зону кокколитов. В течение многих лет в провинции Галф-Кост кровля группы Коттон-Вэлли рассматривалась в качестве кровли юры. Она, несомненно, служит прекрасной границей юрского осадочного комплекса. В известняках Ноулес найдены микропланктонные формы наннокониды, которые указывают на то, что верхняя часть Коттон-Вэлли имеет не позд-неюрский, а нижнемеловой возраст (берриас), что совпадает с данными по кокколитам. Как уже отмечалось, вниз по падению происходит региональное за мещение терригенных класстических пород Хосстон карбонатными (формация Слиго). В Южном Техасе раннемеловые (готеривские) нанно-кониды обнаружены в карбонатных породах, непосредственно перекрывающих известняки Ноулес, которые содержат берриасскую микрофауну. Это говорит о том, что породы валанжина могут отсутствовать либо вследствие прекращения осадконакопления, либо из-за эрозии. На ряде сейсмических профилей в Центральном и Восточном Техасе ниже по региональному наклону в интервале между известняками Ноулес и вышележащими известняками формации Слиго выделяется изолированный комплекс; несмотря на отсутствие палеонтологической информации, мы полагаем, что эта клиновидная толща соответствует выпадающей из разреза пачке валанжина. ПРИБРЕЖЬЕ ЗАПАДНОЙ АФРИКИ В отложениях верхнего триаса, юры и нижнего мела у берегов Западной Африки на сейсмических разрезах выделено несколько комплексов (см. ст. 2). Основные свойства комплексов и суперкомплексов аналогичны тем, что наблюдаются в районе Мексиканского залива. Комплексы выделены по сейсмическим данным; их возраст и литологи-ческое описание сделаны по материалам пробуренных скважин и увязаны с региональными циклами относительного изменения уровня моря. Выделение комплексов На сейсмическом профиле по линии А (рис. 8) особенно отчетливо прослежены две основные границы комплексов. Более древняя, расположенная ниже отметки Зев центре временного разреза, отделяет триасовый суперкомплекс от юрского. Эта граница характеризуется резким базальным подошвенным налеганием к суше юрских комплексов на нижележащий триасовый суперкомплекс. Самый верхний комплекс триасового суперкомплекса относительно дальше других заходит на берег. Он был установлен на суше по керну скважин, представленному крас-ноцветами, переслаивающимися с интрузиями основного состава, который по данным радиометрических определений датируется поздним триасом (карнийский

ярус, примерно 215 млн. лет назад). Выше интру-зий, но все еще в толще красноцветов встречены осадочные отложения, возраст которых предположительно раннеюрский. В работе [2, с. 26] при рассмотрении мезозойских отложений на северо-западе Африки отмечается, что красноцветы отлагались на протяжении всей юры. Находки брахиопод в пластах доломита, залегающих выше триасовых соляных мульд, свидетельствуют о трансгрессии моря, вероятнее всего, в раннеюрское (синемюрское) время. Как и при установлении возраста формации Игл-Миллс в провинции Галф-Кост Северной Америки, аргу ментация недостаточно убедительна, но тем не менее позволяет говорить о том, что самая верхняя часть триасового суперцикла захватывает раннеюрские (геттангские) осадки. Начало юрского суперцикла в Западной Африке отмечается развитием трансгрессии моря, а его подошвой служат раннеюрские породы (синемюрский ярус). На сейсмическом профиле по линии С (рис, 9) установлена более молодая основная граница между юрским и меловым суперкомплексами. Она имеет седиментационную природу и проводится по окраине карбонатного шельфа, отличающегося резко пересеченным рельефом. На эту резко выраженную окраину шельфа под крутым углом налегает изолированная клиновидная толща глин, которая в своей подошве в направлении к центру бассейна трансгрессивно налегает на коррелирующуюся с ней толщу фондоформы. Описанный изолированный комплекс рассматривается как проявление крупного смещения в сторону моря зоны накопления морских кластических осадков, обусловленного быстрым относительным понижением уровня моря (см. ст. 3). Перерыв связан с завершающей стадией образования юрского суперкомплекса и началом •мелового суперкомплекса. На профиле А (рис. 8) детали этой границы комплекса неясны ввиду наличия разломов в окрестности кромки шельфа. В состав юрского суперкомплекса входят шесть сейсмических комплексов (см. рис. 8, 9), границами которых служат второстепенные поверхности несогласий и которые расположены в интервале между двумя описанными выше главными несогласиями. Нижнеюрский В подошве юрского суперкомплекса выделяется изолированная толща (Л), которая в море согласно перекрывает, а далее к суше налегает в подошве на породы выявленного триасового разреза (TR3 на рис. 8). По нашему мнению, область подошвенного налегания ограничена рамками береговой линии и отражает крупное смещение зоны накопления морских осадков к центру бассейна по сравнению с зоной широкого развития нижележащих осадков верхнетриасового — нижнеюрского (гет-Тангского?) комплекса (TR3). Несмотря на то что в исследованном районе данный изолированный комплекс не был вскрыт пробуренными скважинами, его датируют ранней юрой (от синемюра по тоар) в силу его стратиграфического положения и изолированного характера развития, что согласуется с графиками глобальных циклов (см. ст. 4, рис. 2). Слабо расчлененная окраина нижнеюрского карбонатного шельфа зафиксирована на сейсморазведочных профилях по линиям А (рис. 8) и С (рис. 9). На профиле С на восточном его конце располагается только

удаленная часть фондаформы и клиноформы; край карбонатного шельфа располагается восточнее этого конца временного разреза. Глубина моря у края нижнеюрского шельфа, судя по материалам профилей А, В и С (см. ст. 2), по-видимому, не очень значительна.

РИС. 8. Сейсмический профиль А. Показан характер залегания триасового и юрского комплексов. Обозначения циклов например J2.1, и их датировка объяснены на рис. 10.

РИС. 9. Сейсмический профиль С, прибрежье Западной Африки с основными границами комплексов. Обозначения циклов, например J2.1, и их датировка объяснены на рис. 10.

Среднеюрский Над нижнеюрским установлены три сейсмических комплекса, относимых к средней юре (J2). Самый древний из них трансгрессивно налегает на нижнеюрский и перекрывает его далее в направлении к суше, а в регрессивные фазы также налегает на нижележащие триасовые отложения. Другие два комплекса еще дальше, чем предыдущий, последовательно прослеживаются в сторону суши, но с еще большим охватом налегают на поверхность триаса в период регрессии. Самый верхний Комплекс вскрыт скважиной, в которой по извлеченному керну определена фауна, имеющая Среднеюрский возраст (келловей). Два более древних комплекса не датированы. Используя в комплексе данные бурения и графики глобальных циклов (ст. 4, рис. 2), мы интерпретируем эти разрезы как среднеюрские — соответственно байосский, батский и келловейский (рис. 10). Байосский (J2.1). Нижняя граница этого комплекса представлена трансгрессивным налеганием по направлению к суше, как видно на профилях А (рис. 8) и С (рис. 9). Слаборасчлененная окраина шельфа выделяется в восточной части профиля С. Исходя из косослоистой картины бокового наращивания и прилегания в кровле верхних отражений, можно сделать вывод, что она состоит, вероятно, из карбонатных осадков высокоэнергетической среды седиментации. Батский (J2.2). Для данного комплекса характерно трансгрессивное подошвенное налегание на более древнюю байосскую окраину шельфа (рис. 9), а далее в сторону суши наблюдается выполаживание. Регрессивный цикл развития окраины шельфа, отмеченный в раннеюрское и среднеюрское (байосское) время, продолжался и в течение батского времени. Об этом говорит тот факт, что край шельфа располагался тогда на несколько километров дальше в море, чем предшествующий байосский. Скважины, пробуренные по окраине шельфа, свидетельствуют о том, что она сложена карбонатными породами. Верхняя граница батского комплекса представлена типичной поверхностью эрозионного среза; это видно на всех трех сейсмических профилях,, особенно по линии С (рис. 9). Эрозионный срез в кровле батского яруса сопоставляется с этапом существенного понижения уровня моря. Келловейский (J2.3). Над эрозионной поверхностью батского яруса выделена маломощная пачка глин, выраженная на временных разрезах одним отражающим горизонтом. Восточнее профиля С (рис. 11) он распадается на

множество других отражений и соответствует зоне выдвижения края шельфа с рельефом клиноформы. Для клиноформ характерно кровельное прилегание, и они перекрываются двумя субгоризонтальными отражениями. Такой тип сейсмофаций свидетельствует о развивающемся в сторону моря дельтовом комплексе, залегающем на выположенном, преимущественно песчаном основании фронтальной части дельты, либо о толще осадков дельтовой равнины, перекрывающих преимущественно глинистые толщи продельты. Скважиной, пробуренной ближе к суше от края шельфа, установлено, что он, вероятно, сложен терригенной толщей песчаников и глин. Глубоководный генезис маломощной глинистой пачки, видимой на профиле С, подтверждается данными бурения. В глинах содержатся ассоциации фораминифер, характерных для верхней части батиальной области моря. В глинах найдена келловейская фауна. На основе циклограммы глобального изменения уровня моря возраст этого сейсмического комплекса датирован келловеем. Верхнеюрский — самые низы мелового На сейсмических профилях у берегов Западной Африки установлены два комплекса позднеюрского и раннемелового (J3) возраста, которые охватывают верхнюю часть юрского суперцикла (см. рис. 10). Эти комплексы вскрыты несколькими скважинами, и их геологический возраст установлен точно. Оксфорд-киммериджский (J3.1). В силу особенностей рельефа области осадконакопления, обусловленного строением окраины предшествовавшего келловейского шельфа (рис. 11), данный комплекс характеризуется подошвенным прилеганием к нижележащему келловейскому комплексу в восточных участках сейсмических профилей по линиям ; В''(см. ст. 2, рис. 4) и С (рис. 9). Качество данных здесь не столь хорошее, как на профиле А (рис. 8), но тем не менее можно видеть окраину келловейского шельфа совместно с подошвенным прилеганием в сторону моря и трансгрессивным подошвенным налеганием в направлении к суше поверх него оксфорд-киммериджского комплекса. В направлении суши оксфорд-киммериджский комплекс характеризуется прибрежным подошвенным налеганием на среднеюрский (келло-

РИС. 11. Сейсмический разрез у берегов Западной Африки. Показана зона развития окраины келловейского шельфа. Обозначения циклов и их датировку см. на рис. 10.

вейский) комплекс и в конечном итоге перекрывает его. Это свидетельствует о более широком развитии данного комплекса. В скважине 3, расположенной на профиле В (ст. 2, рис. 4), и в скважине 1 на профиле А (рис. 8) из отложений этого комплекса поднят керн с фауной поздней юры (оксфорд — киммеридж). Интенсивное наращивание в сторону суши морских осадков в начале позднеюрского времени отмечалось вдоль побережья Западной Африки [2, с. 30], в Северном море [15, с. 1589], Мексиканском заливе [9] и в других регионах мира [8, с. 142]. Окраина шельфа со стороны моря сложена карбонатами. Особый интерес представляет то обстоятельство, что в направлении от шельфа к депрессионной части бассейна в течение юрского периода происходит постепенное увеличение расчлененности рельефа. В соответствии с увеличением глубины бассейна примечательно сокращение мощности карбонатов к его центру либо появление участков их «замедленного отложения» [I]. Титои-берриасский (J3.2). В скважинах 2 и 3 на профиле В (ст. 2, рис. 4) и скважине 1 на профиле А (рис. 8), вскрывших отложения этого комплекса, поднят керн с позднеюрской (титон) и раннемеловой (бер-риас) фауной (рис. 10). В этот комплекс, с которого начинается юрский суперкомплекс, включены отложения самых нижних горизонтов мела (берриасский ярус). Верхнеюрско-нижнемеловым (самые низы мела) комплексом отмечается завершение карбонатного осадконакопления в данном регионе; из всех окраинных типов зон юрского карбонатного шельфа этот комплекс отличается наиболее высокой степенью расчлененности. В керне, отобранном из кровли толщи в скважине 1 (рис. 8), содержатся рифостроя-щие кораллы, оолиты и известковые

водоросли. Поскольку карбонатные породы на окраине шельфа формировались на уровне моря или вблизи него, можно рассчитать порядок глубин моря начиная от этой окраины шельфа. Для района расположения скважины 2 (ст. 2, рис. 4) перепад глубин в зоне между краем шельфа и депрессионной областью по коррелируемому горизонту составляет 0,7 с времени пробега волны в одну сторону. Используя для зоны переслаивания глин и карбонатов интервальную скорость 3650 м/с и умножая эту величину на перепад глубин, выраженный в единицах времени, получаем глубину моря 2560 м. При таком расчете не учитываются уплотнение осадков и постседимента-ционные тектонические подвижки; однако в данном конкретном случае они, по-видимому, пренебрежимо малы. Четкий переход от шельфа к бассейну подтверждается материалами скважины 2, которая вскрыла карбонатный разрез пелагических известковых илов, содержащих в большом количестве глубоководные планктонные организмы, такие как кальпионеллиды, наннокониды, кальцисферулиды и аммониты. Кровля юры на профиле В установлена по керну скважины 2 (на основе находок в известняках кальпионеллид и нанноконид) и четко уходит под меловой комплекс. Выше этой границы комплексов выявлен раз рез глубоководных глин, который соответствует началу накопления кремнистых обломочных пород мелового суперкомплекса (К1). (Условия осадконакопления пород нижнего мела подробнее изложены в ст. 7.) Нижнемеловой (валанжинский) Небольшой по объему валанжинский комплекс (К1.1) предшествует непосредственно толще верхнеюрско-нижнемеловой карбонатной платформы и служит как бы начальной пачкой в целом более широко развитого мелового суперкомплекса. Эта локальная линзовидная пачка встречается на профиле В, и для нее характерно подошвенное налегание глубоководных пачек на окраину шельфа, а в сторону моря наблюдается подошвенное прилегание. Клиновидная толща выделена также и на профиле С (рис. 9), но здесь ее верхняя граница проводится недостаточно четко. По материалам бурения скважины 2, расположенной на профиле В, отложения этого локального комплекса датируются ранним мелом (валанжином), а подстилающая их карбонатная пачка — позднеюр-ским (титонским) — раннемеловым (берриасским) временем. Судя по кровле карбонатной банки, далее к суше от этой локальной пачки отложения валанжина отсутствуют. Микрофлора, в основном динофлагел-латы, свидетельствует о том, что раннемеловые (готеривские) терри-генные породы несогласно перекрывают карбонатные породы берриаса. Несмотря на то что указанные данные свидетельствуют об относительном понижении уровня моря, амплитуду погружения нельзя рассчитать исходя из глубоководных фаций по линиям этих сейсмических профилей. Прибрежное подошвенное налегание юрских комплексов в акватории Западной Африки Особенности размещения триасовых, юрских и нижнемеловых сейсмических комплексов, установленных для Западной Африки по профилям А, В и С, можно проследить на сводном геологическом разрезе, приведенном на рис. 12. О распределении этих комплексов в зоне прибрежья Западной Африки можно судить

по хроностратиграфической схеме при нанесении на нее абсолютного геологического возраста (рис. 13). На рис. 13 показаны также региональные циклы относительных изменений уровня моря. Позднетриасовым — раннеюрским (геттанг-ским?) комплексом фиксируется кровля предыдущего суперцикла. Раннеюрские (синемюр — тоар) породы имеют ограниченное распространение. Гораздо шире представлены породы средней юры, и, наконец, .Наиболее широко развиты самые молодые комплексы поздней юры -раннего мела. Региональный характер их развития особенно заметен при сравнении с ограниченной областью присутствия клиновидной пачки валанжина, которая знаменует начало мелового суперцикла.

РИС. 12. Сводный геологический разрез прибрежья. Обозначения циклов, например J2.1, и их датировку см. на рис. 10. Обращаясь к геологическому разрезу (рис. 12), отметим, что самым древним комплексом служит толща, отнесенная к позднему триасу — ранней юре (геттангский ярус?) на основе широкого его развития и регионального характера прибрежного подошвенного налегания, наблюдаемого в вышележащих комплексах. Как указывалось выше, данный комплекс прослеживается на суше в толщах красноцветов, которые пронизаны базальтовыми интрузиями позднего триаса и в рассматриваемом районе перекрыты морскими доломитами, содержащими раннеюр-ские (синемюрские) брахиоподы [2, с. 26]. Перекрывающий его комплекс отличается значительно меньшим распространением. На основе графика глобальных циклов он датируется раннеюрским временем; однако ни одна из пробуренных скважин не вскрыла этих отложений, так что достоверность интерпретации не подтверждена. В средней юре выделяются три комплекса. Байосский характеризуется подошвенным налеганием на рассмотренный нижнеюрский, а далее в направлении к суше повсеместно залегает непосредственно на породах триаса. Вышележащий батский несогласно перекрывает байосский и еще дальше распространен в сторону суши. Самый верхний комплекс датирован как поздний этап среднеюрского времени (келловей).

Выше средней юры расположены два осадочных сейсмических комплекса. Объем нижнего варьирует от Оксфорда до верхов киммеридж-

РИС. 13. Хроностратиграфическая схема для прибрежья Западной Африки. Показаны относительные величины погружения береговой зоны для триасового, юрского и нижнемелового разрезов. График циклов показывает суммарные региональные относительные изменения уровня моря для каждого разреза.

РИС 14. Сравнение графиков региональных циклов для побережья Западной Африки и техасской части провинции Галф-Кост с графиком глобальных циклов.

ского яруса; в состав верхнего комплекса входят отложения титонского и берриасского яруса, а в целом его диапазон — от поздней юры до раннего мела. Такая трактовка подтверждена материалами бурения. Изолированная клиновидная толща, располагающаяся непосредственно перед карбонатной платформой, отнесена к раннему мелу (ва-ланжину) по данным бурения. Этим локальным комплексом отмечается начало мелового суперкомплекса. СРАВНЕНИЕ ЦИКЛОВ ИЗМЕНЕНИЯ УРОВНЯ МОРЯ ПО ЗАПАДНОЙ АФРИКЕ И ПРОВИНЦИИ ГАЛФ-КОСТ Нанеся на графики региональных циклов, построенных для техасской части провинции Галф-Кост (рис. 7) и Западной Африки (рис. 13), шкалу абсолютного геологического возраста, можно сравнить их с графиком глобального юрского цикла (рис. 14). Графики региональных циклов по Западной Африке и Мексиканскому заливу и аналогичные графики для арктического материкового склона Аляски, северо-западного шельфа Австралии, Ближнего Востока и Западной Европы в целом были усреднены для устранения влияния локальных тектонических процессов и затем объединены с целью получения расчетного графика глобального юрского цикла. Позднетриасовый — раннеюрский (геттангский?) комплекс в пределах Западной Африки и Мексиканского залива представляет собой регионально выдержанную пачку и на построенной нами циклограмме соответствует этапу относительно высокого положения уровня моря. Несмотря на то что в пределах Галф-Коста формация Игл-Миллс представлена красноцветами, она учитывалась при построении циклограммы, поскольку красноцветы, очевидно, образовались вблизи уровня моря и испытали изменения, обусловленные флуктуациями уровня моря. Изолированный комплекс Западной Африки, перекрывающий нижележащий позднетриасовый — раннеюрский (геттангский?) комплекс, по-видимому, следует отнести к ранней юре; он соответствует периоду относительного понижения уровня моря. В северной части Мексиканского залива породы аналогичного возраста не обнаружены, хотя отложения, похожие на изолированный комплекс Западной Африки, известны в южной части Мексики [5]. Среднеюрские циклы в целом свидетельствуют об относительно более высоком положении уровня моря, чем раннеюрские. Проблемный комплекс соль Луан ангидриты Вернер северной части Мексиканского залива отнесен нами к началу средней юры (байос — бат) на основе па-линологических определений его берегового налегания. Мощность формации Норфлет, как правило, меньше разрешающей способности сейсморазведки. Тем не менее она отнесена к келловею, поскольку находится между солью Луан и известняками Смаковер, для которых достаточно надежно установлен позднеюрский возраст (Оксфорд). В За падной Африке выделены байосский, батский и келловейский комплексы, площадь развития которых почти такая же, как в провинции Галф-Кост. Комплексы позднеюрского цикла (оксфорд — киммеридж) Западной Африки и Галф-Коста характеризуют собой ярко выраженную и широко распространенную трансгрессию моря, связанную с одним из крупных относительных подъемов уровня моря. Этому циклу соответствуют формации

Смаковер — Бакнер — Гилмор (Хейнсвилл) северной части Мексиканского залива. Титон-берриасский цикл расположен в кровле юрского суперцикла. Он представлен отложениями группы Коттон-Вэлли в провинции Галф-Кост Северной Америки. Насколько далеко происходит продвижение береговой линии в течение титон-бер-риасского времени, трудно определить как для Северной Америки, так и для Африки вследствие наблюдаемого здесь послеберриасского размыва. Заметное понижение уровня моря в течение валанжинского цикла знаменует собой завершение юрского суперцикла и начало мелового суперцикла. Существует ли в пределах Галф-Коста ограниченный по развитию валанжинский комплекс, отчетливо выделяемый по сейсмическим данным на территории Западной Африки, можно только предполагать. В целом имеющиеся палеонтологические данные позволяют говорить о большей близости берриаса к юре, чем к вышележащим отложениям готерива и валанжина [14]. ВЫВОДЫ Методы сейсмостратиграфии позволяют выделить в разрезе осадочных отложений определенные комплексы, которые можно рассматривать как некоторые сейсмостратиграфические единицы и надежно прослеживать на огромной площади. Формирование выделенных в пределах Северной Америки и Африки комплексов, по нашему мнению, контролировалось относительными изменениями уровня моря в глобальном масштабе, поскольку они аналогичны по времени и положению в разрезе и характеризуются трансгрессивным подошвенным на-леганием на прибрежные отложения, подобно тем комплексам, которые ранее были выявлены в других бассейнах земного шара. Основное различие между провинцией Галф-Кост и прибрежьем Западной Африки связано с предполагаемым отсутствием раннеюрских пород в северной части Мексиканского залива. Вдоль юрского регионального склона в провинции Галф-Кост поисковые работы проводились в основном в верхних по восстанию участках, и нам не удалось уточнить объем комплексов, пользующихся ограниченным распространением. Так, например, один из таких изолированных комплексов, по-видимому, образует клиновидная пачка пород нижнего мела (валанжин), установленная только на сейсмических профилях в 64 км ниже по падению от основной юрско-раннемеловой окраинной флексуры провинции Галф-Кост.

Литература 1. Adams J. E. et al. Starved Pennsylvanian Midland basin. AAPG Bull., 35, 26002607, 1951. 2. Ager D. V. The western High Atlas of Morocco and their significance in the history of the North Atlantic. Geol. Assoc. (London), Proc., 85, No. 1, 23-41, 1974. 3. Arkell W. J. Jurassic geology of the world. London, Oliver and Boyd Ltd., 806 p, 1956. 4. Baldwin 0. D., Adams J. A. S. K^/Ar10 ages of the alkalic igneous rocks of the Balcones fault trend of Texas. Texas Journ. Sci., 22, No. 2 and 3, 223-231, 1971. 5. Erben Н. К. Paleogeographic reconstructions for the Lomer and Middle Jurassic and for the Callovian of Mexico. 20 th Internal. Geol. Cong. (Mexico), Sec. 2, 3541, 1956. 6. Erben H. К. New biostratigraphic correlations in the Jurassic of eastern and south-cehtral Mexico. 20th Internat. Geol. Cong. (Mexico), Sec. 2, 43-52, 1956. 7. Forgotson J. M., Forgotson J. M., Ir. Definition of Gillmer Limestone, Upper Jurassis formation, northeastern Texas. AAPG Bull. 60, 1119-1123, 1976. 8. Hallam A. Mesozoic geology and the opening of the North Atlantic. Joui-п. Geo-ii, logy, 79, No. 2, 129-157, 1971. 9. May R. W. Jurassic formations of Gulf region. AAPG Bull., 27, No. 11, "• 14071533, 1943. 10. Kirkland D. W., Gerhard J. E. Jurassic salt, central Gulf of Mexico, and its tempo-ral relation to circum- Gulf evaporites. AAPG Bull., 55, 680-686, 1971. 11. Mann С. J., Thomas W. A. Cotton Valley Group (Jurassic) nomenclature Louisiana and Arkansas. Gulf Coast Assoc. Geol. Soc. Trans., 14, 143-152, 1964. 11 Scott К. R„ Hayes W. E., Fietz R. P. Geology of the Eagle Mills Formation. Gulf , Coast Assoc. of Geol. Soc. Trans., 11, 1-14, 1961. 13. Watkins J. S., Worzel J. L, laid J. W. Deep seismic reflection investigation of oc' cwrence of salt in Gulf of Mexico. Texas Univ., Marine Science Inst. Contr. no. ,, 84, 35 p., 1976. . 1*4. Wiedmann J. Das problem stratigraphischer grenzziehung und die Jura/Kreide-|f' grenze. Eclogae Geol. Helvetiae, 61/2, 321-386, 1968. ИЪ. Williams J. J., Conner D. C., Peterson K. E. Piper oil field. North Sea - fault-й?* block structure with Upper Jurassic beach/bar reservoir sands. AAPG Bull., 58, "15851601, 1965.

9. Интерпретация терригенных осадочных фаций по данным сейсморазведки* Дж. Б. Сангри и Дж. М. Уидмайер

Краткое содержание. Прогноз осадочных фаций по сейсморазведочным данным возможен благодаря использованию специальных методов интерпретации сейсмических отражений. Мы называем этот подход «сейсмофапиальным анализом». Приемы такого анализа подробно рассмотрены в ст. 6 данной серии статей. Тип сейсмической фации, соответствующей песчано-глинистым отложениям, зависит главным образом от глубины моря в момент накопления этих отложений. Поэтому построение региональной схемы обстановки осадконакоплеиия с расчленением ее на зоны шельфа, окраины шельфа, континентального склона и дна бассейна позволяет получить основу для грубой классификации терригенных сейсмофациальных единиц. Отложениям палеошельфа соответствует в основном параллельность отражений. Зоны изменения амплитуды отражений, их непрерывности, частоты и интервальной скорости и характерные широкие пологие геометрические формы типа «холмов» являются основными критериями при выделении сейсмофациальных единиц. Условиям окраины шельфа и латерально наращиваемого континентального склона соответствует наличие мощных морских отложений, отображаемых на сейсмических разрезах в виде сложных сочетании сигмовидных и косослоистых рисунков, характерных для отложений, накопленных посредством бокового наращивания при достаточно больших глубинах палеоморя. Для обстановки низов склона и дна глубоководной впадины характерно широкое разнообразие бассейновых фаций, а также фаций склона, не связанных с боковым наращиванием, и фаций, распространяющихся от континентального склона в глубинные зоны бассейна. ВВЕДЕНИЕ Изучение песчано-глинистых осадочных фаций по данным сейсморазведки MOB осуществляется с помощью методики интерпретации, которую мы называем сейсмофациальным анализом или анализом сейсмических фаций. Суть его состоит в установлении и истолковании

конфигурации осей синфазности, их непрерывности, амплитуды, частоты и интервальной скорости, а также в изучении пространственных форм, образуемых группами отражений и ассоциациями этих групп. Каждая из этих характеристик сейсмических отражений несет в себе информацию о стратиграфии соответствующих отложений (см. ст. 6). Описание характерных для сейсмической фации рисунков отражений и их картирование позволяют восстанавливать обстановку и процессы осадконакопления, что повышает надежность прогноза литологического состава. Такой подход применим при изучении как терригенных, так и карбонатных пород, но в этой статье мы ограничимся рассмотрением терригенных обломочных сейсмофаций. ОБСТАНОВКА ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ Выделение на схеме региональной обстановки осадконакопления трех основных зон - 1) шельфа, 2) окраины шельфа и латерально нара-| щйваемого склона, 3) склона и дна бассейна — обеспечивает грубую основу для классификации и интерпретации сейсмофациальных единиц. В шельфовой зоне обычно формируются морские и неморские осадочные комплексы (см. ст. 2). Неморские отложения в этих комплексах ^"переслаиваются с морскими или переходят в них в латеральном направлении. Для шельфовых комплексов уровень моря служит фактором, определяющим базу флювиальной эрозии и природу неритовых осадков. Для шельфовых пластов характерны в основном параллельные отражения (на сейсморазрезах). Такая конфигурация отражений отчасти ; объясняется ограниченностью разрешающей способности сейсморазвед-|,хи MOB; применение методов сейсморазведки с более высокой разре-|шающей способностью, возможно, выявит более сложные типы взаим|вого расположения отражений, связанных с этими пластами. I В зоне окраины шельфа и латерально наращиваемого склона обыч-рно отлагаются мощные морские отложения. Здесь глубина бассейна до-|.статочна для развития напластований, которым соответствуют сложные Комбинации сигмовидных и косослоистых отражений, характерных для 'бокового наращивания. В этой зоне, так же как и в следующей, выделе-ie осадочных комплексов не представляет затруднений, и они служат новой для сейсмофапиального анализа. Зона склона и дна бассейна включает широкое разнообразие глубо-»одных бассейновых фаций, не характеризующихся боковым наращи-юм фаций склона и фаций, распространяющихся со склона в глубо-области бассейна. Термин «глубоководный» здесь используется для ния любого бассейна (будь то внутреннее море или бассейн на ма-:овой окраине) с глубиной, достаточной для того, чтобы сформиро-«континентальный» склон, который может быть четко выражен гсейсморазведочных материалах; следовательно, в период осадкона(ения в этом бассейне могли существовать разнообразные глу-[С условия — от батиальных до абиссальных. Привести примеры сейсмофаций всех типов, встречающихся в различных обстановках осадконакопления, не представляется возможным. Поэтому мы рассмотрим примеры только одного фациального типа для каждой зоны вышеупомянутой схемы.

Сейсмические характеристики терригенных сейсмофациальных единиц и соответствующие им фациальные условия осадконакопления обобщены в табл. 1. В следующих разделах под заголовками, отражающими различные региональные обстановки осадконакопления в упомянутых трех зонах, эти единицы рассматриваются более подробно. Восстановление и оценка энергетического уровня палеоусловий осадконакопления по сейсмическому разрезу с целью прогноза преимущественно песчанистых и преимущественно глинистых (в вероятностном понимании) отложений рассмотрены в ст. 6. ШЕЛЬФОВЫЕ СЕЙСМОФАЦИЙ Условия осадконакопления на шельфе, как мы его здесь понимаем, обычно варьируют от неритовых до полностью неморских. Отложения, накапливающиеся в этой обстановке, изображаются на сейсморазрезах параллельными (или слабо расходящимися) отражениями, а в трех измерениях они образуют обширные покровы или осадочные клинья (рис. 1, табл. 1). Исключением является лишь одна фация, имеющая

РИС. 1. Схематическое изображение шельфовых сейсмофаций разного типа: а — непрерывные отражения с большой амплитудой (переслаивание отложений, накопленных в высоко- и низкоэнергетической обстановке); б — низкая амплитуда (одинаковая энергия осадконакопления); в — слегка прерывистые, переменной амплитуды (переменная энергия осадконакопления); г — широкий пологий холм, переменные амплитуды и разная степень непрерывности (переменная энергия осадконакопления).

форму широкого пологого холма; внутренние отражения в ней образуют плавный сигмовидный рисунок, в нижней части которого может фиксироваться схема подошвенного прилегания. Отражения обычно прослеживаются согласно с кровельной поверхностью, а в подошве образуют схему налегания или (иногда) подошвенного прилегания. Восстановление энергетической обстановки осадкона-копления и прогноз содержания песчаного материала для шельфовых сейсмофациальных единиц должны базироваться в основном на изучении вариаций амплитуды, непрерывности отражений, частоты и интервальной скорости, а также их пространственного соотношения с другими единицами. Действенными факторами переноса и отложения материала в этой обстановке являются флювиальные, волноприбойные (переработка в зоне прибоя и перенос вдоль береговой линии) и другие морские процессы и течения. Фация, характеризующаяся четко выраженной непрерывностью и большими амплитудами отражений (переслаивание пластов, отложенных в высоко- и низкоэнергетической обстановке) Почти полная непрерывность отражений в этой фации свидетельствует о непрерывности пластов, отложенных в относительно одинаковой обстановке, выдержанной на значительной площади, а высокие амплитуды отражений интерпретируются как признак переслаивания глин с относительно мощными пластами песчаника, алевролита или карбонатных пород. Обычно отложения этой фации формируются из нери-товых морских осадков. Однако имеются примеры, когда флювиальные отложения, переслаивающиеся с широко распространенными по площади глинами болот (маршей) и каменными углями, также генерируют четко-непрерывные высокоамплитудные отражения. Длина периода сильно варьирует, и повсеместно встречается чередование низкочастотных интенсивных отражений с высокочастотными отражениями, что свидетельствует о изменчивости мощности пластов по вертикали. По латерали высокоамплитудные четко-непрерывные отражения могут переходить в отражения, характерные для любых других шельфовых фаций или для ундаформной подфации (эта подзона располагается выше волнового базиса, согласно работе [5]) латерально наращиваемого склона. Типичным примером подобной фации, содержащей значительное количество песчаного материала, являются меловые отложения бассейна Сан-Хуан, США. Тридцать пробуренных скважин дают обширный фактический материал, облегчающий анализ меловой толщи этого бассейна (рис. 2). Многочисленным мощным (от 15 до 60 м) пластам прибрежных

РИС. 2. Один из геологических разрезов бассейна Сан-Хуан по профилю, параллельному сейсмическому разрезу, показанному на рис. 3. /—морские глины; 2 — флювиальные обломочные осадки; 3 — переслаивание песков и глин; 4 ~ прибрежные песчаники и песчаники береговой полосы; 5— известняк.

Рис 3. Глубинный сейсмический разрез. Бассейн Сан-Хуан. песчаников и песчаников береговой полосы соответствуют непрерывные высокоамплитудные отражения (рис. 3), типичные для этой фации. Эти отражения образуют параллельный рисунок по всему песчаному разрезу без угловых несогласий у его границ. В юго-западном направлении песчаники переходят в неморскую фацию, представленную множеством прерывистых песчаных и глинистых пластов маршевого происхождения (сейсмическая фация, характеризующаяся слабо выраженной непрерывностью и переменными амплитудами); к северо-востоку они переходят в фацию известковистых глин глубоководной зоны бассейна (низкоамплитудная фация). В бассейне Сан-Хуан четко-непрерывной и высокоамплитудной сейсмофации соответствуют отложения пляжей и береговой полосы. Следо-

вательно, считается, что при формировании отложений этой фации доминирующими были процессы волнового переноса и отложения осадков, включая их переработку в прибойной зоне и перемещение вдоль берега. На разрезе видно, как изменяются отражения при переходе от одной фации к другой по латерали. Низкоамплитудная фация (однородная высоко- или низкоэнергетическая обстановка осадконакопления) Области низких амплитуд на сейсмическом разрезе соответствуют либо слишком тонким пластам, мощность которых ниже разрешающей способности сейсморазведки, либо зонам развития пород одного доминирующего литологического типа. Следовательно, низкоамплитудная фация может считаться либо преимущественно песчаной (при высоко-энергетической обстановке осадконакопления), либо преимущественно глинистой (при низкоэнергетической обстановке). Для правильного определения литологической Принадлежности необходимы сведения о региональном геологическом строении, о взаимосвязи сейсмоф'аций в латеральных направлениях и другие данные, содержащие информацию о литологии. -: Преимущественно глинистая (в вероятностном смысле) низкоампли•дудная фация в направлении берега обычно переходит в преимуще-: егвенно алевролитовые и песчаные высокоамплитудные четко-непреры-г;вные фации, а в направлении центра впадины — в фацию бокового Цйэдаращивания склона. В отличие от этого преимущественно песчаная ||:;яизкоамплитудная фация чаще переходит в направлении палеосуши JsfBu неморские слабонепрерывные фации с переменной амплитудой отра-Дркений, а в направлении палеоморя — в четко-непрерывные и высокоам-Пядштудные морские фации. Конечно, из этой закономерности имеются ркдопочения, но все же определение принадлежности пород, соответ-Йвующйх низкоамплитудной фации, к массивным песчаникам или мас-Цйввным глинам крайне важно.

В бассейне Сан-Хуан имеется хороший пример низкоамплитудной фации. На одном из разрезов этого бассейна (рис. 3) четко видно, как низкоамплитудная, преимущественно глинистая фация переходит в латеральном направлении и по вертикали сначала в четко-непрерывную и высокоамплитудную фацию, соответствующую переслаиванию глин с песчаниками, а затем в слабонепрерывную неморскую, преимущественно песчаную фацию переменной амплитуды. У северовосточного края разреза снизу вверх выделяются: 1) низкоамплитудные отражения от морских глин формации Манкос;2) высокоамплитудные и непрерывные отражения от песчаников береговой полосы; 3) слегка прерывистые и относительно низкоамплитудные .отражения от неморских песчаников, алевролитов и глин формации Менефи; 4) два высокоамплитудных непрерывных отражения от песчаников береговой полосы и 5) относительно низкоамплитудное отражение от глин Льюис. В латеральном направлении глины Льюис переходят в эквивалентные неморские отложения, которым соответствуют перечисленные выше сейсмофации в следующей последовательности: 1), 2) и 3). Два различных типа низкоамплитудных фаций отражают два типа механизма осадконакопления. Низкоамплитудной фации массивных песчаников соответствует перенос и накопление прибрежного и флювиаль-ного песчаного материала за счет высокоэнергетических флювиальных и морских процессов осадкопереноса. Низкоамплитудные массивные глины накапливались, как правило, в море дальше от берега или у береговой линии, где имелся дефицит песчаного материала; их осаждение определялось фактором морского волнения, транспортировкой низкоскоростными мутьевыми (турбидитными) и суспензионными потоками. Фация, характеризующаяся слабо выраженной (нечеткой) непрерывностью и переменными амплитудами (переменная энергетическая обстановка) Осадки, отложенные речными потоками, обычно не являются таки-, ми непрерывными, как породы, сформировавшиеся в морских условиях. Кроме того, прерывистые песчаники, отложенные в различных неморских условиях, значительно отличаются по скоростным характеристикам от вмещающих их глин и каменных углей. Следовательно, шель-фовые сейсмофации, для которых характерны прерывистость по латерали и резкие возрастания амплитуды отражений, следует рассматривать как типичные для неморских отложений. Однако неморским отложениям могут соответствовать высокоамплитудные и относительно четко-непрерывные отражения, например в случае, если мощные пласты каменного угля переслаиваются с песками или алевролитами. Морские же осадки редко обусловливают прерывистые высокоамплитудные от ражения, типичные для этой слабонепрерывной фации, за исключением случаев, когда морские сейсмофации включают крупномасштабные хол-мовидные рисунки и картины, характерные для отрыва осадков и осадочного заполнения в морских условиях. Слабонепрерывная и переменно-амплитудная сейсмофация может соответствовать обширным осадочным телам, имеющим форму широкого покрова или четко выраженного клина со схемой налегания в подошве, если приток осадочного материала был достаточно интенсивным для заполнения быстро прогибавшегося бассейна. Отражения обычно бывают параллельными в покровных единицах и расходящимися в клинообразных. Длина периода сейсмической записи

может варьировать, возможно, из-за сложных вариаций мощности пластов, типичных для неморских отложений. В сторону моря эта фация обычно переходит в преимущественно песчаную фацию с четкой непрерывностью и большими амплитудами, а иногда с малыми амплитудами отражений, чему соответствуют мощные относительно массивные песчаники. Примером могут служить неморские отложения бассейна Сан-Хуан (рис. 3). Фация в форме широкого пологого холма (переменная энергетическая обстановка осадконакопления) Эта сейсмофация, имеющая локальное распространение, интерпретируется как осадочный комплекс дельтовых лопастей, сформировавшийся на погружающемся шельфе. Ее отличительной чертой является внешняя форма, имеющая вид широкого пологого холма. Внутренние отражения образуют рисунок от полого-сигмовидного до расходящегося. Отражения располагаются согласно по отношению к кровле, а в подошве образуют схему пологого прилегания параллельных дуговидных осей синфазности. По латерали эта фация может переходить в любую шельфовую фацию с параллельным расположением отражений либо в ундаформную под фацию горизонтально наращиваемого склона. На рис. 4 показана сейсмофация такого типа на одном из разрезов акватории Западной Африки. СЕЙСМИЧЕСКИЕ ФАЦИИ ОКРАИНЫ ШЕЛЬФА И ЛАТЕРАЛЬНО НАРАЩИВАЕМОГО СКЛОНА Следующий крупный класс сейсмофациальных единиц соответствует терригенным отложениям, накопившимся в обстановке окраины шельфа и верхней части склона, где происходило его наращивание в латеральном направлении. Для этой зоны известны две основные фации, выделяемые исключительно по конфигурации осей синфазности отражений Кем. табл. 1, рис. 5): косослоистая и сигмовидная фации бокового наращивания. Для обеих характерно подошвенное прилегание отражений.

РИС. 5. Типы сейсмофаций окраины шельфа — латерально наращиваемого Склона: а — косослоистая бокового наращивания (высокоэнергетическая обстановка); б — сигмовидная бокового наращивания (низкоэнергетическая обстановка). Подошвенное прилегание свидетельствует о наращивании отложений от . относительно мелководных зон в более глубоководные е уменьшением мощности к внешним концам Отдельных пластов до величины меньшей, чем разрешающая способность сейсморазведки. Как правило, верхняя часть этих толщ представлена осадками, отложенными в обстановке от флювиальной до неритовой. Однако имеются примеры, когда все образующие описанную картину пласты целиком сформированы из осадков, отложенных в батиальных условиях, возможно благодаря действию глубоководных течений.

Косослоистая фация бокового наращивания (обычно высокоэнергетическая обстановка в частях, расположенных выше по восстанию пластов) Отличительным признаком этой фации является отчетливо выраженная косая слоистость отражений на разрезах вкрест простирания пластов. Отражения прекращают прослеживаться на верхней поверхности сейсмофации или вблизи нее по схеме кровельного прилегания (рис. 5) и по схеме подошвенного прилегания на нижней границе. Углы падения пластов могут достигать 10°, и пласты значительно более крутые, чем в случае сигмовидной фации бокового наращивания. На разрезах по се-диментационному простиранию пластов отражения могут быть параллельными или слабонаклонными по типу косой или сигмовидной слоистости. С этой фацией часто связаны небольшие каналы, которые лучше всего видны на разрезах, построенных по седиментационному простиранию пластов. Изучение фации в дельтах и в зоне фронта дельты (аван-дельты) показывает, что эти отложения накапливались в период стабильного уровня моря или при его медленном подъеме (если приток осадочного материала был достаточно интенсивным, чтобы с избытком скомпенсировать относительный подъем уровня моря). Если подобная картина сейсмических отражений встречается на окраине шельфа, она свидетельствует о наличии отложений речных дельт и связанных с ними прибрежных равнин и соответствует осадкам, образовавшимся в высокоэнергетической обстановке. В шельфовой ун-даформной [5] подзоне, соответствующей условиям дельтовой равнины, и в верхней части клиноформной подзоны, соответствующей условиям авандельты, высока вероятность накопления песков. Напротив,-в нижней части клиноформной и фондоформной подзонах склона, соответствующих условиям продельты, высока вероятность накопления глин. Примеры такого состава этой фации приведены в работах [1, 4]. В некоторых случаях фондоформной подфации косослоистой сейсмофации могут соответствовать отложения мутьевых потоков (турбидиты), которые часто включают песчаники, переслаивающиеся с морскими глинами. Амплитуда, степень непрерывности и длина периода отражений зависят от того, в какой части косослоистой сейсмофации их измерять. В ундаформной и фондоформной подзонах отражения четко непрерывны; отражения в фондоформной подзоне имеют средние амплитуды, а в ундаформной — средние или высокие. Длина периода (отраженной водны) уменьшается в направлении погружения и может стать совсем малой. В клиноформной подзоне характеристики отражений переменные, но в целом отмечается ухудшение непрерывности и уменьшение амплитуд от верхней части этой подзоны к ее нижней части. Наибольшие значения амплитуд в пределах косослоистой фации наблюдаются в верхней клиноформной подзоне. Возможно, они соответствуют полосе наибольшего развития взаимного вклинивания мелководных песчаников и алевролитов с глинами авандельты и продельты. Частота отражений в клиноформной зоне значительно увеличивается вниз по падению при уменьшении мощности пластов. В пространстве косослоистые единицы часто имеют форму веера и нередко образуют множество вееров (конусов выноса), в сумме представляющих собой крупные осадочные комплексы. Вниз по падению эти фации соседствуют с фацией перемещенных масс, сбрасываемых с фрон

РИС. 6. Косослоистая сейсмофация бокового наращивания на примере миоценовых отложений. Верхнемиоценовые отложения образуют четко выраженную косослоистую фациальную единицу с боковым наращиванием, мощность которой уменьшается в направлении впадины. Две скважины, расположенные вдоль этого профиля, вскрыли в пределах этой фациальной единицы песчаники с хорошими коллекторскими свойствами

РИС. 7. Косослоистая сейсмофация бокового наращивания. Две скважины, расположенные вдоль этого профиля, вскрыли лишь небольшие песчаные пласты в верхней части интервала, характеризующегося косослоистым рисунком бокового наращивания. Вертикальный масштаб увеличен в 3,5 раза.

тальной части наращиваемого комплекса, и перекрываются отложениями различных фаций заполнения по схеме подошвенного налегания. Ко-сослоистая фация может также переходить в латеральном или вертикальном направлении в сигмовидную фацию бокового наращивания. В верхнемиоценовом разрезе бассейна Сан-Хоакин-Вэлли в Калифорнии на обычных сейсморазрезах MOB выделяется и детально изучена богатая песчаниками типичная косослоистая фация. На разрезе, показанном на рис. 6, видны области относительно параллельных отражений, в сумме образующие «слоеный пирог» — зону косослоистых отражений. Отдельные отражения прекращают прослеживаться у общей верхней поверхности сейсмофации по схеме кровельного прилегания и у общей нижней поверхности по схеме подошвенного прилегания. Мощность всей пачки на разрезе возрастает слева направо от 0,2 до 0,4 с в центральной части. Это отражает переход от маломощной фондо-формной подзоны к полосе развития наиболее мощных участков клино-формных слоев комплекса. В ундаформной подзоне этой сейсмофа-циальной единицы (верхняя правая часть разреза) выделяется от двух до трех осей синфазности отраженных волн. Рассмотренная в качестве примера сейсмофация характеризуется необычно высоким процентом песчаников. Песчаники простираются из ундаформной подзоны до внешней части клиноформных пластов, на что указывают промыслово-геофизические данные по двум скважинам, расположенным вдоль этого профиля (см. рис. 6). Выше- и нижележащие пачки глинистые, причем вышележащие пласты явно налегают на клино-формную фронтальную поверхность верхнемиоценовых отложений. На рис. 7 приведен еще один пример косослоистой фации бокового наращивания. На этом разрезе косослоистый рисунок образуют отражения, имеющие больший наклон в направлении регионального погружения пластов, чем отражения, расположенные выше или ниже. Схема подошвенного прилегания хорошо видна в основании разреза, а часть отражений прекращает прослеживаться с прилеганием в кровле. Хотя подобная картина, как мы полагаем, соответствует высокоэнергетиче-ской обстановке осадконакопления, две скважины, показанные на рис. 7, вскрыли лишь маломощные дельтовые песчаники в кровельной части пачки. Малая мощность этих песчаников свидетельствует о том, что в данных конкретных условиях обильного источника грубозернистого обломочного материала, вероятно, не существовало и такой материал в процессе осадконакопления сюда не поступал. Сигмовидная фация бокового наращивания (низкоэнергетическая обстановка осадконакопления) Для сигмовидных фациальных единиц бокового наращивания характерны отражения плавной сигмовидной формы (в виде буквы S) на разрезах по седиментационному падению пластов. Отражения прилегают

в подошве и согласны в кровле сейсмофациальной единицы (см. рис. 5). На сейсмических разрезах по седиментационному простиранию пластов эти отражения параллельны и располагаются согласно по отношению к границам пачки. Отложения, соответствующие этой фации, накапливаются на континентальном склоне, причем ее ундаформная часть распространяется на шельфовые области. Отложения ундаформной подфа-ции характеризуются значительным вертикальным намывом и имеют большую мощность, для чего необходимо либо эвстатическое повышение уровня моря, либо погружение его дна. В этой фации доминирует тонкозернистый обломочный материал, накапливающийся скорее всего в виде гемипелагического осадка из низкоэнергетических мутьевых потоков. Осадконакопление в ундаформной подзоне может протекать с участием волноприбойных или даже флювиальных процессов, которые способны обеспечить доставку и отложение более грубозернистого обломочного материала в этой подзоне. Сигмовидные отражения обычно имеют амплитуды от средних до высоких и отчетливо выраженную непрерывность. Длина периода отраженных волн неизменна на разрезах по седиментационному простиранию, но изменяется в направлении падения пластов, причем самые длинные периоды приурочены к области максимальной мощности пластов в средней части клиноформной зоны. Наиболее часто осадочное тело, соответствующее сигмовидной фации бокового наращивания, имеет форму линзы, вытянутой параллельно простиранию пластов. Нередко оно соседствует с отложениями ко-сослоистой фации, но, кроме того, часто перекрывается по схеме налегания отложениями различных хаотически-слоистых фаций и фаций заполнения с подошвенным налеганием. Отражения ундаформной под-фации смыкаются с отражениями шельфовых фаций «параллельного» типа, а отражения фондоформной подфации могут переходить в отражения покровно-облегающей фации погруженной части бассейна. Сиг-мовидную фацию бокового наращивания иллюстрирует разрез, показанный на рис. 8. СЕЙСМИЧЕСКИЕ ФАЦИИ КОНТИНЕНТАЛЬНОГО СКЛОНА И ДНА ГЛУБОКОВОДНОГО БАССЕЙНА На склоне и дне глубоководного бассейна доминируют следующие типы сейсмофациальных единиц (рис. 9): 1) покровно-облекающая сейсмофация; 2) сейсмофация заполнения подножья подводного склона; 3) заполнения с подошвенным налеганием; 4) холмообразная сейсмофация веерного комплекса; 5) холмообразная фация огибающих (контурных) течений; 6) холмообразная фация заполнения с налеганием и 7) фация хаотического заполнения. Некоторые из этих фациальных типов изучены слабо, так что приведенная классификация наверняка будет уточняться и в ближайшие годы, возможно, будет расширена. Эти фации обычно прослеживаются от дна бассейна до его склона,

РИС. 8. Сигмовидная сейсмофация бокового наращивания, акватория Восточной Канады. Видна резкая граница раздела на глубине около 1,8 с (в правой части разреза), разделяющая параллельные отражения нижележащей толщи и сигмовидные отражения бокового наращивания верхней толщи. Вертикальный масштаб больше горизонтального в 1,5 раза.

РИС. 9. Типы сейсмофаций склона и дна бассейна: а — покровно-облекающая (низкоэнергетическая обстановка), б — заполнения подножья склона (низкоэнергетическая), в — заполнения с налеганием (обычно низкоэнергетическая); г — веерного комплекса (высокоэнергетическая); д — огибающих течений (переменная энергетическая обстановка); е — холмообразная, заполненная с налеганием (высокоэнергетическая); ж — хаотического заполнения (переменная энергетическая обстановка).

перекрывая отложения последнего. Например, комплексы подводных вееров (конусов выноса) как раз отличаются тем, что начинаются в верхней части склона и продолжаются далеко вниз в область глубоководных условий. Сейсмические фации хаотического заполнения и заполнения с подошвенным налеганием соответствуют осадочным телам, отложенным в пониженных участках рельефа склона и дна глубоководного бассейна, включая его абиссальную часть, а также локальные впадины, каналы или троги или плоские горизонтальные участки в целом наклонной поверхности подводного склона. Эти осадочные тела, по всей вероятности, обязаны своим происхождением высокоплотным му-тьевым потокам и процессам, перемещения масс осадков (оползни, обвалы и др.). В керне, извлекаемом при бурении почти всех типов отложений, характеризующихся хаотическим рисунком отражений, обычно обнаруживают перемещенную относительно мелководную фауну. Двумя отличительными признаками высокоэнергетической обстановки накопления этих фациальных единиц

и, следовательно, их вероятностно-преимущественной песчанистости являются возрастание нерегулярности рисунка и других параметров отражений и холмообразная форма их внешних поверхностей. Поэтому веерные комплексы, холмообразные налегания и хаотические заполнения интерпретируются как фации, соответствующие осадконакоплению в обстановке повышенной энергии среды. Однако в конечном счете литологический состав определяется составом пород в районе источника Сноса — никакой транспортирующий агент не доставит песок, если он отсутствует в источнике.

Покроено-облекающая фация (низкоэнергетическая обстановка) Для этой сейсмофации характерны параллельные отражения, облекающие рельеф палеодна с возможным постепенным изменением мощности или параметров отражений (см. рис. 9). Такая картина отражений является верным признаком глубоководных гемипелагических глин и биогенных илов, которые должны были отлагаться весьма равномерно независимо от рельефа дна; вероятность наличия в них песчаных образований близка к нулю. Покровно-облекающая фация образует относительно высокочастотные, развитые на больших площадях серии параллельных отражений, обычно согласных кровле и подошве фациальной единицы. Однако в отдельных случаях эти отражения образуют схему пологого подошвенного налегания на подстилающую поверхность палеорельефа. Непрерывность отражений четко выражена, а длина периода обычно одинакова и в целом невелика. Амплитуда переменная, но обычно относительно низкая, что объясняется однородностью литологического состава этой

фациальной единицы. Гемипелагические глины и биогенные илы покровно-облекающей параллельно-слоистой фации часто могут переслаиваться с песчаниками, алевролитами и глинами, отложенными мутьевыми потоками и в качестве перемещенных масс осадков, а также могут постепенно выклиниваться в латеральном направлении или переходить в плавно расходящиеся слои отложений фондо-формной подзоны фации бокового наращивания склона. На рис. 10 приведен пример выделения этой фации на сейсморазрезе. Фация заполнения подножья подводного склона (низкоэнергетическая обстановка) Эта «глубоководная» сейсмофация, широко распространенная на разрезах по падению пластов, характеризуется параллельными или субпараллельными отражениями, которые испытывают наклон в сторону палеоморя и вверх по восстанию заканчиваются по схеме подошвенно-

РИС. 10. Покровно-облекающая сейсмофапия, Мексиканский залив. Околоповерхностные отражения соответствуют четко выраженному облеканию форм сильно пересеченного палеорельефа с превышениями более 100 м.

го налетания, а вниз по падению — по схеме подошвенного прилегания. Хотя данных имеется мало, все же известно, что на разрезах, направленных по простиранию, внутренние отражения этой фации имеют наклон, характерный

для обширного глубоководного осадочного веера (рис. 9). Исследования трехмерных моделей показали, что налегание, образуемое пластами в направлении их восстания на разрезах, ориентированных вкрест простирания пластов, является кажущимся, а на самом деле пласты простираются дальше по склону до вершины конуса выноса. Схема такого конуса показана в ст. 3 на рис. 9, а его изображение на сейсмическом разрезе валанжинских отложений — в ст. 7 на рис. 1. Осадочные породы рассматриваемой фации - это типичные глубоководные тонкозернистые глины и алевролиты, которые сносились вниз по склону от вершины седиментационного конуса. Чем отчетливее выражена параллельность сейсмических отражений, тем больше вероятность тонкозернистого состава этих отложений. Сейсмические фации заполнения с подошвенным налеганием (преимущественно низкоэнергетическая обстановка) Эта низкоэнергетическая фация не образует холмовидного рисунка, типичного для фаций холмообразного заполнения с подошвенным налеганием и хаотического заполнения. Ее внутренние отражения сравнительно более однородны — от параллельных до плавно расходящихся—и обладают четко выраженной непрерывностью и переменными амплитудами. Период волн также мало изменяется и относительно невелик, хотя несколько возрастает в направлении центра заполняемой формы. Породы этой фации по вертикали и в латеральных направлениях обычно переходят в отложения других фаций заполнения или переслаиваются с ними. Так же как и в случае холмообразных фаций заполнения, отложения фаций заполнения с подошвенным налеганием накапливаются благодаря придонным гравитационным потокам, о чем свидетельствует приуроченность этих отложений к пониженным участкам рельефа дна и подошвенное налегание их на вмещающие породы. Параллельные непрерывные отражения, создаваемые этими развитыми на обширных пространствах породами, характеризуют их как отложения, вероятнее всего связанные с относительно низкоскоростными мутьевыми потоками и переслаивающиеся с пластами гемипелагических и пелагических осадков. Таким отражениям, по-видимому, должны соответствовать глины и алевриты. В типичных для этой сейсмофации глинах и алевритах могут встречаться тонкие пропластки песчаников, не «разрешаемые» сейсморазведкой; предполагается, что такие маломощные песчаники могли образовываться за счет привноса песка из богатых

РИС. 11. Сейсмофации заполнения с налеганием. Налегающие отражения одинаковы и имеют постоянную частоту в подошвенной части, а выше по вертикали их амплитуда увеличивается и они сменяются одним или двумя отражениями с менее выраженной непрерывностью. Слоистый рисунок налегания сменяется хаотической картиной.

песчаным материалом областей эпизодическими мутьевыми потоками повышенной энергии. На рис. 11 показан пример выделения этой сейсмофации на разрезе. Холмообразные сейсмические фации (переменная энергетическая обстановка) В ст. 6 схематически показан рад сейсмофаций холмообразного типа. Наиболее типичными глубоководными холмовидными образованиями являются веерные комплексы, отложения огибающих течений и на-вальные отложения. Холмообразные сейсмофаций веерных комплексов Выделяются по их '';веерообразной форме и характерному рисунку внутренних отражений, ^включающему параллельное, расходящееся и хаотическое их располо-|жение, причем в тех местах, где мощность «холма» становится очень ^большой, отражения, как правило, отсутствуют. Известно также, что f крупные веерные комплексы могут состоять из нескольких единиц хао^тического заполнения и заполнения с подошвенным налеганием. Делать ^дальнейшие обобщения представляется преждевременным. Веера со-¥ стоят из крупных сложных осадочных образований, формируемых из :? осадков, выносимых по морским каньонам на склон и дно бассейна ^процессами переноса, возникающими под действием силы тяжести. .уВеерные комплексы, накопленные за счет гравитационных процессов ^'.осадкопереноса, выявляются по их характерной веерообразной форме, ,'•. сложному рисунку внутренних отражений и приуроченности к субаэ-ральным и подводным дренажным системам. С такими веерами могут быть связаны песчаники,

обладающие хорошими коллекторскими свойствами, при наличии соответствующего источника и процессов транспортировки осадков на необходимые расстояния. На рис. 12 показан пример изображения такого веера на сейсмическом разрезе. Холмообразные сейсмофациальные единицы огибающих течений обычно имеют удлиненную форму и напоминают дюны. Асимметричный холмовидный рисунок внутренних отражений предполагает размыв и переотложение осадка выдержанным по направлению тече-IL нием воды. Непрерывность отражений в пределах отдельных сейсмофа-| щиальных единиц хорошая, однако размыв, обрушение и взаимное наложение пластов могут быть причиной менее четко выраженной |глнепрерывности отражений и вариаций образуемого отражениями рисун-Ька. Крупные холмообразные осадочные тела, часто встречающиеся, как ||это установлено в последнее время, на континентальных склонах и |»дне океанических впадин, имеют как раз такие сейсмофациальные характеристики. Эти холмовидные осадочные образования, как полагают, ^формируются из осадков, доставляемых крупными океаническими при-|; донными течениями; слагающие их отложения авторы работ [2, 6] на-|;звали «контуритами» (contourites). Хотя накопление отложений этой фа-рщи могло происходить в высокоэнергетической обстановке, о наличии |в них песчаников почти не имеется никаких признаков.

РИС. 12. Сейсмофация веерного комплекса, третичный разрез. Холмообразный внешний контур веера хорошо виден в левой части разреза у отметки 1,8 с. Внутренние отражения не видны из-за сильного отражения от контакта газ — нефть, чуть выше отметки 2,0 с. Показанная скважина — газовая.

Холмообразные фации заполнения с налеганием (высокоэнергетическая обстановка) Холмообразные сейсмофациальные единицы заполнения с налеганием имеют форму холма и образуют четко выраженное налегание в направлении краев заполненных ложбин. Расположение внутренних отражений — от невыдержанного параллельного до расходящегося, сами отражения скорее прерывисты. Амплитуда отражений переменная, имеет тенденцию к уменьшению с ухудшением непрерывности. Как правило, период отраженных волн возрастает в направлении центра заполняемой низины палеорельефа. Эта фация обычно занимает промежуточное положение между фацией хаотического заполнения и фацией заполнения с подошвенным налеганием (и в латеральном

направлении иногда в них переходит) и

Рис. 13 Холмообразная сейсмофация заполнения с налеганием, плиоценовый разрез. Холмообразная форма богатых песчаниками отложений возникла при их накоплении. может образовывать вместе с ними картину взаимного переслаивания по вертикали. .Размеры отдельных единиц этой фации варьируют от нескольких десятков метров до 300 м и более, а мощности зоны их переслаивания с сейсмофациями хаотического заполнения и заполнения с налеганием достигают тысячи метров и больше. Отложения этой фации образуют подошвенное налегание и имеют тенденцию избирательно заполнять углубления в поверхности осадко-накопления, что указывает на их образование за счет придонных потоков, возникающих под действием силы тяжести [З]. В местах, где на сейсмическом разрезе выделяются прерывистые отражения, указывающие на увеличение мощности отложений в глубь заполняемых ими впадин, эти отложения представлены скорее всего ограниченными по простиранию пластами и соответствуют менее равномерному и, возможно, более высокоэнергетическому механизму переноса и осаждения материала. Значит, наиболее вероятным генезисом фаций этого типа следует считать осаждение материала из мутьевых потоков. Прерывистые и неравномерные участки отражений с небольшой всхолмленностью скорее всего соответствуют отложениям материала мутьевых потоков, обладавших повышенной скоростью и, по-видимому, способных переносить песок, если он имеется в районе источника сноса. Крупный плиоценовый осадочный веер мутьевого происхождения, накопленный у берегов Калифорнии, сложен в основном «холмами», образующими подошвенное налегание (рис. 13). Эти «холмы» чередуются с параллельно-слоистыми единицами, относительно выдержанными по мощности, которые интерпретируются как пласты пелагических глин и турбидитов, отложившиеся в периоды пониженной активности

мутьевых потоков. Две скважины, пробуренные на этом профиле, вскрыли разрез, представленный на 40-50% песчаниками в интервале развития «холмов». Постседиментационный тектонический подъем изменил первоначальную форму залегания отложений, однако тщательный анализ позволяет выявить «внутреннюю всхолмленность» этого интервала. Фации хаотического заполнения (переменная энергия осадконакопления) Сейсмофациальные единицы хаотического заполнения имеют холмо-видные внешние очертания и приурочены к понижениям палеорельефа. Внутренние отражения в них имеют форму «дислоцированных» поверхностей и от несогласных до волнистых субпараллельных поверхностей (рис. 14). Транспортировка и осаждение материала этой фации, вероятнее всего, обеспечивались процессами сбрасывания и сползания осадков, а также высокоэнергетическими мутьевыми потоками. Состав оползневых отложений зависит от состава материала в местах — источниках сноса. Как правило, этот материал не проходит достаточной сортировки («провеивания») для накопления чистых песков в оползневых отложениях.

РИС. 14. Сейсмическая фация хаотического заполнения. Показан один из разрезов Мексиканского залива. Виден типичный для этой фации рисунок холмообразных прерывистых и «смятых» отражений, i \

Тела хаотического заполнения в пониженных участках палеорельефа имеют большую мощность и образуют подошвенное налегание по периферии этих низин, хотя отсутствие когерентных сигналов не позволяет проследить отдельные «налегающие» отражения. Кровля таких тел обычно бугристая. Мощность может быть различной. Обычно встречаются зоны развития фации хаотического заполнения мощностью порядка 300 м и больше. В плейстоценовых отложениях провинции Галф-Кост их мощность иногда превышает 200 м. Внутренние отражения образуют конфигурацию смятия, когда изогнутые и собранные в складки пласты сохраняют некоторую «когерентность» в процессе перемещения осадков всей массой вниз по склону. (Хаотическая картина отражений наблюдается также при исследовании «нагроможденного» материала подводных конусов выноса, отличающихся сложным строением и формирующихся по схеме: отделение части накопленных осадков — заполнение образовавшихся пустот). Дифракция отраженных волн от этих расчлененных масс — обычное явление. Принадлежность сейсмофаций хаотического заполнения к осадочным телам, образующимся в результате перемещения масс, устанавливается по наличию дислоцированных и разорванных пластов, остаточных «шрамов» (поверхностей, по которым происходило отчленение масс) выше по восстанию (склона) и по характерной эрозионной канаве (с плоским дном) под такой пачкой, а также с помощью карт, фиксирующих выпадение отложений из разреза в верхней части склона и наличие «лишних» отложений в нижней его части. Характер изменения амплитуды, непрерывности и частоты отражений, повидимому, зависит от степени гомогенизации отложений типа хаотического заполнения, образовавшихся за, счет перемещения масс. Если гомогенизация не завершена и отражения имеют «смятую» форму, амплитуды варьируют от низких до высоких и отражают изначальные акустические свойства отложений. Напротив, если отражения образуют волнообразный субпараллельный рисунок, амплитуды обычно малы. На рис. 14 показан пример выделения этой фации на сейсмическом разрезе. БУДУЩЕЕ ИНТЕРПРЕТАЦИИ СЕЙСМИЧЕСКИХ ФАЦИЙ Дальнейшее развитие сейсмофациального анализа, очевидно, будет зависеть от успехов исследований по следующим четырем направлениям. Во-первых, необходимо получить более полные сведения о типах и генезисе крупных неморских и морских фаций и более качественные сейсморазведочные материалы по этим фациям. Во-вторых, полезным представляется широкое внедрение в производство методов моделирования, хранения и картирования (с помощью ЭВМ) самых разнообразных данных по сейсмическим фациям. Втретьих, необходимо разработать способы количественной оценки таких сейсмических параметров, как амплитуда, частота, полярность и непрерывность, что очень

важно для объективного прогноза фаций по этим параметрам. И наконец, получение значений интервальной скорости для малых интервалов может значительно повысить надежность прогноза литологического состава, особенно если интерпретацию проводить в комплексе с анализом конфигураций отражений, характерных для определенных сейсмофапий. Литература 1. Ewing J., Le Pichon X., Ewing M. Upper stratification of Hudson apron region. Joum. Geophys. Research, 68, 6303-6316, 1963. 2. Heezen В. С., Hollister С. D., Ruddiman W. F. Shaping of the continental rise by deep geostrophic contour currents. Science, 152, 502-508, 1966. 3. Hersey J. В. Sediment ponding in the deep sea. Geol. Soc. America Bull., 76, 1251-1260, 1965. 4. lehner P. Salt tectonics and Pleistocene sediments on continental slope of northern Gulf of Mexico. AAPG Bull., 53, 2431-2479, 1969. 5. Rich J. L. Three critical environments of deposition and criteria for recognition of rocks deposited in each ot them. Geol. Soc. America Bull., 62, 1—20, 1951. 6. Schneider E. D. et. al. Further evidence of contour currents in the western North Atlantic. Earth and Planetary Sci. Letters, 2, 351 - 359, 1967.

10. Выделение карбонатных построек по сейсмическим данным* Дж. Н. Бабб и В. Г. Хетлелид

Краткое содержание. Карбонатные постройки, в том числе рифы и банки, представляют собой идеальные объекты для геологической интерпретации материалов сейсморазведки MOB, поскольку между самой карбонатной постройкой и окружающими ее пластами наблюдается отчетливое различие как в типе осадков, так и в особенностях залегания. Геофизические критерии, позволяющие выявить карбонатные постройки, могут быть прямыми или косвенными. Прямые — это те сейсмические параметры, благодаря которым очерчиваются внешние контуры построек (к таким параметрам относятся отражения от границ, характер налегания вышележащих осей синфазности отражений либо изменение сейсмофаций между карбонатными телами и вмещающими толщами). К косвенным критериям относятся те сейсмические параметры, по которым приблизительно устанавливается наличие карбонатных построек (например, явление облекания, аномалии скорости и волныспутники). К числу дополнительных косвенных параметров, как правило геологических, позволяющих выявить карбонатные постройки, можно отнести особенности внутреннего строения бассейна. Для этих целей следует использовать всю имеющуюся геологическую и геофизическую информацию; основой интерпретации могут послужить методические приемы сейсмостратиграфии и анализ сейсмофаций. ВВЕДЕНИЕ Эта статья поможет интерпретаторам сейсмических данных, так как в ней приводятся: 1) критерии выделения карбонатных построек на сейсмических разрезах, 2) несколько примеров карбонатных построек, выраженных на сейсмических профилях и подтвержденных бурением, для сравнения с временными разрезами по площадям, где их развитие только предполагается. Карбонатные постройки, включая рифы и банки, представляют собой высокоперспективные коллекторы углеводородов во многих нефте-газоносных регионах мира, особенно в США, Канаде, Северной Африке, Мексике, ЮгоВосточной Азии и Ближнем Востоке. Их выделение и до-

РИС. 1. Типы карбонатных построек, наиболее легко выделяемые в результате интерпретации сейсмических данных. Обычную классификацию рифов и банок нелегко связать с сейсмическими параметрами. стоверная интерпретация базируются в основном на различии коллекторских свойств самого ядра постройки и вмещающих ее пород, а наличие замкнутой структуры обусловлено, как правило, рельефом, образовавшимся в процессе формирования карбонатных пластов. Сейсмостра-тиграфическая интерпретация карбонатных тел базируется на особенностях рельефа осадочных толщ и различиях их литологического состава, интервальных скоростей, плотности и параметров, характеризующих элементы напластования в зоне перехода от карбонатных построек к вмещающим породам. Рекомендуемый порядок проведения интерпретации сейсмического материала описан в ст. 6. Здесь же мы основное внимание уделим вопросам визуальной интерпретации по конфигурации отраженных волн и по другим сейсмическим параметрам, таким как амплитуда, частота, непрерывность отражений и интервальная скорость. Более удобная форма графического изображения результатов анализа таких параметров достигается при их обработке на современных электронно-вычислительных машинах.

РИФЫ, БАНКИ И ДРУГИЕ КАРБОНАТНЫЕ ПОСТРОЙКИ Под карбонатной постройкой в данном случае понимается термин свободного пользования, применимый ко всем карбонатным осадочным телам, которые образуют положительные элементы в рельефе дна. Такой общий термин используется в связи с тем, что по сейсмическим данным нельзя провести четкой дифференциации между осадочными телами, описываемыми обычно как рифы и банки многими авторами вслед за Ловенштамом [З], Нельсоном и др. [4] и Клементом [2]. Термин банка является описательным с генетической подоплекой, и под ним понимается положительный элемент рельефа морского дна, образованный в результате интенсивного роста организмов, благодаря которым происходит осадконакопление, но которые не создают жесткого каркаса. Термин риф используется для обозначения положительных элементов рельефа морского дна с жестким каркасом, которые сформированы прикрепляющимися и взаимосвязанными при своем росте организмами. Риф — это, как правило, биогерм [I], т. е. холм или элемент линзовидной формы органического происхождения, который литологи-чески не согласуется с вмещающими отложениями. В этом смысле банку тоже можно считать биогермом или биостромом, который представляет собой слой крупных скелетных остатков, постепенно переходящий во вмещающие породы различного литологического состава. Несмотря на то что мы рекомендуем, где это возможно, пользоваться терминами риф и банка, тем не менее весьма полезна также приводимая ниже классификация карбонатных построек, особенно в тех случаях, когда по сейсмическим материалам рифы и банки неразличимы. Для целей сейсмического анализа разнообразные виды карбонатных построек можно сгруппировать в четыре основных типа, приведенных на рис. 1: 1) барьерные рифовые постройки, имеющие линейную форму, причем по обеим сторонам их в процессе осадконакопления расположены глубоководные участки; 2) столбчатые карбонатные постройки, приблизительно изомерные и окруженные в процессе седиментации глубоководными участками; 3) карбонатные постройки окраины шельфа — линейной формы с глубоководной зоной по одну сторону и областью мелководья по другую и 4) изолированные плосковер-шинные карбонатные постройки, образующиеся в зоне мелководья, либо в непосредственной близости от окраины шельфа, либо в зоне широких эпиконтинентальных морей. Чтобы установить форму границ и обстановку осадконакопления этих образований, необходимо провести детальный анализ имеющихся сейсмических данных. Карбонатные постройки, которые можно выделить по сейсмическим данным, как правило, сложены различными карбонатными микрофациями. Например, постройка любого типа может быть представлена пред-рифовыми фациями, переходящими латерально вверх по восстанию в синхронные им фации подножья рифа и в фации самого тела рифа, которые в свою очередь постепенно переходят в различные зарифовые, лагунные фации или в фации приливной равнины. Для каждой фации характерен свой специфический состав карбонатов, типы зерен, текстура и структура осадков. Большинство таких карбонатных микрофаций невозможно выявить по сейсмическим данным, полученным стандартными методами.

РИС. 3. Сейсмические критерии выделения карбонатных построек.. Критериями прямого определения внешней формы построек служат отражения, получаемые от кровли и бортов, и характер налегания вышележащих отражающих горизонтов на тело постройки (I-A), а также особенности изменения сейсмо-фаций на участке между постройкой и вмещающими ее толщами (1-Б). К числу критериев, косвенно указывающих на возможное наличие карбонатной постройки, относятся эффект облекания, аномалии скорости, волны-спутники (II-A) и выявленные в пределах бассейна оптимальные участки для развития построек (11-Б).

РИС. 4. Поле зафиксированных в скважинах интервальных скоростей для карбонатных пород в- зависимости от их геологического возраста (поле наблюденных значений заштриховано).

РИС. 5. Северная Африка (профиль ОГТ с 12-кратным перекрытием, источник колебаний — падающий груз). На этом сейсмическом профиле, отличающемся высоким качеством материала, зафиксирована аномалия, интерпретируемая как столбчатый риф на основе: 1) характера отражений в кровле и на краях постройки, 2) наличия подошвенного налегания трех осей синфазности, 3) облекания вышележащих пластов и 4) наличия отрицательной аномалии скорости (предрифовые микритовые известняки и глины обладают более высокой интервальной скоростью, чем пористые, слабосцементированные рифо-генные карбонаты третичных отложений). Общим признаком данной картины служит четкий «визуальный эффект». Первую скважину пробурили в точке А, принимая во внимание худший по качеству сейсмический материал, на поднятии по эоценовым отложениям, залегающим выше рифогенной пачки палеоцена. Скважина вскрыла газоносный пласт палеоцена мощностью 60 м и была законсервирована. Другая фирма, проводившая здесь работы, получила высококачественный сейсмический материал, на котором выделялся палеоценовый риф, и скважиной В была выявлена залежь нефти. В скважине вскрыт 300-метровый пласт пористого водорослево-фораминиферового и кораллового известняка. Нефтенасыщенная мощность 293 м. При опробовании получен приток нефти дебитом 5480 т/сут. Извлекаемые запасы данного месторождения оцениваются приблизительно в 205 млн. т нефти.

МЕТОДИКА ВЫДЕЛЕНИЯ КАРБОНАТНЫХ ПОСТРОЕК -ПО СЕЙСМИЧЕСКИМ ДАННЫМ Методические приемы, рекомендуемые для выявления карбонатных построек по сейсмическим данным, основаны на принципах сейсмостра-тиграфии,

рассмотренных в ст. 6. Процесс интерпретации проводится, по существу, в три этапа (рис. 2). На предварительном этапе все имеющиеся геологические данные приводятся к виду, приемлемому для со-

(к рис 5)

вместной интерпретации с сейсмической информацией. Для этого обычно требуется построение каротажных кривых в масштабе времени пробега сейсмических волн и совмещение их с палеонтологическими данными, палеоглубинами и с другой информацией по скважинам. На линию сейсмического профиля также необходимо перенести всю информацию по обнажениям. Далее приступают к интерпретации сейсмических данных для выделения осадочных комплексов (см. ст. 2); для этого изучают систематические особенности прекращения прослеживания отражений. Затем выделенные комплексы сопоставляются с данными по скважинам, определяется их возраст, и их границы прослеживаются по всей площади

Первоначальные данные РИС. 6. Акватория Западной Африки (профиль ОГТ с применением источника Аквапульс и 12-кратного перекрытия). Карбонатная постройка окраины шельфа выделена на основе: 1) характера отражений от кровли и фронтальной части постройки; 2) налегания фаз на постройку; 3) перехода непрерывных параллельных отражений в прерывистые; 4) многочисленных дифрагированных волн; 5) характера облекания постройки и 6) резкого изменения угла наклона отражающих горизонтов. Скважинами оконтурена серия карбонатных построек мезозойской окраины шельфа вдоль восточноантлантической континентальной окраины Африки. Приуроченные к этой линии карбонатные постройки интерпретируются как позднеюрские.

сейсмических съемок с целью построения сводной стратиграфической и тектонической схемы. После того как построена такая схема, переходят к третьему этапу выявлению в пределах комплексов отдельных сейсмофациальных подразделений. Объективно определенные сейсмические параметры, нанесенные на карту и там, где это возможно, сопоставленные с данными по скважинам, затем интерпретируются, и устанавливается характер седиментационных процессов, палеогеография и возможный литологический состав.

ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ КРИТЕРИИ ВЫДЕЛЕНИЯ КАРБОНАТНЫХ ПОСТРОЕК К числу критериев, позволяющих распознать карбонатные постройки на сейсмических разрезах, относятся те сейсмические параметры, по которым можно прямо наметить очертания этого тела, или те, которые

Зкм После стратигрсирическои привязки косвенно свидетельствуют о его присутствии либо его форме. На рис. 3 схематически показаны эти критерии; каждая диаграмма базируется на фактическом примере. Прямые критерии Внешние очертания. Как правило, граница постройки очерчивается непосредственно конфигурацией зарегистрированных отраженных волн. В их число входят отражения, полученные от кровли и бортов седиментационной структуры, и форма налегания вышележащих отражающих горизонтов на тело самой постройки. Чтобы такие критерии нашли отражение на сейсмическом разрезе, рельеф седиментационного бассейна должен отличаться достаточно высокой степенью расчлененности. Изменение сейсмофаций. Различия могут проявляться в амплитудах, частоте и непрерывности волн, отраженных как от тела и слоев по-

РИС. 7. Залив Папуа (профиль ОГТ с 6-кратным перекрытием, источник — взрыв динамита). О наличии рифа окраины шельфа свидетельствуют: 1) резкое изменение наклона отражающих горизонтов у края шельфа; 2) трансгрессивное налегание пачек склона и депрессионных отложений на край шельфа и 3) смена сейсмофаций от зоны приблизительно непрерывных параллельных отражающих границ (зарифово-лагунные) до прерывистых отражений и зоны отсутствия отражений (рифовые фации), переходящих далее в зону наклонно-залегающих расходящихся осей синфазности (предрифовые). Весьма примечательно появление в бассейне у края шельфа со стороны моря нарастающих линз со сходящимися до сигмовидных осями синфазности, которые имеют либо более молодой возраст, либо частично синхронны с рифом. Эти линзы, не вскрытые бурением, следует рассматривать как пачки глин или микритовых (пелитоморфных) известняков. В бассейне Папуа выявлены нижнемиоценовые рифы обоих типов — окраины шельфа и столбчатые постройки (некоторые с залежами газа). Каждый перспективный объект необходимо оценивать с точки зрения наличия: 1) замыкания структуры; 2) покрышки (иногда поверх рифов окраины шельфа залегают пористые фации) и 3) степени промытости пресными водами.

стройки, от участка между постройкой и смежными с ней по латерали синхронными толщами, так и от более молодых налегающих горизонтов. Подобные изменения будут фиксироваться там, где между слоями, слагающими тело постройки, либо в зоне перехода от постройки к вмещающим породам имеются различия в таких характеристиках, как стабильность слоистости, плотность и скорость.

Косвенные критерии Облекание. Форма облекания обычно фиксируется по отражениям, перекрывающим постройку вследствие различной степени уплотнения слоев постройки и вмещающих ее толщ. Данное явление наиболее отчетливо выражено там, где наблюдаются большие различия физических

свойств между литологическим составом пород постройки и прилегающих к ней осадков, как, например, в случае известняковой постройки, окруженной глинами. Влияние облекания, как правило, ослабевает вверх по стратиграфическому разрезу. Аномалии скорости. Между рифовой постройкой и смежными с ней толщами обычно наблюдаются заметные различия скоростей, вызывающие различия во временах прохождения сейсмических волн через эти отложения. Например, отражения от слоев, расположенных ниже известняковой постройки, скорость распространения волн в которой больше, чем в латерально-смежных глинах, должны «опережать» по времени волны, отраженные от тех же слоев, расположенных под глинами (см. рис. 13). Точно так же отражения от пород с меньшей интервальной скоростью, чем во вмещающих породах, должны «отставать» от волн, приходящих с глубин ниже такой карбонатной постройки (см. рис. 5).

РИС. 8. Северная Африка (профиль ОГТ с 12-кратным перекрытием, источник колебаний — падающий груз). О карбонатных постройках двух типов (пологие платформоподобные банки и столбчатые) на разрезе свидетельствуют: 1) смена сейсмофаций от непрерывных параллельных отражающих горизонтов до зоны почти полного отсутствия отражений, переходящей в прерывистые отражающие площадки, и 2) наличие от 1 до 2 осей синфазности, отвечающих нескольким границам трансгрессивного налегания вышележащих пачек на карбонатную постройку (левая часть разреза). Скважина, пробуренная южнее линии профиля, подтвердила наличие карбонатной постройки, видной справа. Ею вскрыты мелководные карбонаты палеоцена в той части бассейна, где обычно предполагалось развитие глин и глубоководных известняков. Выявлен только один маломощный газоносный горизонт, приуроченный к толще облекания. Причина отсутствия залежи —

известняковых песчаников развита в этой части бассейна вблизи кровли палеоцена и перекрывает постройку справа. Благодаря такому контакту углеводороды, содержавшиеся в исследованной постройке, мигрировали из нее, залежь не сохранилась.

Величина скоростной аномалии непосредственно связана с разностью интервальных скоростей между карбонатным телом и латерально смежными толщами, а также с мощностью карбонатов и вмещающих слоев. В тех районах, где эти скорости сильно различаются, на поисковом этапе целесообразно использовать детальные карты изохрон, построенные для различных хроностратиграфических подразделений разреза, в состав которых входят отложения, слагающие карбонатное тело. Такие карты были успешно использованы при разведке девонских рифов в Канаде. Волны-спутники. Края карбонатной постройки обычно фиксируются отсутствием отражений от вмещающих толщ либо резкими изменениями рисунка отражений внутри слоистой толщи осадков. На этих участках появляются дифрагированные волны либо сложные волны другого типа. Прослеживание таких сейсмических колебаний, по-видимому, помогает установить зоны присутствия и размещения карбонатных построек, трудно выявляемых другими методами. Форма бассейна. В некоторых случаях о возможном присутствии карбонатных построек на том или ином участке на сейсмическом профиле, отобранном для анализа, можно судить по сейсмическим и другим геологическим особенностям строения бассейна. К ним относятся, например, развитые по его периферии системы разломов, положение шарнирной линии или конседиментационные структурные поднятия. Интерпретация улучшается, если детально известны геологическое строение и история развития района и те хроностратиграфические комплексы, которые благоприятны для формирования карбонатных построек или для которых характерно интенсивное или локальное накопление карбонатов.

РИС. 9. Платформа Сентрал-Бейсик, округ Лиа, шт. Нью-Мексико, США (профиль ОГТ с 12-кратным перекрытием, источник типа Вибросейс). Карбонатная постройка типа банки на окраине шельфа выделяется на этом разрезе по следующим признакам: 1) резкое изменение угла наклона отражений у края шельфа и 2) смена сейсмофаций, представленных высокоинтенсивными непрерывными отражениями, низкоамплитудными отражениями почти до полного их отсутствия у края шельфа. В этой части пермского бассейна по результатам пробуренных скважин установлено, что банки окраины шельфа, относимые по возрасту к верхам нижней — низам верхней перми (формациям Леонард и Гвадалупе), сложены в основном доломитизированными органогенно-обломочными известняками формаций Або, Викторио-Пик, Гоат-Сип, Гетавей и Капитан. В сторону моря мелководные банки сменяются алевритами, глинами и микритовыми известняками формаций Дин, Бон-Спринг, Браши-Каньон и Черри-Каньон; в сторону шельфа банки переходят в тонкослоистые доломитизированные микритовые и водорослево-слоистые известняки и песчаники формаций Йетс, Севен-Риверс, Куин, Грейберг, Сан-Андрее, Сан-Анджело и Йесо.

ИНТЕРВАЛЬНЫЕ СКОРОСТИ В КАРБОНАТНЫХ РАЗРЕЗАХ Разработка быстродействующих ЭВМ и повсеместное внедрение методов цифровой обработки значительно облегчили расчет сейсмических интервальных скоростей и их использование для расшифровки литологического состава разреза. Несмотря на то что вначале интервальные скорости использовались в основном для подсчета коэффициента песча-нистости, в некоторых работах интервальные скорости учитывались при стратификации разрезов, содержащих карбонатные породы, песчаники и глины. Карбонаты не характеризуются некоторой фиксированной интервальной скоростью, и ее значение для какого-либо специфического тела зависит от многих факторов, в том числе от пористости и истории процесса захоронения. Изучение литературных источников по карбонатным породам различных бассейнов земного шара показало, что интервальные скорости карбонатных пород принимают самые разные значения (рис. 4). Поэтому в пределах каждой исследуемой площади необходимо тщательным образом анализировать все имеющиеся данные бурения, для того чтобы провести достоверную интерпретацию стратиграфического разреза по интервальным скоростям. НЕКОТОРЫЕ ОГРАНИЧЕНИЯ И КВАЛИФИКАЦИОННЫЕ НОРМЫ Многие формы записи отраженных волн, интерпретируемые как карбонатные постройки, бывают обусловлены совсем другими геологическими телами аналогичных размеров или формы. Примером таких тел могут служить соляные диапиры, купола или соляные подушки, магматические интрузии, вулканические конусы, поверхности несогласия и оползневые толщи. Распознавание карбонатных построек по сейсми-

РИС. 10. Площадь Рейнбоу-Зама, пров. Альберта, Канада (профиль ОГТ с 6кратным перекрытием, источники возбуждения — взрывы динамита; профиль отработан до репера, представленного солью Колд-Лейк, залегающей вблизи фундамента). О наличии двух небольших столбчатых рифов можно судить по слабым контурам облекания рифов и по одиночной оси синфазности, характеризующей подошвенное налегание (?). На разрезе показаны столбчатые рифы формации Кег-Ривер среднего девона. Видимое облекание, фиксируемое в вышележащей толще формаций Суль-фурПойнт и Слейв-Пойнт, обусловлено, по-видимому, как дифференциальным уплотнением, так и последующим размывом соли Маскег, отложившейся в межрифовых участках. Извлекаемые запасы нефти на площади Рейнбоу-Зама оцениваются в 109,6 млн. т. Размер залежей меняется, площадь одних не превышает 0,08 км2, других — свыше 2 км2, но в среднем равна 0,2—0,3 км2. Непостоянна и мощность продуктивных пластов

.

ческим данным необходимо проводить в комплексе с анализом всей остальной геолого-геофизической информации, имеющейся по району. В частности, полезно использовать данные о наличии и закономерностях распространения известных карбонатных построек и карбонатных пластов в соседних участках анализируемого бассейна. Следует учитывать также ограниченную разрешающую способность сейсморазведки. Это особенно существенно для древних карбонатных комплексов с высокими значениями интервальных скоростей. Для многих карбонатных пород палеозоя характерны интервальные скорости в диапазоне 4500-6400 м/с. Следовательно, карбонатная постройка мощностью 130 м при интервальной скорости 5500 м/с на временном сейсмическом разрезе будет занимать временной интервал только в 47 мс. Чувствительность сейсморазведки может оказаться недостаточной для выявления подобного карбонатного тела по следующим причинам: 1) низкие частоты и большие длины падающих волн; 2) поглощение высокочастотных компонент с глубиной; 3) использование фильтраций при регистрации в полевых условиях, в процессе обработки и построении окончательного сейсмического разреза. Величина периода 50 мс (частота 20 Гц) является сегодня обычной, и описываемая карбонатная постройка будет представлена изменением одной фазы сейсмического отражения. Отражения, полученные от вышележащих слоев, могут полностью замаскировать любой признак присутствия на таком сейсмическом временном разрезе карбонатных построек. ПРИМЕРЫ КАРБОНАТНЫХ ПОСТРОЕК НА ВРЕМЕННЫХ СЕЙСМИЧЕСКИХ РАЗРЕЗАХ Геофизические критерии распознавания карбонатных построек, изображенных схематически на рис. 3, иллюстрируют 13 сейсмических профилей (рис. 5-17), охарактеризованных достаточно полно и материалами бурения. Те же критерии сведены в табл. 1 и рассмотрены в каждой из подписей к рисункам совместно с имеющимися геолого-геохимическими и промысловыми данными. Эти примеры выявляют целый ряд критериев для распознавания карбонатных построек.

РИС. 11. Голден-Спайк, пров. Альберта (сейсмический профиль однократного MOB). О наличии карбонатной постройки свидетельствуют: 1) облекание, 2) аномалия скорости. Облекание, обусловленное дифференциальным уплотнением, фиксируется зоной сближения отражений на 23 мс в интервале от кровли нижнего мела до формации Айртон. Сокращение временной мощности на 30 мс в интервале от нижнего мела до ЭлкПойнт, соответствующее телу рифа, обусловлено большей скоростью распространения волн в рифовых известняках, чем в расположенных рядом по латерали глинах. Риф Голден-Спайк (открытый в 1949 г.) представляет собой одиночную островерхую постройку небольшой площади (10 км2) с геологическими запасами нефти свыше 40 млн. т. Риф образовался на банке Кукинг-Лейк со стороны моря от барьерного рифа ЛедюкРимбей и окружен глинами формаций Айртон и Дюверней.

РИС. 12. Иннисфейл, пров. Альберта (сейсмический профиль однократного MOB). Единственными признаками карбонатной постройки служат нечеткие наклонные площадки и дифрагированные волны. После выявления рифа в результате картирования области нечеткой зоны корреляции удалось наметить его очертание, что способствовало правильному размещению поисково-разведочных скважин. На соседних площадях данный метод прогнозирования рифов оказался неэффективным. Месторождение Иннисфейл связано с рифом Ледюк на западной окраине зоны развития комплекса Башоу в юго-западной части пров. Альберта. Формация Айртон характеризуется высоким содержанием известковых илов, поэтому не зафиксировано ни скольконибудь заметной скоростной аномалии, ни эффекта облекания. По состоянию на 1.XII 1968 г. на месторождении Иннисфейл (открытом в 1957 г.) добыто около 3 млн. т нефти. Суммарные запасы близки к 10 млн.

т.

РИС. 13. Площадь Йекау-Лейк, пров. Альберта (сейсмический профиль MOB). О данной карбонатной постройке свидетельствуют: 1) наличие структуры облекания с амплитудой порядка 18 мс, фиксируемой в пачке от нижнего мела до формации Айртон; 2) аномалия скорости порядка 25 мс, отмечаемая по изохронам в интервале от нижнего мела до кембрия, и 3) волны-спутники, возможно дифрагированные вблизи краев постройки. Риф Йекау-Лейк представляет собой небольшой биогерм в толще формации Ледюк, расположенный в пределах барьерного рифа ЛедюкРимбей. В данном районе депрессионные предрифовые фации формаций Айртон — Дюверней представлены в основном глинами, обусловливающими появление заметной скоростной аномалии и эффекта облекания. Площадь месторождения несколько более 2 км2, средняя мощность продуктивного пласта 6,5 м, а извлекаемые запасы оценены в 0,5 млн. т.

Рис. 14 Рифовый пояс Уошита, Южный Техас, США (профиль огт с 6 кратным перекрытием). Карбонатная постройка окраины шельфа выделяется непосредственно вблизи шарнирной линии, на что указывают резкое утонение временного интервала Уошита – Слиго и подошвенное налегание двух горизонтов на окраину комплекса Уошита. Край шельфа Слиго угадывается также на правой южной стороне шельфа.

РИС. 15. Район восточного шельфа Пермского бассейна, округ Кросби, шт. Техас, США (сейсмический профиль MOB). После тщательной обработки сейсмических разрезов удалось выявить серию карбонатных построек окраины шельфа по следующим признакам: 1) резкое изменение наклона осей синфазности отражений, 2) подошвенное налегание на края шельфа и 3) сокращение мощности толщ. Окраины верхнепенсильванских (Циско-Каньон) и нижнепермских банок группируются в виде трансгрессивных серий в среднем Вулфкемпе (нижняя пермь), а затем в виде регрессивных пачек в позднем Вулфкемпе и Вичите. На этом участке карбонатные банки и их края сложены пористыми разностями, но ввиду отсутствия по латерали замыкания структуры залежи углеводородов не образовалось. Банки аналогичного возраста содержат крупные залежи нефти в пределах атолла Хорсшу и в отдельных районах платформы Сентрал-Бейсин

.

РИС. 16. Северная Африка (профиль ОГТ с трехкратным перекрытием). О наличии карбонатной постройки можно предполагать только по характеру строения бассейна. На приподнятом крыле сброса при благоприятных условиях могли отлагаться мелководные карбонаты. Однако по сейсмическим данным вдоль нарушенного сбросом блока не отмечалось изменения ни одного параметра, даже несмотря на то что здесь происходит заметное фациальное замещение пористых мелководных карбонатов платформы глинами и микритовыми известняками, развитыми в троге. На месторождении залежь приурочена к мелководной карбонатной банке – постройке, развитой в толще отложений на приподнятом крыле крупного разлома, отделяющего платформу от трога. Накопленная добыча нефти превысила 137 млн тонн.

РИС. 17. Площадь Джуди-Крик, пров. Альберта, Канада (сейсмический профиль MOB). О наличии мелководной карбонатной постройки можно судить только по прекращению прослеживания одиночной оси синфазности. Отражение уже не наблюдается вблизи той точки, к югозападу от которой на более высоком в структурном отношении уровне сформировались мелководные карбонаты. К северо-востоку, т. е. к центральной части бассейна, в этом же интервале геологического времени отлагались глины. После завершения бурения скважины-открывательницы использование в качестве диагностического признака такого параметра, как прекращение прослеживания оси синфазности, позволило установить очертания данного рифа и выявить целый ряд аналогичных структур на соседних площадях. Риф Джуди-Крик и весь комплекс банки имеет небольшую мощность (75 м) и представляет собой первичную «горку», развившуюся в толще группы Бивер-хилл-Лейк (верхний девон) и окруженную глинистыми известняками и глинами. На месторождении Джуди-Крик (открытом в 1958 г.) по

состоянию на июнь 1968 г. было добыто 5,8 млн. т нефти; извлекаемые запасы оценены в 18 млн. т. Площадь месторождения 115 км2, мощность продуктивного пласта в среднем 21 м.

Литература 1. Cumings E. R. Reefs or bioherms? Geol. Soc. America Bull., 43, 331-357, 1932. 2. Klement К. W. Practical classification of reefs and banks, bioherms and biostromes (abs.). AAPG Bull., 51, No. 1, 167, 1967. 3. Lowenstam H. A. Niagaran reefs of the Great Lakes area. Journ. Geology, 58, No, 4, 430-487, 1950. 4. Nelson H. F., Brown С. W., Brineman J. H. Skeletal limestone classification. In: W. E. Ham, ed. Classification of carbonate rocks — a symposium. AAPG Memoir 1, 224-252,1962.

11. Словарь терминов, используемых в сейсмостратиграфии * Р. М. Митчем мл.

Ниже приводятся определения терминов, которые наиболее часто используются в сейсмической стратиграфии. Отсутствие общепринятой лексики для описания понятий и явлений, рассматриваемых в сейсмической стратиграфии, привело к появлению неформализованной терминологии, которая совершенствуется в течение ряда лет. Эволюцию этой терминологии ни в коем случае не следует считать завершенной. Словарь приводится здесь не только для облегчения чтения текста, но и для того, чтобы выяснить соображения читателей по поводу терминологии и получить конструктивные критические замечания. Каждый термин снабжен ссылкой на ту статью данной серии статей, и по возможности на рисунки, где он наиболее полно раскрыт и иллюстрирован. Общеизвестны геофизические термины в этот словарь не включены, они описаны в соответствующем словаре [4], а геологические термины наиболее полно определены в словаре [2]. Aggradation — наращивание берега, намыв. См. onlap. Apparent onlap — кажущееся подошвенное налегание. См. onlap. Bank seismic facies unit — единичная сейсмофация типа «банки». Имеет внешний контур, очертания которого напоминают банку, т. е. существенно пластообразное тело с характерным клиновидным уступом на одной из сторон, типичным для стороны банки, обращенной к морю. Этот уступ обозначает переход от шельфа к материковому склону (ст. 6, рис. 14; ст. 10). Baselar — подошвенное несогласие. Этот обобщающий (родовой) термин используют, когда пласты осадочного комплекса прекращают прослеживаться на его нижней границе, причем только в том случае, когда трудно или почти невозможно отличить разновидности подошвенного несогласия, налегание от прилегания (ст. 2). Base-discordance — подошвенное угловое несогласие. См. discordance. Carbonate buildup seismic reflection configuration — конфигурация сейсмических отражающих границ (рисунок отражений) типа «карбонатной постройки». Отражающая граница имеет вид холма, купола и интерпретируется как риф или карбонатная банка. Карбонатные постройки, размеры которых достаточны для обнаружения их сейсморазведкой, включают барьерные рифы, биогермы на кромке шельфа и площадные биогермы (ст. 10, рис. 1, 3). Chaotic seismic reflection configuration — хаотические сейсмические отражения. Рисунок на разрезе MOB, образуемый прерывистыми, неориентированными сейсмическими отражениями, соответствующими хаотическому расположению отражающих границ. Их интерпретируют либо как пласты, отложенные в непостоянной, относительно высоко-энергетической

обстановке, либо как породы, вначале отложенные в виде непрерывных пластов, а впоследствии деформированные с нарушением сплошности (ст. 6, рис. 11 и 12, а,б). Chronostratigraphic correlation chart — хроностратиграфическая корреляционная схема. Сводная стратиграфическая схема, на которой по вертикали отложено геологическое время, а по горизонтали — расстояние по профилю, пересекающему исследуемую территорию. На эту схему наносят различную стратиграфическую информацию (ст. 7, рис. 2). Clinofonn surface — поверхность клиноформ. Наклонная поверхность осадконакопления, с которой обычно ассоциируются слои пород, продолжающиеся в глубоководную часть осадочного бассейна (ст. 6, рис. 8, 9). Coastal aggradation — прибрежный намыв. См. onlap. Coastal encroachment — затопление берега. См. onlap. Coastal deposits — прибрежные отложения, накапливавшиеся на уровне моря или на близком к нему уровне (литоральные, парали-ческие или прибрежные неморские отложения) (ст. 3, рис. 2). Coastal noninarine deposits — прибрежные (береговые) неморские осадки, отложившиеся на прибрежной равнине выше уровня самого высокого прилива (ст. 3). Coastal onlap — береговое подошвенное налегание. См. onlap. Coastal toplap — прибрежное кровельное прилегание. См.. toplap. Complex sigmoid-oblique reflection configuration — сложные сигмовид-ные косослоистые формы отражений. Рисунок на разрезе MOB, образующийся в результате чередования сигмовидных и косых отражений (осей синфазности), показывающих боковое (латеральное) наращивание осадков в пределах отдельной сейсмической фации. Верхний (прикровельный) сегмент сейсмофации характеризуется сложным чередованием горизонтальных прикровельных отражений сигмообразной формы и косослоистых сегментов, образующих картину кровельного прилегания. В остальном эти формы напоминают обычные сигмовид-ные формы напластования. См. также progradational reflection configuration, sigmoid reflection configuration и oblique seismic reflection configuration. Сoncordance — согласие. Параллельность слоев осадочной пачки ее границам без видимого прекращения прослеживания слоев у границ. (ст. 2, рис. 2). См. также discordance. Conformity — здесь: поверхность согласия. Поверхность, разделяющая молодые и древние породы, в пределах которой отсутствуют физические признаки эрозии или перерыва в осадконакоплении (ст. 2, рис. 1). См. также unconformity. Convergent seismic reflection configuration — сходящиеся сейсмические отражения. Рисунок на сейсморазрезах MOB, характерный тем, что мощность выделяемой сейсмостратиграфической единицы уменьшается за счет несимметричного исчезновения отдельных отражений. Последнее объясняется утонением отдельных слоев до мощностей, меньших чем разрешающая способность сейсморазведки. Эта «внутренняя» сходимость может наблюдаться в любом месте сейсмофации (ст. 6, рис. 2), и ее не следует отождествлять с прекращением прослеживания отражений на границах сейсмической фации. Сравните с расходящимися сейсмическими отражениями (divergent seismic reflection configurations), где речь идет не об утонении, а об утолщении слоев.

Cycle of relative change of sea level — цикл относительного изменения уровня моря. Интервал времени, в течение которого произошли относительные подъем и понижение уровня моря (ст. 3, рис. 1). Региональные и глобальные циклы — это циклы, выявленные в региональном или глобальном масштабе соответственно. Большинство региональных циклов оказываются также и глобальными, однако их роль в региональных стратиграфических построениях от этого существенно не изменяется. Различают циклы первого, второго и третьего порядков. В первом приближении одиночный цикл подъема и спада считают циклом третьего порядка (ст. 4, рис. 1—3). См. также eustatic cycle. Depositional sequence — осадочный (седиментационный) комплекс. Стратиграфическая единица, состоящая из относительно согласно залегающих, генетически взаимосвязанных пластов, ограниченных сверху и снизу либо поверхностями несогласия, либо коррелирующими с ними (эквивалентными им) поверхностями согласно залегающих пластов (ст. 2, рис. 1). См. sequence. Discordance — угловое несогласие. Непараллельность пластов осадочного комплекса его границам, в результате которой пласты прекращают прослеживаться на граничных поверхностях (ст. 2, рис. 2). При этом угловое несогласие в кровле (срез и кровельное прилегание) наблюдается у верхней границы осадочного комплекса, а несогласие в подошве (налегание или подошвенное прилегание) — у нижней ее границы (см. top-discordance и basediscordance). Distal downlap — подошвенное прилегание с удалением от берега. См. downlap. Distal onlap — подошвенное налегание с удалением от берега. См. onlap. Divergent seismic reflection configuration — расходящиеся сейсмические отражения. Рисунок на сейсморазрезах MOB, характерный тем, что мощность выделяемой клиновидной стратиграфической единицы возрастает в основном за счет раздвоения отдельных отражающих границ в пределах этой единицы, а не за счет появления новых пластов на ее границах, как в случаях подошвенного налегания или кровельного прилегания или эрозионных срезов в подошве или кровле (ст. 6, рис. 6 и 7, в,г). Downlap — прилегание в подошве, один из видов подошвенного несогласия. Залегание с несогласием в подошве, когда первоначально наклонные пласты прекращают прослеживаться вниз по падению на изначально горизонтальной или наклонной поверхности (ст. 2, рис. 2). Удаляющееся подошвенное прилегание (distal downlap) — прилегание в подошве, наблюдающееся в направлении, противоположном направлению на источник сноса обломочного материала. Сейсмическое подошвенное прилегание (seismic downlap) — подошвенное прилегание, установленное по сейсмическому разрезу.' Для него характерно наличие наклонных отражающих горизонтов, интерпретируемых как первоначально наклонные пласты, оканчивающиеся в полосе прекращения прослеживания отражений. Последняя интепретируется как первоначально наклонная или горизонтальная поверхность несогласия. Кажущееся подошвенное прилегание (прилегание в подошве) (apparent downlap) наблюдается на сейсмических разрезах, когда отражающие горизонты, соответствующие наклонным пластам, прекращают прослеживаться вниз по падению, тогда как сами пласты утоняются и продолжаются дальше, но мощность их становится настолько малой, что разрешающая способность сейсморазведки оказывается недостаточной для их прослеживания (ст. 6).

Downward shift of coastal onlap — регрессивное смещение прибрежного подошвенного налегания. Смещение прибрежного подошвенного налегания вниз в сторону моря, измеряемое как расстояние от максимально приподнятых участков данной стратиграфической толщи до наиболее опущенных участков прибрежного подошвенного налегания в перекрывающей стратиграфической единице (ст. 3, рис. 8). Это смещение используют при выявлении относительных понижений уровня моря. Encroachment — заводнение. См. onlap. Erosional hiatus — эрозионный перерыв. См. hiatus. Erosional truncation — эрозионный срез. См. truncation. Eustatic change — эастатическое колебание. Глобальное изменение уровня моря, затрагивающее весь Мировой океан [2, с. 241], или же относительное изменение уровня моря в глобальном масштабе, вызванное изменением либо объема морской воды, либо площади поверхности океанических бассейнов, либо тем и другим вместе [I]. Eustatic cycle — эвстатический цикл. Интервал времени, в течение которого происходят эвстатические поднятие и опускание уровня моря (ст. 4, рис. 7). См. eustatic change. Fill seismic reflection configuration — картина осадочного заполнения на сейсморазрезе MOB (ст. 6, рис. 14, 17). Образуемый отражающими границами рисунок, интерпретируемый как осадочное заполнение отрицательных форм палеорельефа поверхности нижележащих отложений. Отражения от последних могут создавать картину либо эрозионного среза, либо согласного залегания у базальной поверхности пород, которыми заполнены указанные углубления. Заполняющие осадочные тела можно классифицировать по форме их внешних границ (заполнение каналов, желобов, впадин или передовой части склона) либо по рисунку «внутренних» отражающих границ (например, подошвенное налегание, холмообразное налегание, расходящиеся отражения, формы наращивания осадков, хаотические и другие сложные формы и пр.) (ст. 6, рис. 17; ст. 9, рис. 9). First-order cycle — цикл первого порядка. Цикл относительного или эвстатического изменения уровня моря, длительность которого составляет 100—200 млн. лет (ст. 4, рис. 1). Geochronologic chart — геохронологическая таблица. Шкала геологического времени. Geotectonic subsidence — геотектоническое опускание. Погружение, которое охватывает территорию, превышающую по площади исследуемую область, и не компенсируется осадконакоплением (ст. 3, рис. 8). Global cycle of relative change of sea level — глобальный цикл относительного изменения уровня моря. Интервал геологического времени, в течение которого произошло одно относительное поднятие и опускание среднего уровня моря в глобальном масштабе. В настоящей книге под этим термином подразумевается цикл третьего порядка (ст. 4, рис. 2, 3). Global paracycle of relative change of sea level — глобальный пара-цикл относительного изменения уровня моря. Интервал геологического времени, в течение которого произошел один относительный подъем уровня моря, за которым последовал период неизменного уровня моря и далее — следующий относительный подъем без относительного понижения в промежутке.

Global relative change of sea level — глобальное относительное изменение уровня моря. Относительное изменение уровня моря, происходящее в глобальном масштабе в течение определенного интервала геологического времени (ст. 4, рис. 2, 3). Global relative fall of sea level — глобальное относительное понижение уровня моря. Относительное понижение уровня моря, происходящее в глобальном масштабе в течение определенного интервала-геологического времени. См. relative fall of sea level (ст. 4, рис. 2, 3). Global relative rise of sea level — глобальное относительное поднятие уровня моря. Относительный подъем уровня моря, который происходит в глобальном масштабе в течение определенного интервала геологического времени. См. relative rise of sea level (ст. 4, рис. 2, 3). Global relative stillstand of sea level — глобальная относительная стабильность уровня моря. Относительное постоянство уровня моря в глобальном масштабе в течение определенного интервала геологического времени. См. relative stillstand of sea level (ст. 4, рис. 2, 3). Global supercycle of relative change of sea level — глобальный суперцикл относительного изменения уровня моря. Серия глобальных циклов относительного изменения уровня моря, при которой за результирующим поднятием до максимального среднего уровня следует суммарное относительное понижение до среднего минимума уровня моря. Иногда наблюдается небольшое повторное поднятие уровня (ст. 4, рис. 1—3). Глобальный суперцикл — это цикл второго порядка. Hiatus — перерыв. Весь интервал геологического времени, который оказался не представленным пластами горных пород в районе, где прослеживается данная стратиграфическая поверхность. Если перерыв охватывает значительный интервал геологического времени, эта стратиграфическая поверхность обычно является поверхностью несогласия (ст. 2, рис. 1). Перерыв в осадконакоплении (nondepositional hiatus) фиксируется всеми видами прекращения прослеживания отражений. Под перерывом в осадконакоплении понимается интервал геологического времени, в течение которого на поверхность осад-конакопления не было отложено ни одного слоя. При эрозионном перерыве (erosional hiatus) наблюдается эрозионный срез пластов. Эрозионный перерыв — это интервал геологического времени, определяемый возрастом срезанных эрозией пластов, а не временем, в течение которого происходила их эрозия. Highstand — высокий уровень моря. Интервал времени в пределах цикла или циклов относительного изменения уровня моря, в течение которого уровень моря находится выше кромки шельфа в данном месте (ст. 3, рис. 9, а, 13, а). Hinterland sequence — тыловой комплекс. Осадочный комплекс, состоящий исключительно из неморских отложений, накопленных во внутренней (по отношению к береговой полосе) зоне, где механизм осадконакопления контролируется положением уровня моря лишь косвенно или совсем не зависит от него (ст. 3). См. sequence. Hummocky clinofomi reflection configuration — бугристые клиноформные рисунки на разрезах MOB. Рисунок, образуемый отражающими границами и представляющий собой сочетание неравномерно расположенных прерывистых субпараллельных сегментов, составляющих довольно хаотичную бугристую картину, для которой характерны также прекращение прослеживания

отражений и их раздваивание. Выраженность бугров — небольшая, приближается к пределам разрешающей способности сейсморазведки. Этот рисунок по простиранию обычно постепенно переходит в более крупные и четкие клиновидные формы, а вверх по разрезу — в параллельные друг другу отражающие границы (ст. 6, рис. 8,е и 10,б,в). Internal convergence — внутреннее схождение отражений. См. convergent seismic reflection configuration. Interregional unconformity — поверхность межрегионального несогласия, образующаяся при эрозии и перерыве в осадконакоплении. Возникает при глобальном относительном понижении уровня моря и пребывании уровня моря на низких отметках и поэтому сама является также глобальным образованием. В некоторых районах, где осадконакопление было практически непрерывным, перерыв может оказаться небольшим, и его невозможно обнаружить по палеонтологическим или сейсморазведочным данным, в связи с чем эта поверхность будет определяться как поверхность согласия. Крупные межрегиональные поверхности несогласия обычно разграничивают циклы второго порядка (суперциклы) (ст. 4, рис. 7). Меньшие межрегиональные несогласия связаны с границами циклов третьего порядка. См. uncoformity. Lapout — седиментационное прилегание (седиментационное выклинива-ние пластов) (ст. 2). Такое прилегание может наблюдаться как у верхней границы осадочного комплекса, так и у его нижней границы. В первом случае имеет место кровельное прилегание, во втором — подошвенное налегание или прилегание. Lens seismic facies unit — линзовидная сейсмофация. Сейсмофациаль-ная единица, имеющая линзовидную форму: ограничена сходящимися поверхностями, из которых по крайней мере одна кривая; мощность убывает от середины к краям (ст. 6, рис. 14). Lowstand — низкий уровень моря. Интервал времени в пределах одного или нескольких циклов относительного изменения уровня моря, в течение которого уровень моря остается ниже кромки шельфа. Относительно низкий уровень наблюдается в том месте шельфа, где море находится на самом низком уровне в процессе накопления данного осадочного комплекса (ст. 3, рис. 9,6 и 13, а). Marine onlap — морское подошвенное налегание. См. onlap. Maritime sequence — прибрежный (береговой) комплекс. Осадочный комплекс, представленный генетически связанными береговыми неморскими, литоральными и морскими отложениями. Основной механизм осадконакопления в части приморской пачки, расположенной ближе к берегу и включающей литоральные или неморские отложения, определяется положением уровня моря, являющегося базисом эрозии (ст. З): См. sequence. Migrating wave — мигрирующая волна. Рисунок на сейсморазрезе MOB, состоящий из множества наложенных друг на друга отражений волнистой формы, каждое из которых смещено по отношению к предыдущему. Интерпретируется как серия осадочных пластов, залегающих в виде «бегущих волн» и пересекающих в целом горизонтальную поверхность (ст. 6, рис. 15, 16). Mound seismic reflection configuration — холмистый рисунок на разрезах MOB. Картина отражающих поверхностей, интерпретируемая как

пластовое тело, образующее поднятие или выступ, возвышающийся над средним уровнем окружающих пластов. В большинстве своем холмы являются положительными элементами палеорельефа, связанными с процессом осадконакопления обломочного или вулканического материала либо с органогенными постройками. Глубоководные конусы, языки, навальные массы, отложения глубоководных и вдольбере-говых (огибающих) морских течений, карбонатные постройки и рифы (ст. 10), вулканические нагромождения и другие образования могут дать на разрезах MOB двумерное изображение «холма» (ст. 6, рис. 15). Non-depositional hiatus — перерыв в осадконакоплении. См. hiatus. Oblique seismic reflection configuration — косая слоистость на разрезах MOB. Рисунок, образуемый отражающими поверхностями и интерпретируемый как слоистое осадочное тело клиновидной формы. Тело сформировалось за счет горизонтального наращивания осадков и в идеальном случае состоит из большого числа относительно крутопадающих слоев, заканчивающихся вверх по восстанию с образованием кровельного прилегания у почти плоской верхней границы этой фациальной единицы, а вниз по падению — с образованием прилегания у ее подошвы. Передовые сегменты пластов все более молодого возраста накладываются на более древние по типу наклонных клавишей домино (ст. 6, рис. 8, б, в и 9, б, в). Различают тангенциальную косую слоистость (tangential oblique), когда углы наклона плавно уменьшаются в нижней части передовых пластов, образуя вогнутые вверх пласты, переходящие в плавно погружающиеся слои, субпараллельные подошве данной фациальной единицы, и параллельно-косую слоистость (parallel oblique), когда относительно круто падающие пласты прекращают прослеживаться вниз по падению под весьма большим углом к подошве фациальной единицы, т. е. с образованием подошвенного прилегания. Offlap — регрессивное прилегание. Этот термин в сейсмической стратиграфии обычно используют при описании отражений на разрезах MOB, получаемых от пластов, наращиваемых в направлении глубокого моря. В словаре A. G. I. [2] дано следующее определение такого прилегания: «последовательное отступление верхних концов осадочных тел при их согласном залегании [6, с. 635], когда каждый более молодой пласт оставляет обнаженной часть более древнего пласта, на котором он залегает» [2, с. 490]. Onlap — подошвенное налегание. Залегание пород с подошвенным угловым несогласием, при котором изначально субгоризонтальные пласты последовательно прекращают прослеживаться на первоначально наклонной поверхности или изначально наклонные пласты последовательно оканчиваются на поверхности, имеющей больший начальный наклон (ст. 2, рис. 2). Ближнее (проксимальное) налегание (proximal onlap) — налегание в направлении источника обломочного материала. Дальнее (дистальное) налегание (distal onlap) — налегание в направлении, про-

тивоположном направлению на источник обломочного материала (ст. 2). Морское подошвенное налегание (marine onlap) — налегание морских осадков (ст. 3, рис. 9,6). Береговое (прибрежное) налегание (coastal onlap) — наступающее в направлении суши налегание прибрежных (литоральных и береговых неморских) отложений в данном стратиграфическом подразделении (ст. 3, рис. 2). Береговой намыв (coastal aggradation) и затопление берега (coastal encroachment) — соответственно вертикальная и горизонтальная компоненты прибрежного налегания (ст. 3, рис. 2). Сейсмическое подошвенное налегание (seismic onlap) — отражение налегания на сейсмических разрезах (ст. 6, рис. 2, 4). Кажущееся налегание (apparent onlap) — картина налегания, наблюдаемая на произвольно ориентированном вертикальном разрезе, который может и не быть параллельным направлению первичного падения пластов. Вполне возможно, что кажущееся налегание, видимое на данном разрезе, является компонентой действительно существующего подошвенного прилегания. В частности, если кажущееся налегание видно на двух взаимно перпендикулярных разрезах, то истинное подошвенное налегание практически несомненно (ст. 2). Под смещением берегового налегания (используемым для определения относительных колебаний уровня моря) понимают измеренное вниз по склону в сторону моря расстояние между самым верхним положением образующих береговое подошвенное налегание слоев данной стратиграфической единицы и самым нижним положением таких же слоев перекрывающей ее стратиграфической единицы (ст. 3, рис. 8). Onlap fill — заполнение с подошвенным налеганием. См. fill seismic reflection configuration. Paracycle of relative change of sea level — парацикл относительного изменения уровня моря. Интервал времени, в течение которого наблюдаются один региональный или глобальный относительный подъем и период стабилизации уровня моря, за которым следует еще один относительный подъем без промежуточного относительного понижения уровня моря (ст. 3, рис. 1). Parallel oblique seismic reflection configuration — картина параллельно-косой слоистости на сейсморазрезах MOB. См. oblique seismic reflection configuration. Parallel seismic reflection configuration — параллельность отражений на разрезах MOB. Рисунок, образуемый отражающими границами и интерпретируемый как система пластов, параллельных с момента их отложения (ст. 6, рис. 6 и 7, а). Progradational reflection configuration — картина латерального (бокового) наращивания осадков на разрезах MOB. Включает в себя множество сложных рисунков отражающих поверхностей, интерпретируемых как пласты, накапливавшиеся в значительной степени за счет последовательного роста осадочного тела в горизонтальном направлении. Различают рисунки, соответствующие сигмовидным, косым, сложным сигмовидно-косым, черепицеобразным и бугристым формам горизонтального наращивания осадков (ст. 6, рис. 8).

Proximal onlap — ближнее налегание. См. onlap. Reflection configuration — рисунок на разрезах MOB. Картина, образуемая сейсмическими отражениями различной формы в разных сочетаниях и интерпретируемая исходя из положения о том, что эти отражения соответствуют определенному пространственному расположению пластов и их границ, являющихся отражающими границами. Reflection-free areas — зоны отсутствия отражений. Зоны развития однородных, неслоистых, сильно дислоцированных или очень круто падающих толщ пород могут выделяться на разрезах MOB как зоны, практически лишенные отражений (ст. 6, рис. 11, в и 12,в). Region — регион. Здесь под этим термином понимают всю акваторию океана, окраину материка, внутреннее море или его береговую полосу. Основным требованием при региональном анализе является требование первичной физической непрерывности осадочных комплексов, с тем чтобы региональные корреляции выполнялись на основе пластов, имеющих определенную взаимосвязь в пространстве и во времени (ст. 3). Regional cycle — региональный цикл. Интервал геологического времени, в течение которого происходят относительные подъем и опускание уровня моря в региональном масштабе (ст. 3, рис. 1). Региональный цикл — это цикл третьего порядка. Regional paracycle — региональный парацикл. Интервал геологического времени, в течение которого наблюдаются относительный подъем уровня моря и следующий за ним период неподвижного уровня моря в региональном масштабе; затем следует еще один относительный подъем без промежуточного относительного спада. Regional supercycle — региональный суперцикл. Серия региональных циклов относительного изменения уровня моря, при котором происходит общий подъем уровня моря до более высокого уровня, за которым следует его общее опускание до более низкого уровня. Иногда в последовательности подъемов в пределах суперцикла выделяется небольшой период опускания уровня моря. Обычно суперцикл завершается одним значительным понижением уровня моря, а не серией небольших опускании (ст. 3, рис. 1). Региональный суперцикл является циклом второго порядка. Regression — регрессия. Перемещение береговой линии в сторону моря, выявляемое по смещению в этом направлении литоральных фаций (ст. 3, рис. 3, 4). Relative change of sea level — относительное изменение уровня моря. Кажущиеся подъем или понижение уровня моря относительно поверхности суши. В течение этого периода может происходить подъем или опускание самого моря, суши или того и другого вместе. Вообще говоря, относительное изменение уровня моря может фиксироваться в локальном, региональном и глобальном масштабе (ст. 3). Relative fall of sea level — относительное понижение уровня моря. Кажущееся опускание уровня моря по отношению к нижележащей первоначальной поверхности осадконакопления. Может наблюдаться,

если опускается сам уровень моря, в то время как первоначальная поверхность осадконакопления поднимается, остается в неизменном положении или тоже опускается, но с меньшей, чем море, скоростью, либо если море остается на одном и том же уровне, а поверхность осадконакопления поднимается, либо если море поднимается, а поверхность поднимается еще быстрее (ст. 3, рис. 8). Выявляется по смещению берегового налегания вниз. Relative rise of sea level — относительный подъем уровня моря. Кажущееся поднятие уровня моря по отношению к нижележащей первоначальной поверхности осадконакопления. Может наблюдаться в результате: 1) подъема самого уровня моря, в то время как расположенная ниже первоначальная поверхность осадконакопления опускается, остается неподвижной или поднимается с меньшей, чем море, скоростью; 2) постоянства уровня моря при опускании первоначальной поверхности осадконакопления; 3) опускания уровня моря при опускании начальной поверхности осадконакоплений с большей скоростью (ст. 3, рис. 2). Распознается по береговому налеганию. Relative stillstand of sea level — относительная стабильность уровня моря. Кажущееся постоянство уровня моря относительно нижележащей первоначальной поверхности осадконакопления. Наблюдается в случаях, когда уровень моря и нижележащая поверхность осадконакопления либо остаются неподвижными, либо поднимаются или опускаются с одинаковой скоростью (ст. 3, рис. 6). Признаком стабильного уровня моря обычно является наличие берегового кровельного прилегания и отсутствие берегового налегания. Sand-prone seismic facies — преимущественно песчанистая сейсмофа-ция. Рисунок сейсмических отражений, интерпретируемый как пласты, образовавшиеся в высокоэнергетической обстановке, типичной для накопления обломочного материала и достаточной для переноса и осаждения значительных количеств песка (при условии, что имелся источник песчаного материала и обеспечивалась его транспортировка в район осадконакопления) (ст. 6 и 9). Sechron — сехрон. Максимальный интервал геологического времени, соответствующий данному осадочному комплексу. Начало и конец его определяются в точках, где на границах этого комплекса в горизонтальном направлении наблюдается переход от несогласий к согласным залеганиям при отсутствии какого-либо заметного перерыва на этих границах (ст. 2, рис. 1). Second-order cycle — цикл второго порядка. Цикл относительного или эвстатического изменения уровня моря, продолжительность которого составляет от 10 до 80 млн. лет. Циклами второго порядка являются, например, суперциклы (ст. 4, рис. 1, 2, 3, 7). Seismic downlap — сейсмическое подошвенное прилегание. Отображение подошвенного прилегания на разрезах MOB (ст. 6, рис. 4,в,г). Seismic facies analysis — сейсмофациальный анализ. Описание и геологическая интерпретация параметров сейсмических отражений, включая

их конфигурацию, непрерывность, амплитуду, частотный спектр и интервальные скорости. Seismic facies map — карта сейсмофаций. Карта, на которой показаны площадное распределение, очертания, мощность и другие характеристики данной сейсмофациальной единицы или параметра (ст. 7, рис. 4, 5). Seismic facies unit — сейсмофацшльтя единица. Картируемая трехмерная единичная сейсмическая фация, представленная несколькими группами отражений, параметры которых (такие, как конфигурация отражающих границ, непрерывность, амплитудные и частотные характеристики или интервальные скорости) отличаются от таких же параметров соседних фациальных единиц. После того как для данной сейсмофациальной единицы определены поинтервальные параметры отражений, ее геометрия и положение в пространстве по отношению к другим фациям, можно выполнять интерпретацию этой единичной фации с позиций обстановки осадконакопления и его механизма, а также оценивать литологию слагающих ее пород (ст. 6). Seismic onlap — сейсмическое подошвенное налегание. Изображение налегания на сейсморазрезе MOB (ст. 6, рис. 4, а и б). Seismic sequence — сейсмический комплекс. Изображение осадочного комплекса на сейсморазрезе MOB. См. sequence. Seismic sequence analysis — анализ сейсмических комплексов. Выделение и интерпретация осадочных комплексов на сейсморазрезе MOB посредством разделения его на специфические пачки отражений. Эти пачки обычно включают в себя группы субсогласных отражений, ограниченных отражениями от поверхностей несогласия или коррелируемых с ними согласных поверхностей (ст. 6). См. sequence. Seismic stratigraphy — сейсмостратиграфия. Изучение стратиграфии и осадочных фаций посредством интерпретации данных сейсморазведки (ст. 6). Sequence — комплекс (последовательность). Термин используется для названия относительно согласно залегающей серии генетически связанных пластов, ограниченных сверху и снизу поверхностями несогласия или коррелирующимися с ними поверхностями согласного залегания (ст. 2, рис. 1). Такое толкование этого термина несколько отличается от принятого ранее Слоссом [S, с. 93]. Различают несколько видов комплексов. Осадочный (седиментационный) комплекс (depo-sitional sequence) — единичное стратиграфическое подразделение, используемое при расчленении разреза по данным сейсморазведки, промысловой геофизики или изучения обнажении (ст. 2, рис. 1). Сейсмический комплекс (seismic sequence) — это седиментационный комплекс, выделяемый на сейсморазрезе MOB (ст. 2, рис. 4). Каротажная последовательность (well-log sequence) — осадочный комплекс, выделенный в разрезе скважины по каротажу (ст. 2, рис. 3). Прибрежный комплекс (maritime sequence) — это осадочная серия, состоящая из генетически связанных между собой береговых неморских, литораль-

ных, а иногда и морских отложений. Основной механизм осадко-накопления в наиболее удаленной от моря зоне прибрежного комплекса, где накапливаются литоральные и неморские отложения, контролируется положением уровня моря, являющегося базисом эрозии (ст. 3). Тыловой комплекс (hinterland sequence) — осадочная серия, состоящая исключительно из неморских отложений, накопленных во внутренней зоне береговой полосы, где механизм осадконакопления контролируется положением уровня моря лишь косвенно или почти не зависит от него (ст. 3). Shale-prone seismic facies — преимущественно глинистая сейсмофация. Единичная сейсмическая фация (рисунок на разрезе MOB), интерпретируемая как пласты, отложившиеся в низкоэнергетической обстановке накопления обломочного материала, недостаточно активной для образования значительных скоплений песка (ст. 6). Sheet seismic facies unit — покровная сейсмофациальная единица. Единичная сейсмофация, имеющая форму покрова: тонкого, плоского, большого по площади осадочного образования, характеризующегося большим по величине отношением площадь/мощность, так что боковые границы такой сейсмофации находятся за пределами исследуемой сейсморазведкой области (ст. 6, рис. 14). Sheet drape seismic facies unit — покроено-облекающая сейсмофациальная единица. Единичная сейсмофация, имеющая форму, сходную с покровной сейсмофацией, только распределяется по палеоседимен-тационной поверхности относительно более равномерно независимо от характера палеорельефа (ст. 6, рис. 14). Shingled reflection configuration — черепицеобразные сейсмические отражения. Рисунок отражений на разрезе MOB, получаемый от пластов горизонтально-наращиваемой маломощной стратиграфической пачки, кровля и подошва которой обычно параллельны, а слагающие ее пластовые отдельности видны как слабо наклоненные параллельные косые отражающие границы, заканчивающиеся кажущимся кровельным и подошвенным прилеганием. Каждое последующее отражение от этих косослоистых отдельностей в пределах самой единичной пачки незначительно перекрывает предыдущее. В целом рисунок напоминает картину параллельно-косой слоистости, но разница в том, что черепицеобразные отражения получают, когда мощность изучаемой стратиграфической единицы такова, что ее косые отдельности с трудом разрешимы сейсморазведкой (ст. 6, рис. 8,е и 10, а, б). Sigmoid reflection configuration — сигмовидные отражения. Рисунок отражений клиновидной формы, получаемый от горизонтально наращиваемых пластов. При этом отдельные отражения сигмовидной формы (в виде буквы S) накладываются друг на друга. Соответствует пластам, конечные сегменты которых утонены и имеют небольшие углы наклона, тогда как центральные их части намного толще и падают круче. Верхние (приподнятые) сегменты пластов становятся далее горизонтальными или почти горизонтальными и

залегают согласно с верхней поверхностью этой единичной фации в целом (ст. 6, рис. 8, а и 9, а). Stratal configuration — формы напластования. Геометрия отдельных пластов и их взаимное расположение в пределах данного единичного и стратиграфического подразделения. Форма пласта несет в себе информацию об условиях его отложения и механизме осадконакоп-ления, а также о последовавших затем тектонических движениях. Stratal surfaces — пластовые поверхности. Поверхности, разделяющие основные пласты осадочной толщи. Соответствуют либо периодам прекращения осадконакопления, либо изменениям режима осадкона-копления и представляют собой практически синхронные поверхности, секущие седиментационный комплекс. Stratum — пласт. Плоское или покровообразующее тело, или отдельный четко выраженный слой, или ... осадочный материал..., визуально отличающийся от других слоев, лежащих выше и ниже, или по явному изменению характеристик, ... или по резкому физическому перерыву в осадконакоплении, или по тому и другому одновременно... Термин используется [3, с. 382] для обозначения в самом общем виде «пластов» и «слоев» [2]. Structural truncation — тектонический срез. Оканчивание пласта по латерали на дизъюнктивном нарушении, вызванном сбросом, гравитационным оползнем, соляным диапиром или магматической интру-зией (ст. 2). Suhparallel seismic reflection configuration — субпараллельность отражений на разрезах MOB. Рисунок отражающих границ, интерпретируемый как система субпараллельно залегающих пластов. Supercycle — суперцикл. Серия региональных или глобальных циклов относительного изменения уровня моря. В течение суперцикла наблюдается общий подъем уровня моря до некоторого максимального уровня, за которым следует общее опускание его до более низкого уровня. См. global supercycle и regional supercycle. Суперцикл является циклом второго порядка. Supersequence — суперкомплекс. Серия осадочных комплексов, последовательно налегающих на подстилающую их поверхность несогласия (причем каждый последующий располагается выше предыдущего). Заканчивается одним или несколькими комплексами, расположенными несколько ниже самых высоких. Насколько нам известно, отложение большинства суперкомплексов связано с циклами относительного подъема и понижения уровня моря второго порядка (с суперциклами) (ст. 3, рис. 13). См. sequence. Tangential oblique seismic reflection configuration — тангенциальная косая слоистость на разрезах MOB. См. oblique seismic reflection configuration. Third-order cycle — цикл третьего порядка. Цикл относительного или эвстатического изменения уровня моря длительностью от 1 до 10 млн. лет. Это — простейший цикл, так как он включает только

один подъем и опускание моря, в то время как циклы второго и первого порядков являются сложными, состоящими из нескольких циклов третьего порядка (ст. 4, рис. 2, 3, 7). Top-discordance — угловое несогласие в кровле. См. discordance. Toplap — кровельное прилегание. Пласты прекращают прослеживаться у лежащей выше поверхности в основном вследствие перерыва в осадконакоплении (например, из-за изменения направления потока), иногда с незначительной эрозией (ст. 2, рис. 2). Каждый пласт осадочной серии выклинивается в направлении берега у кровли серии, каждый последующий пласт располагается дальше от берега. Прибрежное кровельное прилегание (coastal toplap) — кровельное прилегание прибрежных осадков в рассматриваемом осадочном комплексе (ст. 3, рис. 6). Кровельное прилегание отвечает верхней поверхности комплекса. Transgression — трансгрессия. Продвижение береговой линии в сторону суши, признаком которого служит перемещение в этом направлении литоральных фаций данного стратиграфического подразделения. Truncation — срез. Заканчивание пластов или сейсмических отражающих границ, интерпретируемых как пласты, упирающиеся в поверхность несогласия, вызванного постседиментационной эрозией или обусловленного структурными перестройками (ст. 2, рис. 2). Наблюдается вдоль верхней границы осадочного комплекса. Эрозионный срез (erosional truncation) предполагает отложение пластов и их последующее разрушение с образованием поверхности несогласия. См. structural truncation. Unconformity — поверхность несогласия. Здесь понимается как поверхность, образованная за счет эрозии или перерыва в осадконакоплении без эрозии. Отделяет более молодые пласты от более древних пород и является результатом значительного перерыва в осадконакоплении (когда значительная часть геохронологического интервала, хорошо коррелируемая в данном районе, не представлена отложениями). Периоды эрозии и отсутствия осадков наблюдаются при каждом глобальном понижении уровня моря, приводя к развитию межрегиональных поверхностей несогласия (interregional unconformities) (ст. 4, рис. 7), хотя на некоторых площадях, где осадко-накоиление остается непрерывным, перерыв может оказаться слишком малым, чтобы обнаруживаться палеонтологическими или сейсморазве-дочными исследованиями, и тогда эта поверхность определяется как поверхность согласного залегания. Крупные межрегиональные несогласия наблюдаются на стыках суперциклов (ст. 4, рис. 7). Менее выраженные несогласия приурочены к границам между всеми остальными циклами. Wedge seismic facies unit — клиновидная единичная сейсмофация. Сейсмофация, внешние границы которой сходятся, образуя клиновидную картину: стратиграфическая единица, выклинивающаяся по простиранию (ст. 6, рис. 14).

Литература !. Fairbridge R. W. Eustatic changes in sea level. In: L. H. Ahrens et al., eds. Physics and chemistry of the earth. London, Pergamon Press, 4, 99— 185, 1961. 2. Gary M., McAfee R., Jr., Wolf C. L. Glossary of Washington, D. C., Am. Geol. Inst., 805 p., 1972. 3. McKee Е. D., Weir G. W. Terminology for stratification and cross-stratification in sedimentary rocks. Geol. Soc. America Bull., 64, 381—389, 1953. 4. Sheriff R. E. Encyclopedic dictionary of exploration geophysics. Tulsa, Soc. Exploration Geophysicists, 266 p., 1973. 5. Sloss L. L. Sequences in the cratonic interior of North America. Geol. Soc. America Bull., 74, 93-113, 1963. 6. Swain F. M. Onlap offlap, overstep and overlap. AAPG Bull., 33, 634-636, 1949.

Содержание

Часть 1 Предисловие редакторов перевода

5

Предисловие

9 Отдел 1

ОСНОВЫ СТРАТИГРАФИЧЕСКОЙ ИНТЕРПРЕТАЦИИ СЕЙСМИЧЕСКИХ ДАННЫХ Ограничения разрешающей способности сейсморазведки MOB и деталность получаемой геологической информации. Р. Е. Шерифф. 11 Физические свойства горных пород по лабораторным и промысловогеофизическим исследованиям и их значение для интерпретации результатов сейсморазведки. А. Р. Грегори 36 Отдел 2 ИСПОЛЬЗОВАНИЕ МОРФОЛОГИИ ОТРАЖЕННЫХ ВОЛН ПРИ СТРАТИГРАФИЧЕСКОЙ ИНТЕРПРЕТАЦИИ СЕЙСМИЧЕСКОГО МАТЕРИАЛА Сейсмостратиграфия и глобальные изменения уровня моря П. Р. Вейл, Р. М. Митчем мл., Р. Г. Тодд, Дж. М. Уидмайер, С. Томпсон III, Дж. Б. Сангри, Дж. Н. Бабб, В. Г. Хетлелид 1. Введение. П. Р. Вейл и Р. М. Митчем мл. 2.Осадочный комплекс как основная единица при стратиграфическом анализе. Р. М. Митчем мл., П. Р. Вейл и С. Томпсон III. 3. Относительные изменения уровня моря по береговому подошвенному налеганию. П. Р. Вейл, Р. М. Митчем мл. и С. Томпсон III. 4. Глобальные циклы относительных изменений уровня моря. П. Р. Вейл, Р. М. Митчем мл. и С. Томпсон III. 5. Хроностратиграфическое значение сейсмических отражений. П. Р. Вейл, Р. Г. Тодд и Дж. Б. Сангри 6.Стратиграфическая

интерпретация сейсморазрезов MOB по конфигурации отражений. Р. М. Митчем мл., П. Р. Вейл и Дж. Б. Сангри 7. Методика стратиграфической интерпретации сейсмических данных. Р. М. Митчем мл. и П. Р. Вейл 8. Выделение верхнетриасовых, юрских и нижнемеловых сейсмических комплексов в Мексиканском заливе и у берегов Западной Африки. Р. Г. Тодд и Р. М. Митчем мл. 9. Интерпретация терригенных осадочных фаций по данным сейсморазведки. Дж. Б. Сангри и Дж. М. Уидмайер 10. Выделение карбонатных построек по сейсмическим данным. Дж. Н. Бабб и В. Г. Хетлелид 11. Словарь терминов, используемых в сейсмостратиграфии. Р. М Митчем мл. Часть 2 Сейсмостратиграфическая интерпретация осадочных систем в бассейнах зон раздвижения и рифтов на примере акватории Бразилии. Л. Ф. Браун мл. и У. Л. Фишер Сейсмофации и седиментология терригенных осадков плейстоцена в северозападной и центральной части Мексиканского залива. Ч. Дж. Стюарт и Ч. А. Каугхей Стратиграфические и сейсмические доказательства развития позднеме-ловых конседиментационных сбросов в бассейне Денвер, Колорадо. Р. Дж. Веймер и Т. Л. Девис Использование амплитуды, частоты и других параметров при стратиграфическом анализе и выявлении углеводородов. М. Т. Танер и Р. Е. Шерифф Поиски стратиграфических ловушек при помощи сейсморазведки. М. Б. Добрин . Анализ сейсмических данных с высокой разрешенностью. Г. С. Сик и Дж. У. Селф Отдел 3 СТРАТИГРАФИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ПО СЕЙСМИЧЕСКИМ ДАННЫМ Геофизическое обоснование и методика сейсмостратиграфического моделирования и интерпретации. Н. С. Нейделъ и Э. Поджиаглиолми. Геологическое обоснование сейсмостратиграфического моделирования и интерпретации. Л. Д. Мекел мл. и А. К. Ham Сейсмостратиграфическая модель окраины осадочной платформы: восточная часть бассейна Анадарко, шт. Оклахома (США). У. Е. Гал-ловей, М. С. Янси и А. П. Уиппл

Пример геосейсмического моделирования: базальные песчаники Мор-роу — Спринджер, зона Уатонга — Чикашей, район Гири, шт. Оклахома, США (координаты района T13N, R10W). У. А. Клемент Основы построения стратиграфической модели по сейсмическим данным. М. У. Шрамм мл., И. В. Дедман и Дж. П. Линдси

Сейсмостратиграфическая интерпретация осадочных систем в бассейнах зон раздвижения и рифтов на примере акватории Бразилии* Л. Ф. Браун мл. и У. Л. Фишер**

Краткое содержание. Сейсмостратиграфическая интерпретация приобрела большое значение при изучении бассейнов, в которых выполнен ограниченный объем бурения. Это новое направление в методике поисковых работ требует большей ответственности и более высокой квалификации со стороны как геологов, так и геофизиков. Для удовлетворения растущих нужд поисковой практики проводятся исследования, в основу которых положены два подхода: физический подход, включающий цифровую обработку данных и синтетическое моделирование, и сейсмостратиграфический, заключающийся в использовании традиционного для геологии фациального анализа в новом качестве. Сейсмостратиграфический анализ бассейнов в акватории Бразилии позволил разработать методы и понятия, которые могут использоваться и при изучении других бассейнов. Он включает построение сейсмостратиграфической основы, интерпретацию рисунков, образуемых отражениями, хроностратиграфиче-скую корреляцию, картирование сейсмостратиграфических единиц (осадочных комплексов), синтез данных интерпретации фациального состава и условий осад-конакопления и во многих случаях «стратегическое» картирование характерных фаций. В бразильской акватории выделяются три основных типа осадочных систем: 1) дельта и веерная дельта; 2) карбонатная платформа *** и шельф; 3) континентальный склон. Комплексирование сейсморазведочных данных и ограниченных данных бурения позволяет выделять на сейсмических разрезах следующие элементы: 1) три типа дельтовых фаций - про дельта и дистальная (дальняя) * Рукопись получена 11.VII, принята 28.XII 1976 г. ** В изучении прибрежных морских бассейнов принимали участие многие геологи и геофизики, работающие в фирме «Петробраз». Эти специалисты существенно способствовали выполнению всей работы в целом. Очень большую помощь оказали следующие сотрудники: X. Охеда-и-Охеда, Э. Гама мл., К. С. Баумгартен, X. Эстрела Брага, Р. Моралес, X. Делла Пиацца, Г.

Эстрелла, X. Б. Гомес, М. В. Даузакер, М. Саито, А. М. Фугита и К. Цубоне. Особенно благодарны мы К. У. Кампосу, директору департамента разведки; Р. Понтесу, главному геологу; X. Тессису, главному геофизику, В. Ферьере, зам. директора и бывшему главному геофизику. Разрешение на публикацию иллюстраций и общих сведений по бразильским бассейнам для этой работы было получено директоратом «Петробраза». *** Имеется в виду плоская часть шельфа. — Прим. ред. дельта, дельтовый фронт или барьер; собственно дельта, ее фронт или барьер; аллювиальная и дельтовая равнина; 2) два типа фаций веерной дельты — проксимальный и медиальный (ближний и срединный) веера; дистальный веер и про-дельта; 3) три типа фаций шельфа и платформы — неритовая; рифы, банки, отмели и кромка шельфа; осадочное заполнение подводных каньонов и 4) три основных типа взаимного расположения фаций склона — регрессивное (подошвенное) прилегание, налегание и прилегание по восстанию пластов. Совместный анализ обычных и сейсмостратиграфических данных позволил установить пять основных типов разделенных рифтом и испытывающих раздви-гание бассейнов в акватории Бразилии: 1) бассейн ранней стадии рифтообразо-вания; 2) пострифтовый терригенный бассейн с солянокупольной тектоникой; 3) пострифтовый бассейн со стабильной карбонатной платформой; 4) бассейн с пассивным накоплением терригенно-карбонатного материала в форме налегающих и прилегающих пластов и 5) бассейн с накоплением дельтовых отложений. Сейсмостратиграфический анализ позволяет вести поиски углеводородов при ограниченном объеме бурения, обеспечивая прогноз «трактов» осадочных систем, элементов тектоники, основных механизмов осадконакопления, а также характеристик источников сноса и систем дренажа. На этой основе геолог может прогнозировать тип .коллекторов и их распределение по разрезу и площади, возможность наличия структурных и стратиграфических ловушек, нефтемате-рииский потенциал пород и породыпокрышки. ВВЕДЕНИЕ Общие положения Стратиграфическая интерпретация данных сейсморазведки в последнее десятилетие приобрела исключительно большое значение при геологоразведочных работах, особенно в акваториях. Выполнение поисковых работ в удаленных и слабо изученных районах континентального шельфа, где бурение либо не проводилось, либо проводилось в малом объеме, потребовало выполнения больших объемов стратиграфической интерпретации имеющихся геофизических материалов. Комплексирование геологических и геофизических методов поиска, обусловленное требованиями практики, привело к значительным переменам как в подходе к анализу развития осадочного бассейна, так и в самой методике такого анализа. Аналогичным образом значительные изменения претерпевают смежные дисциплины разведочной геофизики. Наиболее вероятными причинами быстрого роста и развития сейсмостратиграфии явились следующие: 1) стремительный прогресс в области

вычислительной техники и получения сейсмических данных и 2) аналогичный прогресс в области анализа осадочного бассейна в последние 10—15 лет, обусловленный разработкой голоценовых седиментационных моделей, что способствовало углубленному пониманию процессов и условий осадконакопления и интерпретации фаций древних бассейнов. Плодотворное параллельное развитие геофизики и фундаментальных положений геологического анализа бассейнов осадконакопления привело к разработке эффективных методов поисковых работ. Указанное новое направление методики поисковых работ предъявляет необычные требования к специалистам в области геологии и геофизики. В настоящее время широко практикуется создание поисковых групп, включающих специалистов обоих профилей, однако становится все более очевидной нужда в специалистах-поисковиках, являющихся экспертами одновременно в геофизике и в фациальном анализе. Такими специалистами, безусловно, становятся квалифицированные геологи и геофизики, работающие в новой области, получившей название «сейсмическая стратиграфия». Сейсмическая стратиграфия включает в себя исследования в основном в двух областях, представляющих особый интерес с точки зрения теории и практики: 1) более глубокое изучение петрофизических свойств пород и более точное описание и синтетическое моделирование пород различного литологического состава с разным содержанием флюидов и т. д. с помощью получаемых на ЭВМ параметров — скорости, амплитуды и фазы сейсмических волн и 2) изучение стратиграфии и фациаль-ного состава по сейсмическим разрезам MOB и данным плотностного и акустического каротажа с целью выделения отдельных фаций и получения представления о расположении в пространстве и в хронологическом порядке осадочных систем, заполняющих бассейн. Сейсморазрезы MOB в руках квалифицированного специалиста по седиментологии бассейнов являются инструментом, позволяющим применять самые современные представления фациального анализа к бассейнам с ограниченным числом пробуренных скважин. Известно, что сейсморазрезы на протяжении многих лет использовались для структурных построений и соответствующей интерпретации, однако только глубокое знание фациальной картины в бассейнах различного тектонического происхождения позволяет получить во всей полноте стратиграфическую информацию, содержащуюся в сейсмическом разрезе. Безусловно, выделение отдельных фаций по данным сейсморазведки чревато серьезными ошибками, но такие просчеты не менее редки и при расчленении разрезов по данным других косвенных методов, например про-мыслово-геофизических. Таким образом, для успешного применения сейсмической стратиграфии требуется совместная деятельность геологов и геофизиков либо специалистов-экспертов в обеих этих областях. Задачи данной работы В настоящей работе описывается общая схема методики интерпретации, выполненной по осадочным бассейнам акваторий Бразилии с позиций сейсмической стратиграфии. Интерпретация выполнялась посредством геологического фациального анализа в комплексе с анализом сейсморазведочных данных MOB. В работе принимали совместное участие геологи и геофизики.

Статья не является сводкой точных данных о характерных особенностях сейсмофаций региона, а скорее служит общим руководством к получению целостного представления об осадочном бассейне на основе комплексного анализа имеющихся сейсмостратиграфических материалов. Целью работы не является также описание геологического строения какого-либо конкретного шельфового осадочного бассейна Бразилии; скорее ее следует рассматривать как попытку дать на основе ограниченного объема материалов описание принципов анализа, разработанных в ходе детального исследования этих бассейнов с привлечением промыслово-геофизических методов, данных анализа керна, палеонтологической информации и сейсморазведочных данных. Кроме того, мы хотели показать возможности методов сейсмостратиграфии в практически не изученных ранее бассейнах, а также представить независимо полученные результаты для сравнения с результатами геологов и геофизиков фирмы «Экссон», США (авторов предыдущих 11 статей). Одним из фундаментальных требований является знание геологии фаций. Региональные и локально прослеживаемые на разрезах MOB отражения позволяют получить опорную сейсмостратиграфическую основу. Характерные рисунки, образуемые сейсмическими отражениями, и имевшиеся данные по скважинам явились основой для выделения и картирования литофаций. Изученность района исследования Несмотря на то что физические основы сейсмостратиграфии затронуты в многочисленных статьях и рефератах, можно назвать лишь небольшое число реферативных публикаций, которые непосредственно посвящены стратиграфической и фациальной интерпретации сейсмических данных [31, 32, 25]. В недавно опубликованной работе Сангри и др. [24] обобщен круг вопросов, ранее рассмотренных авторами указанных публикаций в докладах. Работы этих и других авторов включены в настоящий сборник; ниже мы будем ссылаться на них как на работы Вей-ла и др. Работы этих геологов и геофизиков содержат достаточно полный и критический анализ вопросов интерпретации сейсмофаций. В процессе исследования бразильских осадочных бассейнов нами были независимо получены аналогичные выводы, сделанные на основе результатов работ по разным бассейнам. Эти результаты были представлены в виде серии неопубликованных отчетов для компании «Петробраз» (Petroleo Brasileiro, S. А.) за 1973—1976 гг. Хотя исследованнягвыполненные специалистами компаний «Экссон» и «Петробраз», несколько различаются по использованным принципам и методике интерпретации, различия в результатах незначительны и могут частично объясняться различиями в строении исследованных бассейнов. Основные расхождения касаются интерпретации и связаны с тем, что Вейл и др. для объяснения образования «подводных каньонов» и осадконако-пления с подошвенным налеганием на склоне использовали кривые от-

носительного изменения уровня моря. Встречаются несовпадения в терминологии и обозначениях, которые по возможности будут устраняться. По вопросам выделения фаций имеется обширная литература как по голоценовым, так и по древним отложениям [16, 23, 26, 12 и др.]. Фактические данные Исследования прибрежных бассейнов Бразилии для компании «Пе-тробраз», выполнявшиеся с 1973 г., дали возможность применить принцип фациального анализа осадочных толщ к крупным бассейнам, в малой степени изученным бурением. Данные сейсморазведки MOB были основным источником информации о строении недр, и ее необходимо было объединить с информацией, полученной по каротажу и очень небольшому числу образцов и керна. Сейсморазрезы, приводимые в настоящей работе, не являются подлинниками (которые опубликовывать не разрешается) — они представляют собой схемы, снятые с реальных разрезов. Мы полностью отдаем себе отчет в том, какие ограничения это налагает на изложение, насколько изложение от этого проигрывает. И хотя изображение фактических записей явилось бы идеальной иллюстрацией положений, развиваемых в настоящей работе, читатель может получить адекватное представление с помощью схем, на которых отражены взаимное расположение и степень непрерывности опорных отражений. В качестве примеров приводятся сводные материалы, полученные при изучении многих бассейнов бразильской акватории: Сериджайп-Алагоас, ЕспиритоСанто, Мукури-Кумуруксатива, Хекитинхонха, Потигар, Фоз-до-Амазо-нас, Сантос, Барренринас. Из соображений секретности такие количественные данные, как скорость, увязка сейсморазведочных и сква-жинных материалов, палеонтологические данные и пр. опущены, упор сделан на изображение отражающих границ общего характера и выполненную на этой основе интерпретацию условий седиментации осадочных толщ. ПОНЯТИЕ ОБ ОСАДОЧНОЙ СИСТЕМЕ Расчленение разреза по данным сейсморазведки MOB должно обязательно основываться на глубоком понимании того, что отдельные лито-фации являются трехмерными образованиями и могут быть объединены в пространственные осадочные системы. Поэтому необходимо, чтобы сейсмостратиграф обладал глубоким пониманием процессов осадконакопления, знал фациальные модели и был знаком с методами обычного геологического анализа не хуже, чем с геофизическими \гето-дами. Только тогда он сможет выполнить стратификацию отложений и выделить фации по сейсмическому разрезу. Мы считаем, что концепция «осадочной системы» является одной из

наиболее плодотворных для анализа бассейнов с позиций сейсмостратиграфии. Фишер и Мак-Гоуен [9] дали следующее определение осадочной системы: трехмерный комплекс литофаций, генетически связанных реально наблюдаемыми (современные осадки) или дедуктивно установленными (древние осадки) процессами и условиями осадкообразования. Осадочная система есть «стратиграфическая запись» или «аналог» осад-конакопления в самых разнообразных обстановках, складывающихся в реке, в ее дельте, у барьерных островов, на шельфе, склонах и т. п. Основным единичным элементом осадочной системы (как она понимается в настоящей работе) является литофация — трехмерное тело (образуемое осадком или породой и ограниченное седиментационными или эрозионными поверхностями), генезис которого устанавливается по данным исследования седиментационной структуры, текстурных изменений, характера напластования, внутренних и внешних стратиграфических соотношений, палеонтологических данных и взаимосвязи с соседними фациями. Концепцию осадочной системы (седиментационного комплекса) использовали многие исследователи при традиционном анализе обычной геологической информации [9, 8, 2, 14 и 7]. Высокая степень изученности разнообразных осадочных комплексов позволяет прогнозировать компонентный состав фаций, их геометрическую форму и распределение на основе ограниченных фактических данных. Еще важнее то, что понимание взаимного пространственного расположения осадочных комплексов в бассейнах различного типа дает ключ к стратиграфической интерпретации сейсморазведочных разрезов MOB. Как только удается установить пространственное взаимоположение отдельных фаций или осадочных систем в бассейне того или иного типа, появляется возможность с большей степенью достоверности устанавливать стратиграфические границы и характер осадконакопления по незначительным вариациям расположения отражающих границ, степени их непрерывности и пр. Осадочные системы, сформировавшиеся в одно и то же время, можно объединять, получая так называемые «тракты^(латеральные ряды) систем». Например, флювиальные, дельтовые, шельфовые осадки и осадочная система континентального склона могут в латеральных направлениях переходить друг в друга и формироваться практически одновременно. Такой тракт, помимо прочего, позволяет проследить границы палеосклона от края бассейна до его глубоководной части. В процессе заполнения бассейна осадками происходит смена самых разнообразных осадочных трактов, изменяющихся во времени в зависимости от тектонических подвижек и изменения источников сноса материала. Значительные изменения режима или типа осадконакопления в бассейне обычно характеризуются на сейсмических разрезах региональными, иногда выдержанными по всему бассейну отражающими горизонтами (поверхностями «согласия» или несогласия). Региональные сейсмические отражения соответствуют изохронным поверхностям данного бассейна,/за исключением случаев, когда они маркируют поверхность несогласия.

Толщи осадочных пород, ограниченные отражающими сейсмическими горизонтами и сложенные синхронно образовавшимися осадочными системами (трактами систем), в настоящей работе будут именоваться «сейсмостратиграфичеекими единицами» (осадочными "и циклическими комплексами [24]). Сейсмостратиграфическая единица является основным элементом сейсмостратиграфической основы, составляемой для изучаемого бассейна. Ниже будут рассмотрены вопросы выделения и оконту-ривания главных и второстепенных сейсмостратиграфических единиц. ПРИМЕРЫ ТРАДИЦИОННОГО ИЗУЧЕНИЯ ОСАДОЧНЫХ БАССЕЙНОВ Анализ распределения литофаций и осадочных систем в двух бассейнах разного типа — в части мегабассейна Мексиканского залива, примыкающей к шт. Луизиана и Техас, и в восточной шельфовой части техасского бассейна Мидленд — позволяет получить представление о динамике заполнения разных осадочных бассейнов. Первый служит примером быстро прогибающегося окраинно-океанического бассейна, в ложе которого развиты соленосные толщи, второй — примером вну-триконтинентального бассейна, характеризующегося тектонической стабильностью (см. рис. 1—3). В обоих случаях использованы главным образом результаты интерпретации данных, полученных традиционными методами, так как указанные бассейны изучены довольно детально. Множество отчетов освещают геологическое строение этих бассейнов под всеми возможными углами зрения, о чем можно прочесть в известных публикациях. На примере данных весьма непохожих по своей тектонической истории бассейнов иллюстрируются сходство одних и различия других осадочных систем. Бассейны, служащие объектом интенсивных исследований, являются идеальными «моделями», на которых можно апробировать методику изучения других, менее исследованных бассейнов. Все бассейны земного шара можно сгруппировать в несколько основных типов [15], каждый из которых характеризуется определенными трактами осадочных систем и сходной историей осадконакопления. Часть бассейна Мексиканского залива, расположенная на территории шт. Техас и Луизиана Хотя ранние этапы истории развития этой части бассейна Мексиканского залива (бассейна Галф) недостаточно изучены, можно считать, что они характеризовались рифтовым тектогенезом, который привел к заложению бассейна и сопровождался накоплением отложений конусов выноса, дельтовых осадков и соли (рис. 1,а). Вследствие этого образовалась серия трактов осадочных систем, сложенная юрскими и меловыми карбонатами платформы и шельфа, рифами кромки шельфа и система-

РИС. 1. Общая характеристика фаций в северо-западной части бассейна Мексиканского залива, а — сводный разрез бассейна, на котором показаны главные осадочные системы (с изменениями из работы [17]); б — разрез по региональному падению пластов эоценовой дельтовой системы, иллюстрирующий состав дельтовых фаций [9]; в — региональная карта прогнозируемой системы континентального склона Хэкберри (олигоцен) [22].

1 Условные обозначения: 1 — флювиальные отложения; 2 — платформенные карбонаты; 3~ биогенные шель-фовые образом глауконит);

отложения

(главным

4 — паралические пески и илы (преимущественно дельтовые); 5 — отложения веерных дельт; 6 — пески и илы глубоководного бассейна и его склонов; 7 - соль; 8 — подводные каналы; 9 — конседиментационные сбросы; 10— шельф; 11 —флювиальные отложения; 12 — дельтовая равнина; 13— фронт дельты; 14 — про дельта; 15 — соляной купол; 16 — сбросы; 17 — песчаник склона (мощность 90 м); 18 — полная мощность системы склона Хэкберри (м). S — прогибание, Р — продвижение, D — осадконакопление.

ми континентального склона, а также осадочными системами мелового и третичного возраста, представленными флювиальными, дельтовыми и склоновыми отложениями. Накопление третичных дельтовых осадков происходило в рамках дельтовых преимущественно речных и преимущественно морских систем в ассоциации с системами отложений континентального склона, составляющими главный объем осадочного заполнения бассейна. Преимущественно морские дельтовые осадочные системы, такие как олиго-ценовая система Фрио, резко отличаются от систем типа Уилкокс, например наличием протяженных морских песчаных фаций, типичных для барьерных островов. Третичные дельторые системы бассейна Галф характеризуются мощными, хорошо выдержанными по разрезу фациями, что отражает относительное равновесие между скоростями осадконако-пления и прогибания (рис. 1,6). Конседиментационное сбросообразова-ние и соляной или глиняный диапиризм также обычно ассоциируются с этими мощными дельтовыми призмами и прилегающими к ним осадочными призмами континентального склона. Системы континентального склона в бассейне Галф в основном не вскрыты скважинами, однако некоторые из них изучены бурением, например олигоценовая склоновая система Хэкберри на территории Луизианы и Техаса (рис. 1, в) и система Йокум, связанная с группой Верхний Уилкокс (эоцен) в Техасе. Это позволяет судить о характере третичных глубоководных фаций. Накопление материала на континентальном склоне бассейна Галф происходило в обстановке одновременного развития соляного диапиризма, возможно вызванного колоссальными нагрузками на соль со стороны толщ наступавших крупных дельт и связанных с ними отложений склоновых систем. Аналогичным образом плиоцен-плейстоценовые дельты считаются причиной развития солянокупольной тектоники на современном континентальном склоне в Мексиканском заливе. Восточный шельф Западно-Техасского бассейна Восточный борт Западно-Техасского бассейна, имеющий позднепенсильванский и раннепермский возраст (рис. 2, 3), является примером бассейнов другого типа, в которых строение осадочного заполнения обычно изучается традиционными методами исследования недр. Бассейн Форт-Уэрт (рис. 2, а) заполнялся в позднемиссисипское и раннепен-сильванское время осадками, фронт которых продвигался в западном направлении. Эти осадочные отложения образуют два соответствующих тракта, представленных системами конусов выноса, веерных дельт и континентального склона. На западе (на платформе Кончо) были повсеместно развиты карбонатные фации, кромка карбонатного шельфа была обращена на восток. Этот осадочный тракт, включающий системы вееров, веерных дельт, континентального склона, собственно глубоководного бассейна и платформенных карбонатов, претерпел эволюцию и к среднепенсильванскому времени представлял собой серию трактов флювиального генезиса, дельт и карбонатных банок, а в позд-непенсильванское — раннепермское время здесь образовался флю-виальный дельтовый тракт, включавший также системы шельфовых карбонатов и континентального склона (рис. 2,6). Этот последний

режим осадконакопления (рис. 3) обеспечил заполнение значительной части Западно-Техасского бассейна. Осадконакопление завершилось в средней и поздней перми накоплением приливно-отливных и эвапоритовых фаций. Поскольку этот внутриконтинентальный бассейн погружался медленно, темп накопления дельтовых осадков намного превышал скорость прогибания, что привело к отложению широко развитых циклических комплексов (рис. 3, б). Осадочные системы континентального склона одна за другой последовательно заполняли бассейн, образовав серию перекрывающихся клиньев всё более глубоководных отложений, мощность которых быстро убывает в направлении собственно глубоководного бассейна (рис. 3, а, в). Выводы Приведенный краткий обзор строения бассейнов Галф и Западно-Техасского иллюстрирует положение, чрезвычайно важное как для традиционного изучения бассейнов, так и для сейсмостратиграфического анализа: бассейны заполняются главным образом „за счет наращивания седиментационной призмы в направлении от бортов к центральным областям (рис. 4). Сейсмостратиграф должен отдавать себе отчет в том, что в большинстве случаев бассейны заполняются с течением геологиче-

РИС. 2. Распределение основных осадочных систем в бассейнах Форт-Уэрт — Форланд и Мидленд в течение позднего палеозоя, а — сводный разрез по региональному падению, иллюстрирующий изменение характера осадконакопления в процессе тектонического развития бассейнов [3]; по горизонтали пропорции примерно соблюдены, вертикальный масштаб приблизителен и сильно увеличен (фации частично даны по [28]). б — блокдиаграмма восточного шельфа бассейна Мидленд в течение позднепенсильванского времени, когда активно развивались системы дельты, шельфа и континентального склона [2]. Вертикальный масштаб не выдержан. 1—фация флювиально-дельтовых и склоновых песчаников и аргиллитов;

2 — протяженная продельтовая и глубоководная фация; 3 ~ различные платформенные и краевые шельфовые карбонатные фации ордо-викского, миссисипского и пенсильванско-пермского возраста; 4 — депрессионные глубоководные (?) фации.

РИС. 3. Общая характеристика верхнепенсильванских — нижнепермских фаций в восточной части бассейна Мидленд. а — региональный разрез вкрест простирания, на котором показаны фации дельт, шельфа и склона [2]. Вертикальный масштаб сильно увеличен. Уровнем приведения служит подошва известняков сочленения Колеман. Расстояния между скважинами искажены, б — внутренние соотношения фаций в пенсильванско-пермской

дельтовой системе, распространявшейся через систему шельфовых карбонатов и внедрявшейся в нее языками [З], в — реконструкция накопления осадков континентального склона за счет подводных конусов выноса в течение позднепенсильванского — раннепермского времени [13].

1 - черные глины, темные известняки; 2 — песчаник и алевролит по данным каротажа скважин; 3 — известняк с прослоями глин; 4 — красно-серые глины; 5 — шельф; 6 — флювиальные огложения; 7 — дельтовая равнина; 8 — фронт дельты; 9 — продельта; 10 — отложения, накопленные в условиях залива. I — Пьемонтский цикл, II — Иллинойский цикл, III — Канзасский мегацикл. D, S и Р те же, что на рис. 1.

РИС. 4. Схематическое изображение изохронных поверхностей (в гипотетическом бассейне), получаемых по данным изучения опорных и локальных отражений. я — последовательное заполнение бассейна осадками шельфа, континентального склона и собственно глубоководной впадины; б — латеральное наращивание веерных дельт, карбонатного шельфа и континентального склона с периодическим налеганием осадков континентального подножия; в — латеральное наращивание дельтовых и склоновых отложений. Т1-Т3 — опорные временные поверхности; τ1 – τ3 — локальные временные линии; I – V — основные сейсмо-стратиграфические подразделения. ского времени не «снизу вверх», а «вбок» (латерально), от бортов к центру. Степень перекрытия (выклинивающихся кромок) отдельных «призм» (клиньев) определяется главным образом темпом прогибания бассейна, скоростью уплотнения осадков и текучестью соли или глины. И хотя наращивание осадков по вертикали (намыв) часто встречается в шельфовых комплексах, в некоторых дельтах и даже на континентальных склонах, обычно последовательное наращивание осадочных систем дельт и склонов происходит по поверхностям напластования, изначально наклоненным под углом 1 — 5°. Эти палеоседиментационные поверхности в тот или иной момент геологического времени являются изохронными поверхностями. Наклон поверхности напластования максимален на континентальном склоне и минимален в дельтовой области (рис. 4, б, в). Результаты исследования геометрической формы седимента-ционных поверхностей современных осадков в различных условиях и их отображения на сейсмических профилях являются ценнейшей информацией, позволяющей по геометрической форме отражений и их взаимному расположению на сейсмических разрезах делать более обоснованные прогнозы палеорельефа дна, существовавшего во время накопления древних осадков. Рассмотрев бассейны этих двух различных типов, строение которых освещено обширным фактическим материалом, полученным традиционными методами, перейдем теперь к менее изученным бассейнам, основная информация по которым заключена в сейсморазведочных записях.

СЕЙСМОСТРАТИГРАФИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ После получения первичных записей и их обработки сейсмостратиграфический анализ предусматривает выполнение определенных поэтапных исследований, включающих несколько основных операций: 1) Выделение региональных (и некоторых локальных) отражающих границ иди нарушений непрерывности этих границ, расчленяющих осадочное заполнение бассейна на сейсмостратиграфические единицы. Последние представляют собой крупные этапы осадконакопления, на базе которых строится общая схема стратиграфии (стратиграфическая основа) изучаемого бассейна. 2) Комплексная интерпретация сейсморазведочных данных (например, скоростей, интенсивности отражений, их непрерывности, взаимного расположения отражений и их явных аномалий) совместно со всеми имеющимися данными по скважинам (результатами анализа керна, промыслово-геофизическими и палеонтологическими данными). 3) Корреляция палеонтологических данных с региональными и второстепенными отражающими горизонтами с целью разработки первого приближения схемы хроностратиграфической корреляции для данного бассейна. 4) Построение карт равных мощностей (изопахит) основных и второстепенных сейсмостратиграфических единиц. Для этого результаты анализа скоростей коррелируются с данными, имеющимися по скважинам. 5) Синтез всех данных с целью выделения трактов осадочных систем (или фаций) и разработки моделей осадконакопления для каждой сейс-мостратиграфической единицы. Сейсмостратиграфическая основа Разработка общей сейсмостратиграфической схемы отличается от традиционной стратиграфической разбивки осадочной толщи по обычным (скважинным) данным главным образом тем, что сейсморазве-дочные профили позволяют непрерывно прослеживать коррелируемые границы по всей площади, покрытой сейсморазведкой. Авторы согласны с Сангри и др. [24] в том, что сейсмические отражения соответствуют седиментационным поверхностям, за исключением случаев, ког-^да они совпадают с поверхностями несогласия. Выделяемые по отражениям седиментационные поверхности являются изохронными. Поэтому распространенные на большой территории непрерывные отражения служат основными стратиграфическими реперами в изучаемом бассейне (рис. 5,г). Регионально прослеживаемые отражения, например ^i —RS на рис. 5,г, являются границами основных сейсмостратиграфических толщ, обычно состоящих из двух осадочных систем или более. Например, системы конуса-дельты, шельфовых карбонатов и континентального склона образуют тракт фаций, отложенных в одновременно существовавших разных условиях осадконакопления на всем протяжении территории от континентальных районов до глубоководной части моря. Таким образом, историю осадконакопления и состав фаций в масштабах всего бассейна можно установить последовательным анализом каждой отдельной сейсмостратиграфической толщи бассейна.

Региональные отражающие границы, разделяющие сейсмостратиграфические толщи, обычно связаны со значительными перепадами коэффициента отражения на контактах между: 1) маломощными, широко распространенными по площади морскими трансгрессивными фациями и перекрытыми ими дельтовыми обломочными фациями и 2) синхронно отложенными маломощными покровами, представленными гемипелагическими илами, и залегающими под ними комплексами подводных конусов выноса континентальных склонов. Эти отражения обычно маркируют перерыв в нормальных темпах осадконакопления в данном бассейне по причине либо эвстатического подъема уровня моря, либо регионального опускания ложа бассейна. Наклонные отражения обычно перестают прослеживаться вниз по падению пластов в направлении центра бассейна у первых вступлений регионального отражения. Эта схема получила название «несогласие в подошве» (см. ст. Вейла и др. в этой книге). Она образуется при изначально горизонтальном наращивании (или регрессивном прилегании

РИС. 5. Обобщенные схемы распределения линий равных мощностей (изопахит) выделенных по сейсмическим данным осадочных систем и составление по ним сводной схемы, служащей сейсмостратиграфической основой для всего бассейна, д—сей-смостратиграфическая карта изопахит для системы подводного каньона; б — сейсмостратиграфическая карта изопахит для конуса выноса подводного каньона; в — сейсмостратиграфическая карта изопахит совместно дельтовых и склоновых систем (см. рис. 7, где показано выделение дельтовых сейсмофаций); г — сейсмостратиграфическая основа, построенная для гипотетического бассейна по комплексу сейсморазведочных и скважинных данных. На разрезах границы терригенных обломочных фаций показаны линиями, соответствующими расположению непрерывных сейсмических отражений. /-скважина, //—соль, ///-системы веерной дельты/шельфа/склона, /V-система дельты/склона, V-система карбонатной платформы, VI- система склона.

вниз по падению) дельтовых фаций или фаций континентального склона, которые перекрывают трансгрессивно прилегающие или налегающие отложения шельфа, соответствующие нижележащей сейсмострати-графической единице. Следовательно, каждая из этих единиц соответствует одному циклу бокового наращивания и трансгрессии. В пределах крупных сейсмостратиграфических единиц обычно четко различимы боковые границы между одновременно формировавшимися осадочными системами. Некоторые из таких границ, например контакт между одновременно формировавшимися системой вееров-дельт и шельфовой системой, обычно являются переходными и часто имеют зигзагообразный вид (в результате взаимного вклинивания отложений). Однако другие границы между системами, такие как контакт между горизонтально слоистыми карбонатами шельфов и примыкающими к ним снизу наклонными пластами отложений склона, не являются четкими; отражения от них могут образовать картину слабо или сильно выраженного углового несогласия, получившего название «кровельного прилегания» (см. ст. Вейла и др.). Разработка сейсмостратиграфической основы для исследуемого бассейна включает следующие основные операции: 1) выделение региональных поверхностей несогласия по отражениям, образующим схемы налегания, прилегания в подошве и эрозионного среза; 2) экстраполяция этих отражений по всему бассейну на те участки, где они совпадают с поверхностями, характеризующимися согласным залеганием; 3) выявление зигзагообразных сочленений или угловых несогласий между синхронными сейсмостратиграфическими подразделениями меньших порядков, таких как границы между шельфовой и склоновой системами или между шельфовой системой и системой вееров-дельт; 4) выявление небольших угловых несогласий между отражениями, например между образующими схему налегания отражениями от локально развитых отложений континентального подножия, и 5) выявление локальных эрозионных несогласий, подобных тем, которые наблюдаются в подошве отложений, заполняющих подводный каньон. По мере прогресса в исследованиях, возможно, удастся выделять и прослеживать другие, менее резко выраженные отражения, в частности те, которые приурочены к «следам» мелкомасштабных морских трансгрессий с перекрытием отложений дельтовых фаций, или отражения в зонах континентального склона, связанные с затянувшимся периодом накопления гемипелагиче-ских осадков. Получаемая в результате сейсмостратиграфическая основа может походить на схему, приведенную в качестве примера на рис. 5, г. Позднее на нее наносят дополнительную, более детальную информацию о фациях, получаемую по скважинным данным и в результате дальнейшего анализа отраженных волн. Если будут получены данные о времени пробега и скорости волн, для каждого сейсмостратиграфического подразделения бассейна по ним можно построить карты изопахит. Полученная схема служит также ос-

новой для выполнения хроностратиграфической корреляции, если имеются необходимые для ее «калибровки» данные биостратиграфических исследований по тем немногим скважинам, которые здесь пробурены. Интерпретация формы отраженной волны Определить литофации непосредственно путем интерпретации отражений невозможно. Однако, используя ограниченные по объему результаты исследования разреза бурением, можно получить весьма точные оценки фациального типа и состава пород на основе аналогий с другими бассейнами, разбуренными в гораздо большей степени. Очевидно, что чем опытнее геологинтерпретатор, тем выше вероятность правильной интерпретации. Точно так же чем больше имеется скважин, к которым можно привязать сейсмостратиграфическую основу, тем более обоснованной будет интерпретация. Сангри и др. [24] описали множество разнообразных рисунков отражений и соответствующих им осадочных фаций плейстоценовых отложений северной части Мексиканского залива. В статьях Вейла и др. в этой книге также приводится подробная классификация рисунков отражений. Мы будем использовать похожую терминологию, но с некоторыми отступлениями, которые читателю будет нетрудно обнаружить. Положение, конфигурация, непрерывность и амплитуда отражения в совокупности с такими параметрами этого отражения, как форма сигнала и его расположение относительно других сигналов [24], являются характеристиками, несущими информацию о фациальном составе пород. Определенные комбинации этих характеристик соответствуют конкретным фациям, что позволяет определять фации по сейсмозаписям. В некоторых случаях по наличию зон уверенно наблюдаемой дифракции или бокового прихода сигнала удается выявить определенные, относительно редко встречающиеся вариации скорости, связанные со сложной формой фациальных отдельностей, а не со структурными особенностями изучаемой толщи. Повторная отработка сейсмопрофилей с более мощными источниками упругих колебаний (например, с пневматической пушкой) может обеспечить значительное улучшение качества выделения слабых отражений. В отличие от Сангри и др. [24] и Вейла и др., которые при интерпретации фаций осадочных бассейнов используют специальные классификационные схемы, мы при исследовании бассейнов Бразилии интерпретировали соответствующие сейсмофациям формы отраженных сигналов в рамках представлений об осадочных системах. Многим геологам и геофизикам приходится исследовать крупные бассейны, почти не затронутые бурением. Именно такие бассейны были объектом наших исследований в Бразилии, и мы считаем, что в подобных условиях наиболее эффективным подходом к решению поисковых задач является

осуществление тесной интеграции традиционных методов анализа осадочных систем и методов сейсмостратиграфии. Мы использовали информацию, заключенную в сейсмических сигналах, для расширения возможностей и повышения качества традиционных методов интерпретации, применяемых при изучении бассейнов. Данные по скважинам были немногочисленны — иногда число скважин не превышало 5 — 6 на площади 200000 км2. Интерпретация фаций по данным сейсморазведки с использованием метода аналогии для изучения седиментационных особенностей разреза, как показало последующее бурение, оказалась весьма достоверной. Стратиграфическая корреляция Если исходить из того, что сейсмические отражающие границы являются изохронными поверхностями или поверхностями несогласия, то по ним можно установить порядок залегания или последовательность стратиграфических подразделений в исследуемом бассейне (см. рис. 4). В результате можно довольно точно установить хронологическую последовательность этапов осадконакопления и тектонических движений. В тех районах бассейна, где сейсмические отражения удается увязать с биостратиграфическими разбивками, выполненными по скважинам, выделенные по данным сейсморазведки стратиграфические подразделения разреза можно трансформировать в стандартные временные стратиграфические подразделения (системы, свиты, ярусы). Тем самым даже ограниченная по объему палеонтологическая информация может быть распространена на весь бассейн. Первым приближением временных стратиграфических границ служат регионально прослеживающиеся сейсмические отражения, которые соответствуют поверхностям согласно залегающих толщ и между которыми заключены основные сейсмостратиграфические подразделения исследуемого бассейна (см. рис. 4). Однако в пределах каждой сейсмо-стратиграфической единицы можно выделить внутренние изохронные поверхности, образующие сложные пространственные формы. Например, подразделения, заключенные между четко выраженными региональными отражающими поверхностями, могут быть сложены дельтовыми фациями, дающими сложную картину внутреннего строения этих подразделений, например картину регрессивного прилегания (рис. 4, в). В местах, где в течение некоторого периода времени осадконакопления не происходило, будут появляться две или большее число отражающих границ (рис. 4, а, б). Отражающие горизонты могут появляться также у поверхностей несогласия, например, их можно проследить при формировании прибрежного налегания (рис. 4,6). С помощью сейсмостратиграфических критериев в исследуемом бассейне можно произвести довольно детальное расчленение осадочной толщи на временные стратиграфические единицы. С этой точки зрения

сейсмостратиграфия позволяет добиться очень точной корреляции и получить основу для точного установления хронологического порядка геологических явлений, имевших место во всем бассейне. Картирование сеисмостратиграфических подразделений Когда Сейсмостратиграфическая основа разработана в масштабах всего бассейна, а отражающие поверхности, служащие региональными границами крупных подразделений, прослежены по всей сети сейсмических профилей (см. рис. 5,г), можно осуществить картирование различных сейсмостратиграфических подразделений и входящих в них осадочных систем (рис. 5,6). Время пробега сейсмической волны можно пересчитать в мощность в отдельных пунктах взрыва, используя данные бурения и изучения скоростей. Построение структурных и других карт по сейсморазрезам (с учетом тектонических нарушений, положения кромок шельфа, подводных каньонов) позволяет получить пространственную картину развития в бассейне каждой сейсмостратиграфической единицы и большинства составляющих ее осадочных систем. Опыт исследования бассейнов Бразилии показал, что изопахиты на картах образуют весьма определенные (и легко прогнозируемые) формы, характерные для конкретных осадочных систем, из которых состоит каждое стратиграфическое подразделение. Карта изопахит дельтовой системы, которая латерально наращивалась на континентальном шельфе и далее, за пределами кромки шельфа, перекрывала отложения континентального склона, соответствующего шельфу по возрасту (см. рис. 5, в), четко обозначает положение этой прилегающей к дельтовой системе кромки шельфа, основных осей осадконакопления, ориентированных по падению пластов, и дистальных (удаленных от источника осадочного материала) систем конседиментационных нарушений. Построенные с помощью методов сейсмостратиграфии карты изопахит шельфовых и платформенных карбонатных систем (рис. 6,6) имеют характерный рисунок, по которому выделяются удлиненные осадочные образования, параллельные кромке реликтового шельфа, — возможно, они являются рифами или представлены фациями банок. Склоновые системы характеризуются картами изопахит, иллюстрирующими выкли-нивание этих систем в направлении суши вблизи от кромки реликтового шельфа (рис. 6, в) и резкое возрастание мощности (замкнутые изопахиты) в местах непрерывного накопления подводных конусов выноса. Прослеживание систем континентального склона дальше в глубь бассейна показывает их утоныпение и переход в абиссальные фации. В местах, где осадочный материал поступал на континентальный склон по подводным каньонам (рис. 5, а), склоновые осадочные системы продолжаются в сторону суши в эти каньоны и выклиниваются на территории реликтового шельфа. Системы веерных дельт и связанные с ними системы континентального склона, которые наращивались в направлении

РИС. 6. Обобщенные схемы изопахит для выделенных по сейсмическим данным осадочных систем, а — сейсмостратигра-фическая карта изопахит для системы веерной дельты; б — сейсмостратиграфическая схема изопахит для системы карбонатного шельфа; в — сейсмостратиграфическая карта изопахит для системы континентального склона; г — сейсмостратиграфическая карта изопахит для систем веерной дельты и склона в пределах рифтового бассейна. На разрезах границы терриген-ных обломочных фаций схематически показаны линиями, соответствующими непрерывным сейсмическим отражениям. /—система континентального склона; //—система веерной дельты

от берега к рифтовому бассейну, четко оконтуривают ложе бассейна, и их мощность может увеличиваться в направлении одновременно развивавшихся разломов. Если рифтовый бассейн открыт в сторону океанической впадины, мощность этих систем будет резко возрастать в тех местах, где их боковое наращивание привело к распространению осад-конакопления на глубоководные зоны (рис. 6,г). Картирование осадочных единиц, выделяемых по разнице в ориентировке отражений, их непрерывности и другим параметрам и признакам, позволяет оконтурить большое число разнообразных и специфических фаций (см. следующие разделы). Например, строя карты равных мощностей для выделяемых внутри склоновой системы зон отражений, образующих рисунок хаотического налегания, получают изопахиты, образующие конусообразные формы и определяющие пределы распространения отдельных комплексов подводных конусов выноса или вееров выноса (рис. 5,6). Точно так же картирование тел, отражения от которых образуют рисунок непостоянной хаотической слоистости, посредством языковидного выклинивания переходящей в слои, дающие четко выраженные непрерывные отражения, позволяет получить карты изопа-хит для отдельных «лопастей» веерных дельт, которые продвигались по карбонатному шельфу и образовывали указанные языковидные переходы к карбонатным породам шельфа (рис. 6, а). Картирование некоторых фаций или отдельных осадочных тел, таких, как подводные конусы выноса или языки дельтовых вееров, требует выделения и оконтуривания зон относительно слабых вариаций сейсмических отражений. Тем не менее по мере накопления опыта стратиграфу становится все более ясна относительная взаимосвязь между фациями, и ему удается выделять фации, представляющие интерес для разведки. Критерии выделения таких специфических фаций по характеру и рисунку отражений на разрезах MOB могут быть в значительной мере субъективными. В этом отношении более объективными являются критерии выделения крупных сейсмостратиграфических подразделений, но такое грубое расчленение осадочной толщи является лишь вспомогательной операцией, облегчающей решение главной задачи — выделения фаций, способных содержать промышленные скопления нефти и газа. Синтез На заключительном этапе исследований выполняется синтез информации о глубинном строении бассейна, получаемой обычными методами, и данных, полученных методами сейсмостратиграфии. На этом этапе устанавливаются пространственное расположение и хронологический порядок фациальных отдельностей в пределах каждой системы осадко-накопления, а также определяется в общих чертах последовательность различных геологических событий, имевших место в процессе осадкона-копления. Как только установлены тракты одновременно развивавших-

ся осадочных систем и выделены составляющие их фации, появляется возможность прогнозировать местонахождение потенциальных ловушек и зон развития коллекторов в изучаемом сейсмостратиграфическом подразделении. Восстановление механизма осадконакопления для каждого последующего сейсмостратиграфического подразделения создает предпосылки для дедуктивных выводов относительно общей тектонической и се-диментационной истории осадочного чехла бассейна, что в свою очередь помогает стратиграфу в выборе возможных объектов разведки: становится ясно, какие коллекторы и какого типа следует ожидать, каково их пространственное расположение и в каких стратиграфических и тектонических условиях они могут быть встречены. Начиная с этого момента для исследования перспективных площадей следует привлекать более тонкие методы анализа сейсмических данных, включая скоростной и амплитудный анализы. ОТРАЖЕНИЯ, ХАРАКТЕРНЫЕ ДЛЯ РАЗЛИЧНЫХ СЕЙСМОФАЦИЙ Рассмотрим в общем виде типичные рисунки, образуемые на разрезах MOB отражениями, полученными при исследовании бассейнов на шельфе Бразилии. Охарактеризуем ориентировку этих отражений, их конфигурацию, непрерывность, амплитуды, частоту и форму записи, а также взаимную встречаемость, состав и тип осадконакопления соответствующих отражениям пластов. Изображения литофаций на разрезах MOB были названы «сейсмофациями», как это предложено Сангри и др. [24]; основными синонимами этого термина в настоящей статье являются «отражающая единица» и «зона». Мы старались по мере возможности устранить разнобой в терминологии и одинаковые схемы отражений на разрезах MOB называть одним и тем же термином. Дельтовые системы и связанные с ними отложения Пожалуй, наибольшее значение с точки зрения обилия пород (фаций) с хорошими коллекторскими свойствами среди систем терригенных отложений имеют дельтовые системы (см. рис. 1—3). В различных бассейнах выделены и описаны в литературе [16, 10, 1] самые разные голоце-новые и палео дельтовые системы. Обычно оказывается полезным •использовать следующую простую классификацию дельт: различают преимущественно речные, преимущественно волноприбойные и преимущественно приливно-отливные дельты. Естественно, что многие древние и современные дельты формировались в результате определенного, уникального сочетания речных и морских процессов осадконакопления. Дельтовое осадконакопление явилось основным механизмом, обеспечившим заполнение многих осадочных бассейнов. Дельтовые системы и тесно связанные с ними системы континентального склона в совокуп-

ности составляют львиную долю терригенных фаций (по объему осадочной толщи). Последние два-три десятилетия на исследования дельтовых систем были направлены основные усилия геологов. Системам дельтовых вееров, типичным для послерифтовых раздвигающихся бассейнов, которые преобладают в Бразилии, уделялось недостаточно внимания, хотя дельты такого типа широко распространены во всем мире [12]. Модели осадконакопления В прибрежных бассейнах акватории Бразилии выделяют два основных типа дельтовых систем: дельтовые системы, предварительно относимые к волноприбойной и приливно-отливной разновидностям (накопленные при доминирующем влиянии этих факторов), и системы веерных дельт. На разрезе вкрест простирания пластов и блок-диаграммах (рис. 7, а) показана общая схема различных дельтовых условий осадконакопления и распространения соответствующих литофаций. Схематический разрез (на котором не показаны осложняющие картину конседиментационные нарушения) хорошо иллюстрирует типичное взаимное расположение отдельных пластов дельтовой системы. На блок-диаграммах хорошо видны различия между дельтовыми отложениями, накопленными при доминирующем влиянии морских или речных процессов. Несмотря на специфические различия в составе и латеральной выдержанности преимущественно речных и преимущественно морских дельтовых фаций, на региональных разрезах эти системы выглядят аналогичным образом, и их можно различить только по каротажным диаграммам, по кер-новым данным и с помощью крупномасштабных карт чисто песчаных фаций. На сейсморазрезах MOB, полученных по любому профилю, ориентированному вкрест простирания пластов, дельтовые системы обоих типов выглядят аналогично, включая однотипность отражений от конседиментационных нарушений, глинистых «гряд» и наклонных пластов продельты. Поэтому понятно, что, например, различия между эоценовой дельтой в северной части бассейна Мексиканского залива (в шт. Техас), сформировавшейся при доминирующем воздействии речных факторов, и третичной дельтовой системой Нигер, накопленной при доминирующем влиянии волноприбойных и приливноотливных процессов, на сейсморазрезах четко не видны, особенно при удалении от шельфа в сторону центра бассейна, где дельтовая толща наращивается, перекрывая фации континентального склона, и уходит в глубокие океанические зоны. Однако дельтовая система Нигер сложена песчаниками барьерных баров, приливно-отливных каналов и фаций пояса меандр [33], тогда как эоценовые дельты провинции Галф-Кост представлены песчаными фациями заполнения протоков, баров в устьях каналов и фронтальной зоны дельт [8]. Хотя коллекторские свойства и форма се-

диментационных тел этих песчаников различны, и в тех и в других дельтовых отложениях ловушки приурочены обычно к структурам, связанным с конседиментационными нарушениями и опрокидыванием пластов, причем эти структуры концентрируются вдоль осей дельтовых седиментационных линз (рис. 7,6). Выклинивание барьерных песчаников вверх по восстанию характерно для систем волноприбойного типа, а выклинивание песчаников вниз по падению типично для дельт обоих типов (подробнее о дельтовых системах см. [16, 12, 1] и др.). Системы веерных дельт представляют собой конусы выноса аллювиального материала, горизонтально наращиваемые в направлении моря или озера [18]. Они состоят из грубозернистого осадочного материала, вынесенного в основном разветвленными потоками и отложенного I в обстановке повышенных уклонов и повышенной насыщенности текущей воды взвешенным осадочным материалом (рис. 8). Такие системы развиваются в бассейнах разломного происхождения, в которые из недалеко расположенных источников сноса сбегают короткие водные потоки под большим уклоном (рис. 8,6). С веерной дельтой могут ассоциироваться приливно-отливные равнины или прилегающие к береговой линии междельтовые участки, расположенные выше уровня прилива, в зависимости от природы и интенсивности морских или озерных процессов (рис. 8,6). При диагностике веерных дельт большое значение имеет то, что они обычно встречаются совместно с фациями карбонатного шельфа. Внутреннее строение веерной дельты аналогично строению аллювиального конуса. В ней выделяют: проксимальные (ближние), медиальные (срединные) и дистальные (дальние) обломочные фации, отражающие уменьшение размера зерен осадочного материала с удалением от устья потока. Дистальные фации дельтового конуса Имеют переходный характер (переход от дельтовых условий к морским), включают бары, барьеры, приливно-отливные отмели или лагуны и являются результатом морской переработки флювиальных фаций (рис. 8, в). Фации продельты формируются из суспензионных осадков за Пределами зоны отложения песков. Фации дельтового конуса могут взаимно вклиниваться как по падению, в направлении глубоководной части бассейна, так и по простиранию с известняками и пелагическими глинами фаций открытого шельфа. Там, где одновременно с осадконакоплением происходило сбросообразование, мощность системы веерной дельты возрастает в направлении нарушений, за счет чего эта система принимает форму осадочного клина на продольном разрезе * (рис. 8, в). Веерные дельты Бразилии скорее всего относятся к дельтам, основным фактором формирования которых является волноприбойная и приливно-отливная деятельность моря (по вопросам фапиального состава и формирования веерных дельт I. ссылки в работе [12]). 5* Продольные разряды ориентированы по простиранию дельт и каньонов, поперечные - вкрест этого простирания. - Прим. ред.

РИС. 7. Модель накопления дельтовых осадков, иллюстрирующая распределение фаций, содержащих коллекторы, а — обобщенный разрез системы наступающей дельты и изометрические блокдиаграммы дельт, формировавшихся при доминирующем влиянии реки или моря; они отражают вариации площадного распространения песчаных тел — потенциальных коллекторов. б — возможная схема возникновения условий, благоприятных для образования коллекторов и ловушек в дельтовых системах. Эти системы обычно вовлекаются в процессы интенсивного конседиментационного сбросообразования и диапиризма глин.

Характеристики сейсмических фаций Дельтовые фации, выявленные в акватории Бразилии, можно объединить в несколько групп по характеру сейсмических отражений, являющемуся критерием при их диагностике: 1) продельтовые фации и дистальные фации фронта дельты (барьерные фации), 2)

фации фронта дельты (береговых баров) и 3) аллювиальные фации и фации дельтовой равнины (рис. 9,а,б,в,е). Продельтовые фации и дистальные фации фронта дельты (барьерные фации). Отражения на сейсморазрезах, ориентированных по падению пластов этих фаций, располагаются горизонтально или наклонно (до значительной крутизны) и образуют косослоистый рисунок в зоне, где в целом слоистость слабо выражена или вообще отсутствует (нет отражений), а местами хаотична. Косослоистые (диагональные) отражения могут сходиться (и прилегать в подошве) вниз по падению, в направлении впадины. На разрезах, ориентированных по простиранию, отражения от этих фаций обычно изогнуты выпуклостью вверх и образуют формы от согласно-облекающих до холмообразно-хаотических или характеризуются неслоистым рисунком; имеются признаки эрозионных каналов или промоин. За пределами реликтовой кромки шельфа (рис. 9,в,е) отражения сильно расходятся и наклонены к конседимента-ционным сбросам, на разрезах по падению отражения соответствуют структурам опрокидывания, а на разрезах по простиранию образуют холмообразные рисунки — от хаотических до согласных. На реликтовом шельфе продельтовые отражения прерывисты, за исключением нескольких сильных отражений; амплитуды их обычно невелики, за исключением отражений, характеризующихся умеренной непрерывностью, а расстояние между осями синфазности сильно варьирует. За кромкой реликтового шельфа (рис. 9,в,е) непрерывность отражений улучшается, амплитуды возрастают, расположение их становится более равномерным. На самом шельфе внешние контуры групп отражений, образующих тот или иной рисунок, имеют форму клиньев и холмов, кули-сообразные ассоциации которых образуют схему регрессивного прилегания; совокупность всех этих отражений характеризует плитоподобную зону, мощность которой постепенно увеличивается в сторону палеовпа-дины. За пределами реликтового шельфа на разрезах по падению (рис. 9,в,е) отражения образуют клин, мощность которого возрастает в на- правлении плоскости конседиментационного сброса; на разрезах по простиранию эта единица характеризуется языкообразными холмами, изогнутыми выпуклостью вверх, с рисунком линзовидных отражений от хаотического до согласного. Эти отражения резко обрываются вверх • (посхеме кровельного прилегания) на контакте с относительно горизонтальными отражениями от пластов фронта дельты и береговых баров (рис. 9,а,е). За кромкой реликтового шельфа вниз

по разрезу характер отражений изменяется и становится типичным для фаций склона

РИС. 8. Общая обстановка, распределение фаций и их ассоциации, характерные для систем веерных дельт. а – обычная обстановка в рифтовом бассейне, б – часто встречающаяся ассоциация дельтовых фаций с карбонатными фациями и отложениями шельфовой междельтовой плоской равнины, в – схематический разрез вкрест простирания, на котором показаны основные типы фациальных взаимосвязей в пределах системы веерной дельты I – проскимальная часть, II – медиальная часть, III – дистальная часть, IV – продельта, V – шельф.

РИС. 9. Схема взаимного расположения дельтовых и связанных с ними фаций, построенная путем обобщения сейсмических разрезов. Видны характерное расположение отражений и их непрерывность. Вертикальный масштаб дан в секундах (двойного времени пробега волны), а и б — продольный и поперечный разрезы дельтовой системы; в — продольный разрез дельтовых и нижележащих склоновых фаций — с этими системами обычно связаны конседимента-ционные сбросы; г — продольный разрез системы веерной дельты с отражениями, указывающими на периодические морские трансгрессии; д — продольный разрез через полосу прибрежного налегания отложений веерной дельты на поверхность несогласия; е — региональный

продольный разрез дельтовой системы, наступавшей на нижележащие отложения окраины шельфа и континентального склона. Основные конседиментационные сбросы имеют падение в сторону погружения бассейна (правая часть), где дельта распространяется на абиссальные глубины.

(рис. 9, в). Этому типу отражений соответствуют литофации, представленные массивными пачками расслоенных алевритов, аргиллитов и реже песчаников. Вероятным механизмом отложения пород, соответствующих этой сейсмофации, является в основном осаждение из суспензий на склонах продельты с ограниченным проявлением ополз-иеобразования и отложений потоков, дифференцированных по плотности, — эта зона является переходной от мелководных дельтовых и барьерных условий к условиям глубоководного склона. Угол наклона седиментационного склона был порядка 1—5°. Фации фронта дельты (береговых баров). Соответствующие этим фациям отражения на разрезах по падению горизонтальны или слабо наклонены, вблизи подошвы они параллельно-слоистые, а вверх по разрезу неравномерно переходят в хаотический или неслоистый (отсутствие отражений) рисунок, для которого характерны направленные выпуклостью вверх дифрагированные волны и плохо различаемые холмо-видные отражения (рис. 9, а, е). Слабо выраженные наклонные отражения в зонах хаотического рисунка могут соответствовать регрессивно выклинивающимся пластам дельтового фронта и береговых валов и, следовательно, могут являться внутренними осями синфазности. На разрезе по простиранию в базальном слое этой фациальной единицы отражения образуют картину облекания, а в локальных зонах хаотического или неслоистого рисунка встречаются слабые параллельные или облекающие отражения и в изобилии наблюдаются дифрагированные волны (рис. 9,6). Отражения в базальном слое характеризуются уверенной выдержанностью, которая ухудшается вниз по разрезу пачки. Лучше всего непрерывность выражена на разрезах по падению. Амплитуды таких отражений варьируют от средних до высоких, а в интервалах хаотических отражений они невелики, расстояния между отдельными отражениями в базальной части относительно одинаковы, но сильно варьируют в верхней части зоны. В целом все отражения образуют довольно плоскую зону, характеризующуюся небольшим увеличением мощности на опущенном крыле конседиментационного сброса (рис. 9, в). Эта сейсмофация плавно переходит в примыкающие к ней снизу фации про-дельты и дистального фронта дельты, а вверх по разрезу образует резкий контакт с отражениями, соответствующими аллювиальным и равнинно-дельтовым отложениям (рис. 9,а,е). В пределах этой зоны наиболее вероятными в ее подошве могут быть широко развитые песчаники с пропластками глин, а в верхней части — наклонные, возможно линзообразные песчаные тела. Этой сейсмофациальной единице должно соответствовать осадкона-копление в мелководной морской обстановке, типичной для фронта дельты и барьерных

валов, с наложением осадконакопления за счет флювиальных разветвляющихся каналов. Изменение русел этих каналов и цикличные трансгрессии и регрессии приводят к последовательному наложению нескольких дельтовых или барьерных осадочных серий в пределах этой зоны, особенно на опущенных блоках конседимента-ционных сбросов. Под действием волн и, возможно, приливно-отливных течений флювиальные пески перемещались и отлагались вдоль берега или в более глубоких частях моря. Фациям, подвергшимся морской переработке, должны соответствовать отражения с более четко выраженной непрерывностью. Хаотические и слабо выраженные отражения определяют зоны, где могут быть развиты мощные массивные песчаники фаций фронта дельты и береговых баров. Морским трансгрессивным фациям на многих участках будут отвечать протяженные интенсивные отражения в кровельной зоне комплекса. Аллювиальные дельпюво-равнинные фации. На разрезах по падению пластов эти фации (рис. 9,а,в,е) характеризуются в основном горизонтальными, параллельными, иногда расходящимися отражениями, включая зоны отсутствия отражений; в отдельных местах удается установить наличие эрозионных каналов. На разрезах по простиранию отражения слабые и образуют рисунки от параллельно-слоистого до слегка холмистого и от хаотического до облекающего. Непрерывность отражений варьирует от четко выраженной до умеренной на разрезах вкрест простирания (рис. 9, а, е), а на разрезах по простиранию - от умеренной до слабо выраженной (рис. 9, S). Амплитуда может быть различной — высокой при непрерывных отражениях и низкой в хаотических зонах; расстояния между отражениями почти одинаковы в зонах развития непрерывных горизонтов и сильно изменчивы на остальных участках сейсмофациальной единицы. В целом отражения образуют плоский пространственный комплекс, подошва которого наклонена в направлении, противоположном палеоморю. Базальные отражения перекрывают сейсмофации фронта дельты или береговых баров и переходят в них, а выше по разрезу сменяются хаотическими, местами параллельно-слоистыми отражениями, характеризующимися разной амплитудой и непрерывностью, что, по-видимому, свидетельствует об их соответствии отложениям флювиальной системы, снабжавшей осадками дельтовую систему. Описанным отражениям соответствуют следующие литофации: массивные песчаники и глины с возможным наличием в отдельных участках осадков, выполняющих каналы. Тонкослоистые морские глины и мергели образуют взаимное языковидное вклинивание с массивными фациями, особенно в нижней части. Осадконакопление этой сейсмофа-циальной единицы происходило, по-видимому, в обстановке дельтовой равнины под влиянием приливно-отливных процессов и включало накопление осадков в условиях разветвленных каналов и пояса меандр, причем все это в пределах затопляемого или, возможно, приливного бассейна. Морская и дельтовая высокоэнергетическая обстановка неоднократно распространялась и на дистальную часть дельтовой равнины. Фации веерных дельт в бассейнах Бразилии можно объединить в две группы, которые, как правило, распознаются по данным сейсморазведки и подтверждаются затем данными исследования скважин: 1) фации проксимального и медиального веера и 2) фации дистального веера и про-дельты. Промежуточные фации (зоны перехода между указанными группами) можно

выделить лишь приблизительно посредством изучения постепенных изменений формы отражений и их непрерывности в направлении углубления бассейна. Эти постепенные изменения имеют региональный характер, и лучше всего их изучать на региональных разрезах. Изменение сейсмических характеристик в масштабе целого бассейна описывается и иллюстрируется ниже (рис. 9,г,д и 10, я, д, ж). Фации проксимального и медиального веера. Эти фации характеризуются нечеткими отражениями, образующими параллельно-слоистый рисунок или зоны отсутствия отражений как на продольных, так и на поперечных разрезах (рис. 10, а); они могут перекрывать эрозионные поверхности по схеме прибрежного налегания (рис. 9,д). На продольных и поперечных разрезах непрерывность отражений не отмечается или очень слабо выражена, амплитуды обычно малы, распределение отражений относительно равномерное. Пространственная форма сейсмофа-пиальных единиц клиновидная, увеличение мощности наблюдается в направлении источника осадочного материала или ограничивающих сбросов в фундаменте. В направлении центра бассейна мощность уменьшается за счет выпадения из разреза базального слоя, который по схеме взаимного языковидного вклинивания переходит в отражения, соответствующие фации дистального веера дельты. Этой сейсмофациальной единице соответствуют массивные конгломераты, грубозернистые песчаники и редкие маломощные глинистые пласты. Предполагаемая обстановка накопления этих отложений — разветвленные водные потоки и заполнение каналов в условиях крутых углов падения седимента-ционных поверхностей в проксимальной и медиальной зонах веера (см. рис. 8). Эта обстановка предусматривает наличие близко расположенного возвышенного участка, являющегося источником сноса.

РИС. 10. Схемы распределения сейсмофаций шельфа и связанных с ними фаций, полученные путем обобщения сейсмических разрезов и передающие характер взаимного расположения отражений и их непрерывность. Вертикальней масштаб выражен через двойное время пробега в секундах, а — продольный разрез, иллюстрирующий типичную картину отражений от зоны перехода между фациями веерной дельты и шельфа; б—продольный разрез, на котором показаны изменения непрерывности отражений и их расположения, соответствующие, как правило, фациям рифов или карбона гных банок; в — поперечный разрез, соответствующий толще, изображенной на рис. б; г — схематическое изображение рифа или банки шельфовой кромки, которые выделяются по оконтуривающим их участкам прекращения

прослеживания отражений, типичных для карбонатно-глинистых отложений окраины шельфа; д — продольный разрез внешнего карбонатного шельфа, иллюстрирующий наличие периодических эрозионных поверхностей; отражения прекращают прослеживаться в направлении берега на «поверхностях несогласия» по схеме подошвенного налегания; е — поперечный разрез через подводный каньон, врезанный в карбонатные отложения шельфа и заполненный в дальнейшем типичными каналовыми отложениями; ж — продольный разрез комплекса фаций шельфовой окраины, на котором вблизи от кромки шельфа четко виден переход от отражений, типичных для карбонатных пород, к отражениям от глин; на схеме выделяется рифовый комплекс, возможно претерпевший диагенетические изменения; з — продольный разрез отложений, заполняющих подводный каньон с налеганием на карбонатные породы шельфа, в которые врезан этот каньон.

Фации дистального веера и продельты. В этой зоне наблюдаются слабо выраженные отражения, наклонные или горизонтальные, слабо расходящиеся, чередующиеся с участками отсутствия отражений. Число отражений здесь возрастает в направлении впадины, причем они могут переходить в четко выраженные отражения шельфовых фаций (рис. 10, а, д, ж). В местах, где эта система наступала на более глубоководные участки, наблюдаются отдельные четкие наклонные отражения, образующие схему регрессивного прилегания (рис. 9, г). Непрерывность отражений усиливается в направлении впадины и становится отчетливо выраженной после перехода к шельфовой зоне (рис. 10, а). Амплитуды отражений переменные, распределены отражения в основном равномерно. В стабильных шельфовых областях «пачки» этих отражений образуют серию трехмерных, секущих временные границы уплощенных единиц, перекрывающих шельфовые карбонаты по схеме налегания в направлении бассейна; в свою очередь эта серия «перекрывается» сейсмофациями проксимальной и медиальной веерной дельты. В условиях нестабильного бассейна (например, осложненного соляноку-польными тектоническими процессами) зона таких отражений возрастает по мощности в направлении бассейна и может быть расчленена на несколько частей тонкими пластами морских трансгрессивных глин и мергелей, которым соответствуют интенсивные отражения, прослеживающиеся на большой площади и служащие границами циклов бокового наращивания (рис. 9,г). В шельфовой зоне наблюдается переход отражений от этих фаций в направлении суши и вверх по разрезу в слабо выраженные отражения проксимальной и медиальной частей веерной дельты, а в направлении бассейна и вниз по разрезу — в четко выраженные рисунки отражений от пород шельфа. На участках, где фации дельтового конуса распространяются на более глубоководные области (рис. 9, д), отражения в направлении углубления бассейна приобретают особенности, характерные для сейсмофаций континентального склона. Литофации, соответствующие этим отражениям, представлены морскими песчаниками и слоистыми алевролитами и глинами,

песчаные фации местами глауконитовые. Эти породы образовались из материала дельтовых разветвленных протоков, принесенного во время паводков, а затем переработанного и переотложенного волнами и приливноотливными процессами, поэтому их следует отнести к мелководным морским фациям и, возможно, фациям сглаженных приливом участков береговой линии. Взвешенный в воде материал уносился дальше от берега и отлагался в виде тонких покровов в зоне продельты; часть этого материала, по всей вероятности, уносилась в латеральных направлениях. В стабильных шельфовых областях дистальные фации образуют взаимное вклинивание с известняками и глинистыми отложениями шельфа. Там, где веер дельты доходил до кромки шельфа, дистальные отложения веера перемещались в более глубоководные зоны, где переотлагались за счет морских течений, дифференцированных по плотности, и подводных оползней.

Шельфовые системы и связанные с ними отложения Одной из наиболее характерных особенностей бассейнов раздвижения [15] является наличие шельфовой или платформенной карбонатной системы, развивавшейся одновременно и в тесной ассоциации с системами грубозернистых дельтовых осадков и с системами склона, представленными как карбонатными, так и терригенными отложениями. В силу уникальности тектонического строения таких бассейнов отложения карбонатных фаций шельфа и платформы в них формировались в тесном соседстве с зонами накопления обломочного материала. Развитым по площади комплексам известняков, пелагических глин и мергелей соответствуют четкие рисунки сейсмических отражений (рис. 10). Эти равномерные напластования характеризуются интенсивными отражениями с хорошо выраженной непрерывностью, расположенными на относительно одинаковых расстояниях друг от друга; создаваемый ими рисунок не изменяется на площади в тысячи квадратных километров. Локальные изменения рисунка этих опорных отражений обычно связаны с наличием отмелей, рифов или банок кромки шельфа и со структурами заполнения подводных каньонов. Последовательное выявление кромок карбонатных шельфов таких бассейнов и их картирование позволяют выяснить распределение основных осадочных систем. Модели осадконакопления Шельфовые системы бразильской акватории имеют в основном следующий состав: 1) Развитые на больших площадях неритовые известняки, мергели и пелагические глины и локально развитые рифы, банки или фации отмелей шельфовой кромки, накапливавшиеся в условиях медленно погружавшегося шельфа. Шельфовая обстановка смещалась в направлении бассейна, распространяясь на горизонтально наращивавшийся склон, представленный в основном системами обломочных осадков, которые периодически доставлялись наступавшими системами веерных дельт (рис. 10). 2) Известняки, доломиты, эвапориты мелководных фаций, накапливавшиеся в отсутствие интенсивного формирования веерных дельт на относительно стабильных платформах одновременно с ограниченным накоплением смешанных терригенных и карбонатных обломочных и ге-мипелагических фаций склона. 3) Маломощные широко распространенные трансгрессивные биогенные и терригенные шельфовые обломочные фации, отлагавшиеся в процессе трансгрессии моря с береговым налеганием на вееры дельт. Системы карбонатного шельфа и платформы первых двух типов включают значительный объем пород и представляют собой самостоятельные осадочные системы. Шельфовые отложения третьего типа,

являющиеся второстепенной составной частью системы веерных дельт, уже рассмотрены в этой работе. Характеристики сейсмических отражений от пластов систем карбонатного шельфа и платформы существенно менее изменчивы, чем в случае систем дельт и склона, что в значительной мере объясняется распространением по всей площади шельфа относительно одинаковых условий осадконакопления. Более того, многие фациальные изменения в карбонатных породах удается установить только путем анализа их текстурных, петрографических и фаунистических характеристик. Бразильскими геологами выделено множество карбонатных фаций, лишь немногие из которых можно выявить по данным сейсморазведки MOB. Тем не менее с помощью сейсморазведки и бурения возможно выделение следующих трех фациальных ассоциаций: 1) неритовые шельфовые известняковые и глинистые фации, характеризующиеся широким распространением по площади и режимом осадконакопления от умеренного до низкоэнергетического; 2) мелководные известняковые фации, имеющие площадное развитие от локального до субрегионального, отложившиеся в высокоэнергетических условиях и включающие рифы, банки, платформу и кромку шельфа, и 3) фации заполнения подводных каньонов терригенным и карбонатным материалом мутьевых потоков и пелагическими осадками. Сходство систем карбонатного шельфа Бразилии и верхнепалеозойских осадочных систем Техаса состоит в том, что дельтовые обломочные фации распространены ближе к берегу, чем полоса развития фаций карбонатного шельфа и шельфовой кромки (см. рис. 2, 3). Однако дельтовые отложения бассейнов Бразилии, ассоциирующиеся с карбонатными системами, отличаются тем, что относятся в основном к типу веерных дельт. Системы карбонатной платформы, установленные в Бразилии, похожи на юрские и нижнемеловые системы северной части Мексиканского залива (подробнее аналогичные карбонатные осадочные системы описаны в работе [34]). Характеристики сейсмических фаций Шельфовые и платформенные фации в прибрежных водах Бразилии можно объединить в несколько групп, характеризующихся определенным рисунком сейсмических отражений: 1) неритовый шельф, 2) рифы, банки, отмели и фации шельфовой кромки и 3) фации заполнения подводных каньонов и каналов (см. рис. 9, 10, 15). Фации неритового шельфа. Этим фациям обычно соответствуют горизонтальные (от параллельных до слегка расходящихся или сходящихся) сейсмические отражения, образующие слоистый рисунок. Отражения характеризуются четкой непрерывностью, но могут обрываться в зонах, где они сходятся и расходятся. Амплитуды непрерывных отражений велики, сами отражения мало изменчивы и расположены близко

друг к другу, за исключением локальных зон их схождения или расхождения. Эти отражения соответствуют выдержанным по площади и уплощенным сейсмофациальным единицам, вверх по восстанию переходящим в фации веерных дельт, а вниз по падению — в фации кромки шельфа и разнообразных систем склона. Описанные картины отражений в отдельных местах прерываются эрозионными поверхностями подводных каньонов. Шельфовый комплекс включает равномерно переслаивающиеся пласты известняков, глин и мергелей, весьма непрерывные отражения от которых выдержаны по площади; мощность пластов изменяется незначительно, ее изменения прослеживаются только в региональном масштабе. Эти отражения соответствуют фациям, накапливавшимся на обширном стабильном шельфе в зонах, где не проявлялось влияние веерных дельт. Биогенные и пелагические фации служат признаком широкого развития неритовой палеообстановки. Фации рифов, банок, отмелей и кромки шельфа. Отражения, соответствующие этой группе фаций, могут быть горизонтальными и наклонными ( в том числе под большими углами), сходящимися и расходящимися или образовывать слоистый, неслоистый и хаотический рисунки (рис. 10, б, в, г). Отражения имеют слабо выраженную непрерывность, различные амплитуды и расположены неравномерно. На разрезах вкрест простирания пластов видны разнообразные линзовидные и холмообразные формы; на разрезах по простиранию отражения образуют структуру удлиненной формы, параллельную кромке реликтового шельфа. Обычно они выглядят как аномальные зоны на фоне окружающих их отражений, соответствующих неритовому шельфу или платформе. В направлении бассейна отражения, соответствующие фациям кромки шельфа, взаимно вклиниваются с «подстилающими» их отражениями фаций склона. Состав литофаций, отвечающих таким сейсмическим отражениям, — это массивные известняки или доломиты, которые могут быть сильно изменены в результате диагенетических процессов. Массивные карбонаты этой фации обычно представлены оолитовыми, водорослевыми и калькаренитовыми известняками, содержащими фауну, типичную для рифов или банок. Считается, что эти фации накапливались в локальной обстановке мелководных рифов, банок и отмелей в условиях высокоэнергетических волн и приливно-отливных процессов. Аномальные отражения в зонах среднего и внутреннего шельфа, возможно, отвечают фациям, накопленным в обстановке пониженной энергии по сравнению с зоной кромки реликтового шельфа. Фации лагун с низкой энергией осадконакопления могут ассоциироваться с этими фациями в той части зон аномальных отражений, которая обращена в сторону суши. Фации заполнения подводных каньонов. Отражения, получаемые от пластов этой фации (рис. 10, д, е, з), горизонтальны или слабо наклонены, параллельны или расходятся (либо сходятся) и образуют слоистый или хаотический рисунок, обычно характеризующийся в подошвенной части схемой налегания (заполнения с налеганием [24]). Непрерывность отра-

жений варьирует от сильно до слабо выраженной, амплитуда переменная, а расположение их неравномерное. В совокупности эти отражения на разрезах по простиранию пластов образуют линзовидные формы заполнения каньона, а на разрезах вкрест простирания — удлиненные клинообразные единицы, мощность которых возрастает в направлении бассейна. Такие отражения получаются в случае, когда каньон врезан в фации шельфа и верхней части склона. Эти отражения могут прекращать прослеживаться на сменках каньона по схеме подошвенного нале-гания. Вниз по падению пластов эти отражения переходят в «налегающие» отражения фаций склона. Литофании по своему составу варьируют от терригенных до известковых, обломочных и пелагических отложений. С помощью сейсмофа-циальных карт удается установить, что эти отложения часто расчленяются на отдельные языки вверх по восстанию и в отдельных местах могут быть нарушены конседиментационными сбросами. Считается, что эти отражения соответствуют турбидитам подводных конусов выноса, оползневым отложениям и гемипелагическим, а также, возможно, нери-товым фациям, накопленным в подводных каньонах. Состав осадочного заполнения каньонов зависит от состава эродируемых отложений шель-фовых и дельтовых фаций. Активные веерные дельты могут привносить осадочный материал непосредственно в каньон в процессе бокового наращивания дельты вслед за образованием каньона посредством эрозии. Системы склона и связанные с ними отложения На значительных территориях современного шельфа и во многих бассейнах, расположенных на суше, на больших глубинах развиты осадочные системы палеосклонов континентов, в которых могут содержаться породы-коллекторы различного качества и объема. Породы этих глубоководных фаций редко выходят на поверхность земли, если не считать сложнопостроенные орогенные области, поэтому их исследование и картирование выполняется в основном по данным бурения и с помощью методов сейсмической стратиграфии. Большое внимание исследованию современных геологических процессов на континентальном склоне и соответствующих им осадочных фаций уделяют специалисты в области геологии моря. Используя представления о современных процессах на склоне и склоновых фациях в комплексе с данными сейсморазведки, некоторые исследователи (например, Сангри и др. [24]) начали разрабатывать критерии для выявления различных глубоководных фаций методами сейсмостратиграфии. Сейсмостратиграфия является высокоэффективным поисковым методом, позволяющим окон-туривать и классифицировать фации континентального склона, прогнозировать их состав, взаимное расположение в пространстве и стратиграфическую принадлежность. Поскольку исследование глубоких морских бассейнов приходится вести в условиях крайне малой изученности буре-

нием, анализ их стратиграфии, равно как и тектонического строения, должен производиться на основе самого широкого применения сейсмо-разведочных работ. По мере продолжения буровых работ на склоновые объекты в исследовании континентальных склонов будут достигнуты большие успехи, но на настоящем этапе очень важной представляется разработка рабочих поисковых моделей, которые помогут точнее прогнозировать коллекторские свойства пород, их взаимное расположение и возможность образования ловушек. Модели осадконакопления Об отложениях мутьевых потоков и связанных с ними фациях написано много, но для повышения эффективности поисковых работ в осадочных системах континентальных склонов требуется значительно более полная информация о происходящих там процессах, о составе подводных конусов выноса, о характеристиках подводных каньонов и каналов, о взаимном расположении этих фаций в трехмерном пространстве. Комплексный анализ информации, получаемой в результате современных морских исследований, с данными обычного, традиционного изучения древних склоновых систем необходим для успешного исследования глубоководных фаций сейсмостратиграфическими методами. Изучение глубоководных пород-коллекторов традиционными методами в течение многих лет проводилось в бассейнах Калифорнии, что вполне естественно, так как с такими коллекторами здесь связана значительная добыча углеводородов. В шт. Техас и Луизиана теперь также установлено наличие систем континентального склона третичного возраста (рис. 1,в), и поиск палеозойских глубоководных коллекторов активно ведется во внутриконтинентальных бассейнах (рис. 3, а, в). Естественно, что калифорнийские бассейны используются в качестве полигонов при построении поисковых моделей глубоководных коллекторов. « Однако мы считаем, что для бассейнов западного побережья США характерен лишь один тип склоновых систем, и при поисковых работах в бассейне, имеющем другую тектоническую природу, потребуются :в некоторой степени иные представления (описание систем склона см. ив работах [20, 16, 12]). g' По данным сейсморазведочных разрезов, полученным в течение по-Ьяедних 15 лет по профилям, пересекающим окраины многих континен-рв, установлено наличие самых разнообразных структур, стратиграфи-их соотношений и условий осадконакопления. В процессе исследова-меловых и третичных комплексов пород в бассейнах акватории пии нами было установлено несколько типичных схем, обра-х сейсмическими отражениями от пластов этих комплексов. Эти мы будем здесь называть следующим образом: 1) регрессивное легание вниз по падению континентального склона и подошвенное

налегание вверх по воздыманию континентального склона, или сокращенно «прилегание/налегание», 2) налегание континентального подножия, 3) прилегание по восстанию, контролируемое сбросами или соляной тектоникой; их аналоги для современных склонов показаны на рис. 11, я—г. Выявление осадочных систем этих, а возможно и других типов в древних бассейнах позволит глубже понять строение континентальных склонов и прогнозировать наличие коллекторов в склоновых отложениях. Для прогнозной оценки коллек-торских свойств пород в зоне континентального склона очень важно знать распределение фаций в пределах сложных осадочных толщ в конусах выноса подводных каньонов. На рис. 12 показана схема распределения фаций верхнепалеозойского подводного конуса выноса, составленная по материалам бурения и по аналогии с современными конусами. Смещение подводных осадочных вееров в зависимости от прогибания бассейна или от вариаций темпа поступления осадочного материала является важным фактором, который следует учитывать при прогнозировании залегания породколлекторов в толще отложений древних континентальных склонов. Два основных типа взаимного расположения пластов, которым соответствуют характерные схемы отражений на сейсмических разрезах, можно назвать подошвенным «прилеганием» или «налеганием» (рис. 13, я). Налегание часто наблюдается в отложениях современных континентальных склонов (рис. 11,6), и считается, что оно является результатом эрозии и переотложения фаций шельфа и склона в условиях непостоянного поступления паралического осадочного материала или материала шельфовой окраины. Одно из возможных объяснений накопления отложений континентального подножия по схеме налегания предложено в работе [5] (рис. 13,6). В бразильских прибрежных бассейнах, согласно нашим наблюдениям, широкое развитие осадконакопле-ния по схеме налегания обычно сопровождалось в той или иной степени эрозионной деятельностью каньонов на прилегающей окраине шельфа (рис. 13, а). Мы пришли к выводу, что если поступление осадков уменьшается и кромка шельфа отступает к берегу в результате длительной подводной эрозии, то в ответ на отступление источника сноса и уменьшение притока осадочного материала происходит постепенное смещение склоновой обстановки осадконакопления. Вейл и др. определяют рисунок отражений, соответствующий этому типу осадконакопления, как «морское подошвенное налегание», и связывают развитие эрозионных каньонов и образование подошвенного налегания с относительным опусканием уровня моря ниже кромки шельфа (эрозия), за которым следует относительный подъем уровня моря (осадконакопление с образованием налегания). Последовательное налегание фаций склона можно установить путем анализа сейсмических разрезов. Рисунки сейсмических отражений типа подошвенного «прилегания» в бассейнах Бразилии обычно соответствуют отложениям, формирование которых совпадает с периодами устойчивого наступания дельт на

РИС. 11. Схемы сейсмичемических отражений, характеризующие разные типы осадконакопления на голоценовых континентальных окраинах. а – сложные картины отражений, характерные для дельтовых и склоновых систем, накапливающихся у ю-з побережья Африки, б – налегание отложений материкового подножья вдоль побережья Новой Шотландии, в – бассейны, приуроченые к разломам и заполненные вздыбленными (образующими прилегание по восстанию) отложениями склона, отгороженными тектоническими блоками, район Калифорнийского залива в Мексике,

г – отложения склона, накопившиеся в соленосных бассейнах и за соляными грядами, куполами у побережья штата Луизианы,

РИС. 12. Схема подводного конуса выноса на континентальном склоне, иллюстрирующая процессы накопления осадков и их состав, типичные для этих глубоководных осадочных систем. Пласты каждого последующего осадочного веера могут образовывать подошвенное налегание или регрессивное подошвенное прилегание в зависимости от колебаний скорости поступления осадочного материала. Отложения отдельных веерных дельт могут наслаиваться по вертикали или с наклоном (изгибом), если прогибание происходит быстрее, чем поступают осадки, в результате чего образуются системы с подошвенным прилеганием по восстанию пластов [13, 27, 4, 21] АА' — проксимальная зона склона; ВВ' — средняя зона; СС' — дистальная зона. Жирной стрелкой указано направление транспортировки осадков. Размеры не выдержаны, масштаб по вертикали сильно увеличен.

РИС. 13. Осадконакопление с напластованием по схеме подошвенного регрессивного прилегания и подошвенного налега-ния — два основных типа накопления осадочных систем на континентальном склоне , а — блок-диаграммы, иллюстрирующие процессы в общем виде: регрессивное прилегание образуется при постоянном поступлении осадочного материала из дельт, веерных дельт и с высокопродуктивного карбонатного шельфа; подошвенное налегание, напротив, образуется при дефиците осадочного материала, когда эрозионные процессы разрушают шельф или паралические отложения, обычно по сети подводных каньонов. Отражения, образующие картину подошвенного прилегания, соответствуют породам, накапливавшимся в период

наращивания континентального склона в направлении глубоководного бассейна, тогда как «налегающие» отражения соответствуют периодам смещения депоцентров склона в сторону суши. б — схема осадконакопления с образованием налегающих пластов [5]. 1 — подошвенное налегание; 2 — регрессивное прилегание.

РИС. 14. Примеры зависимости осадконакопления на склоне от тектонической обстановки в бассейне и поступления осадочного материала. В процессе развития бассейна может иметь место любой из этих типов осадконакопления. «Налегание» может наблюдаться при периодическом дефиците в поступлении материала. В рифтовых и пострифтовых бассейнах обычно наблюдается переход от типа / к типу // и далее к типу IV с развитием осадконакопления по типу /// в отдельные эпохи. /—подошвенное налегание контролируется структурными условиями (тектоническими факторами или солянокупольными процессами); //—регрессивное прилегание: постоянная интенсивность поступления осадков; ///—подошвенное налегание при дефиците осадочного материала; 1У—карбонатные системы склона—шельфа: фации.

внешний шельф или с периодами избыточной генерации биогенных осадков на банках, рифах и отмелях шельфовой окраины. Отсюда следует, что осадконакопление на континентальном склоне по схеме регрессивного прилегания, по-видимому, является результатом поступления осадочного материала с постоянной скоростью и в количествах, превышающих необходимое для компенсации прогибания бассейна. В процессе образования подошвенных «прилеганий» обстановки накопления подводных конусов и других склоновых фаций неуклонно смещаются в направлении бассейна по мере заполнения этого бассейна отложениями склона (рис. 13, а). Разнообразие схем подошвенного прилегания (например, прилегание по схемам косой и сигмовидной слоистости бокового наращивания [24]), вероятно, определяется разным соотношением между скоростью наступания фронта осадконакопления и скоростью прогибания дна бассейна. Модели осадконакопления по разным схемам налегания и прилегания показаны на рис. 14 (I—IV). Еще одну разновидность напластования на склоне, наблюдаемую в бассейнах Бразилии и встречающуюся на сейсморазрезах во многих других районах мира, мы называем «прилеганием по восстанию» (рис. 14,1). Сангри и др. [24] называют эту схему напластования «заполнением с налеганием». Такое напластование встречается в бассейнах, где скорость прогибания превышает интенсивность, поступления осадков или равна ей, что и приводит к наложенному (конседиментационно-му) наклону пластов подводных вееров и других склоновых отложений. Тектонические впадины и межкупольные соляные мульды часто заполнены осадками этой склоновой системы, для которой характерно нале-гание пластов глубоководных фаций на борта бассейна. Обобщающие примеры склоновых систем в бассейнах Бразилии показаны на рис. 15. На рис. 16 схематически изображены сейсмофации континентального склона и дан прогноз распределения и качества породколлекторов на склонах разного типа. Мы считаем, что наиболее надежный прогноз пород-коллекторов и ловушек в отложениях континентальных склонов малоизученных бассейнов в настоящее время можно производить по данным сейсморазведки. Характеристики сейсмофации Рассмотрим картины сейсмических отражений, характерные для отложений континентального склона, которые сформировались по схемам регрессивного прилегания, подошвенного налегания и прилегания вверх по восстанию, в связи с прогнозом литофаций. Отдельно будут рассмотрены различные комбинации схем подошвенного прилегания и налегания (рис. 15, а, б). Фации континентального склона с регрессивным прилеганием. Различают «равномерно» прилегающие и «срезанные» прилегающие отражения (рис. 15, в, г; 16, а). Рисунки этих отражений относят соответственно

РИС. 15. Схематическое изображение сейсмофаций континентального склона и связанных с ними фаций, полученное путем обобщения сейсморазрезов MOB. Сплошными линиями показаны сильные отражения и несогласия. Вертикальный масштаб — двойное время пробега в секундах, а — разрез комплекса континентального склона, сложенного фациями более древнего налегающего подножия и более молодыми фациями континентального склона с подошвенным прилеганием/налеганием пластов. «Налегающие» отражения

прекращают прослеживаться на сильных локальных или опорных региональных отражениях или на контактах зон разных рисунков отражений (поверхностях несогласия), б — разрез континентального склона, сложенного породами, которым соответствуют хаотические отражения, собранные в регрессивные прилегающие в подошве сигмовидные единицы. Сложное «налегание/прилегание» отражений, показанное на рис. а, может соответствовать чередованию эпох осадконакопления по схеме регрессивного подошвенного прилегания с эпохами эрозии кромки шельфа и склона с осадконакоп-лениём по схеме подошвенного налегания. Сигмовидные единицы, образуемые «налегающими» и хаотическими отражениями, могут соответствовать отложениям, накопленным по схеме подошвенного прилегания в обстановке быстрой регрессии моря, увеличения крутизны склонов, интенсивных оползней и локального развития подошвенного налегания подводных конусов и отложений проксимального склона, в — разрез склоновой системы с относительно однородной непрерывностью «прилегающих» отражений (обычно известково-терригенным, гемипелагическим фациям верхней части склона); такой конфигурации отвечают небольшие скорости осадконакопления. г — разрез системы склона, на котором видны относительно однородные, но «срезанные» («иногда называемые косослоистыми) «прилегающие» отражения, которым соответствует относительно быстрое боковое наращивание отложений при минимальном прогибании бассейна, д — разрез мощных налегающих склоновых пачек (отложения континентального подножия), внутренние отражения прекращают прослеживаться на четко выраженных поверхностях несогласия. Отложения подножия перекрыты комплексом, характеризующимся рисунком «прилегание-налегание» и соответствующим самостоятельному эпизоду осадконакопления. е — разрез прилегающе-налегающей системы склона, на котором видны изогнутые выпуклостью вверх отражения (гемипелагические покровы, облекающие крупные комплексы вееров (конусы) на склоне), ж — разрез системы склона, на котором показаны «прилегающие» по восстанию отражения, соответствующие осадконакоплению в условиях быстрого погружения межкупольных впадин (мульд), з — разрез через склоновую систему, характеризующуюся «прилегающими» по восстанию отражениями, что связано с опусканием небольших тектонических блоков. Все разрезы, кроме е, продольные (е — поперечный разрез).

РИС. 16. Картины отражений, относящихся к сейсмостратиграфическим фациям склона, и прогнозируемое распределение пород-коллекторов в подводных конусах выноса, а — схематическое изображение отражений, соответствующих склоновым фациям регрессивного подошвенного прилегания, налегания и прилегания по восстанию: / — регрессивное подошвенное прилегание (высокая скорость осадконакопления (обычно терригенные отложения); II— низкая скорость осадконакопления— обычно карбонаты; III — подошвенное налегание (пологий склон или подводный каньон); IV — хаотическое подошвенное налегание (крутой склон, быстрое осадконакопление); V—прилегание по восстанию (межкупольная мульда); VI— грабен. б — предполагаемое распространение песчаных фаций подводных конусов выноса в склоновых системах основных трех типов: VII — прилегание по восстанию (одновременно с ростом диапира); VIII — регрессивное прилегание; /X —прилегание по восстанию (одновременно с развитием сброса); X— налегание; XI — предполагаемые зоны развития подводных коллекторов. Наиболее качественные коллекторы, вероятно, должны быть приурочены к фациям подошвенного налегания и прилегания по восстанию (связанного со сбросообразованием), а худшие коллекторы — к фациям регрессивного прилегания.

к сигмовидным террасообразным и косослоистым сейсмофациям бокового наращивания [24]. Отражения могут быть наклонены, параллельны, расходиться и сходиться и быть слоистыми, причем угол падения их уменьшается с приближением к подошве зоны. На разрезах по простиранию эти отражения обычно образуют холмовидные и облекающие формы. Непрерывность отражений четко выражена в зонах равномерного подошвенного прилегания и является умеренной в зонах прилегания со срезом. Равномерно прилегающие отражения имеют большие амплитуды, а срезанные прилегающие отражения — от больших до средних. Расстояния между прилегающими отражениями в основном одинаковы, но сильно варьируют в зонах среза прилегающих отражений. В совокупности эти отражения образуют сейсмофациальные единицы, имеющие форму от клиновидной до линзообразной и выклинивающиеся вверх по восстанию и вниз по падению (рис. 16, а); отдельные сейсмофациальные единицы имеют форму наклонных, обычно «дополнительно» изогнутых линз или клиньев, которые сходятся и выклиниваются в направлении бассейна (прилегание в подошве) и перестают прослеживаться вверх по восстанию (прилегание в кровле) у ба-зальной поверхности шельфа (рис. 15,в,г). На разрезах по простиранию отдельные прилегающие пачки характеризуются наличием изогнутых выпуклостью вверх холмообразных отражений. Литофации, соответствующие этим отражениям, включают гемипелагические глины и каль-цилютиты, линзовидные песчаники турбидитов или калькарениты и оползневые навальные отложения. Считается, что фации прилегания накапливались за счет осадков, выпавших из мутьевых потоков на подводные конусы выноса, из оползневых навалов и гемипелагического материала, осаждавшегося на всей поверхности склона. Постоянный обильный приток осадочного материала превышал скорость прогиба-ния, что обеспечило осадконакопление по схеме регрессивного прилегания. Известковый материал обычно присутствует в отложениях склона в системах «равномерно прилегающего» типа; фации терригенных песчаников и глин типичны для сейсмофациальных единиц, характеризующихся отражениями в форме прилегания со срезом. Фации континентального склона с налеганием. Рисунки налегающих отражений соответствуют мощным пластам континентального подножия (рис. 15, д и 16, а), а также являются составной частью сложных рисунков, соответствующих чередованию схем подошвенного прилегания и налегания в отложениях склона (рис, 15, а, б). В чередованиях налегающих и прилегающих сейсмофациальных единиц отражения, образующие налегание, могут быть либо четко выраженными (рис. 15, а, 16, а), либо слабо выраженными или хаотическими (рис. 15,6, 16, а). На разрезах, ориентированных вкрест простирания пластов, эти отражения могут быть наклонными или горизонтальными и образуют налегающие, параллельно-слоистые и хаотические рисунки. На разрезах по простиранию они выглядят параллельными или облекающими и образуют параллельнослоистые или хаотические рисунки. В мощных

сейсмофациальных единицах континентального подножия непрерывность отражений выражена умеренно или сильно, а в налегающих единицах, чередующихся с прилегающими, варьирует от удовлетворительной до слабой (рис. 15, а, б и 16, а). Амплитуда изменяется от высокой до средней, за исключением хаотических отражений, а расположение отражений относительно равномерное в сейсмофациях континентального подножия и менее равномерное при налегании других типов. Совокупности таких отражений собраны в линзовидные или клинообразные комплексы, которые выклиниваются или срезаются вверх по восстанию отражениями от шельфовых пород (кровельное прилегание) и выклиниваются вниз по падению (подошвенное прилегание). На разрезах по простиранию налегающие единицы имеют форму облекания или холмов с хаотическим рисунком. Литологический состав соответствующих пород аналогичен составу отложений, относимых к «прилегающим» фациям, однако «налегающие» литофации могут быть более грубозернистыми, если эрозия (благодаря которой они формируются) распространяется на фации веерных дельт, сохранившиеся на реликтовом шельфе. Считается, что налегающие фации сформировались в условиях уменьшенного поступления осадочного материала. Вейл и др. полагают, что налегание этого типа — морское налегание — формируется в процессе подъема уровня моря, когда континентальный шельф оказывается в субаэральной зоне и осадки, приносимые реками, отлагаются непосредственно в глубоководных зонах, поступая туда по эрозионным каньонам, рассекающим кромку шельфа. Мы считаем, что источником осадочного материала служили в основном отложения шельфа, склона или конусов дельт, подвергавшиеся подводной эрозии по системе подводных каньонов. Литоральный осадочный материал частично мог попадать в каньоны, если они в своем развитии достигали береговой зоны. Налегающим единицам континентального подножия отвечают периоды геологического времени значительной продолжительности (рис. 16, а). Чередование прилегающих и налегающих отражений предполагает формирование налегания в течение относительно коротких интервалов времени, чередовавшихся с короткими эпохами быстрого локального осадконакопления по схеме прилегания. Хаотическое налегание обычно приурочено к более крутым склонам, где происходило широкое развитие подводных оползней; более выдержанные налегающие отражения соответствуют отложениям, приуроченным к менее крутым склонам или каньонам. Коллекторы подводных конусов выноса, связанные с налегающими фациями, считаются потенциально более высококачественными, чем коллекторы в системах, характеризующихся прилеганием, поскольку эрозия, поставляющая материал, с большей вероятностью может затронуть отложения грубозернистых дельтовых фаций, а напластование по схеме налегания обеспечивает образование ловушек за счет выклинивания пластов вверх по восстанию (рис. 16, б).

Смешанные фации подошвенного прилегания и налегания. Такие системы широко развиты в бассейнах Бразилии, для которых было характерно чередование двух типов осадконакопления в течение длительных периодов бокового наращивания отложений на континентальном склоне (рис. 15,а,б,е). Осадконакопление в режиме подошвенного прилегания, судя по всему, периодически прекращалось, сменяясь этапом интенсивной, возможно локальной, подводной эрозии кромок шельфа и отложений склона, поставляющей материал для накопления скло-новых фаций по схеме подошвенного налегания. Последующее возобновление осадконакопления в режиме веерных дельт вновь активизировало накопление осадков на континентальном склоне по типу подошвенного прилегания или боковое наращивание склона. Хотя по схеме подошвенного налегания накоплен значительный объем отложений склоновых фаций, «налегающие единицы» являются всего лишь составной частью сигмовидных прилегающих клиньев (рис. 15,6). Интенсивные опорные отражения прослеживаются иногда начиная с шельфа через зону шельфовой кромки и далее вниз по склоновой системе. Налегающие склоновые отражения прекращают прослеживаться вверх по восстанию на этих сильных отражениях. Считается, что это указывает на совпадение продолжительных эпох осадконакопления на склоне по схеме налегания с эпохами эрозии шельфа (рис. 15, а, б). Сейсмические отражения, получаемые от внутренних слоев чередующихся комплексов при-леганияналегания, имеют такие же характеристики, что и внутренние отражения каждой из этих систем в отдельности. Фации континентального склона с прилеганием по восстанию. Чтобы на склоне сформировались пачки пластов, которым соответствуют отражения с изогнутыми вверх концами, необходимо, чтобы скорость прогибания и темп поступления осадочного материала были относительно сбалансированными. Такие «вогнутые» формы напластования типичны для склоновых турбидитных и гемипелагических фаций в сбросовых впадинах и соляных грабенах, прогибающихся в процессе осадконакопления (рис. 15,з и 16, а). Соответствующие им отражения образуют схемы прилегания у крутых бортов впадин; наблюдаются также разнообразные картины облекания положительных элементов палеорельефа дна моря. Эти отражения горизонтальны или слабо наклонены, параллельно-слоисты, но могут образовывать хаотический или неслоистый рисунок. Иногда наблюдается очень четкая непрерывность, но в зонах хаотического или неслоистого рисунка непрерывность отражений может быть слабо выражена или вообще отсутствовать. Амплитуды велики в зонах непрерывных отражений; в пределах слоистых (по-видимому, гемипелагических) зон расположение отражений равномерное. Эти отражения образуют неодинаковые, изогнутые вверх линзовидные или клиновидные сейсмофациальные единицы, которые иногда принимают форму облекания (рис. 16, а). Состав соответствующих литофаций аналогичен составу фаций континентального склона с подошвенным прилеганием,

но может отличаться повышенным содержанием грубозернистого обломочного материала, если прилегающий палеошельф был узким и на нем имело место повторяющееся накопление веерных дельт (рис. 14,/). Литофации, которым соответствует этот тип отражений, накапливались в погружавшихся глубоководных бассейнах сбросовой и солянокуполь-ной природы. Заполнение бассейнов происходило главным образом в периоды стабильного поступления осадочного материала, но могло переходить в режим осадконакопления по схеме подошвенного налега-ния. Поскольку в таких бассейнах рельеф дна обычно довольно изрезанный, можно полагать, что более грубозернистые отложения, образующиеся за счет осадочного материала потоков, дифференцированных по плотности, будут концентрироваться в пределах палеобатиметриче-ских депрессий, положение которых не совпадает с положением современных положительных глубоководных структур (рис. 16,6). СЕЙСМОСТРАТИГРАФИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ БАССЕЙНОВ В АКВАТОРИИ БРАЗИЛИИ Синтез данных о различных дельтовых, шельфовых и склоновых осадочных системах, фациальный состав которых можно оценить по характерным рисункам сейсмических отражений, послужил основой для построения ряда моделей бразильских бассейнов (рис. 17—21). Эти модели в целом типичны для бассейнов, развивающихся в тех районах земного шара, где происходили или происходят рифтообразование (ранняя стадия) и последующее раздвигание земной коры. Модели построены главным образом по данным сейсморазведки, увязанным с имевшимися скважинными данными. Эти модели отражают в общем виде разнообразие и взаимосвязанность осадочных систем, формирующихся в тесной связи с тектонической эволюцией рифта с момента его заложения. С отдельными отклонениями каждый бассейн в течение своего пострифтового развития претерпевает стадии осадконакопления, соответствующие двум или более из этих моделей. Модели иллюстрируют богатые возможности интерпретации, основанной на синтезе данных, получаемых при бурении и в результате сейсмостратиграфиче-ского анализа. Модель бассейна на ранней стадии рифтообразования Для бассейнов, сформировавшихся на ранних стадиях рифтообразо-вания (рис. 17 и 18, а) и оставшихся достаточно изолированными от про-тоАтлантического океана, обычно характерны фации, свидетельствующие об изначально озерной обстановке, постепенно переходившей в морскую. Развивавшиеся затем условия были морскими либо с нормальной, либо с избыточной соленостью воды. Вначале в этих бассей-t нах обычно устанавливались условия острого дефицита осадочного ма-

РИС. 17. Обобщенные модели осадконакопления в рифтовом и солянокупольном бассейнах, на которых схематически показаны взаимное расположение и отображена степень непрерывности сейсмических отражений (подробнее изображены на рис. 9, 10 и 15). а — молодой рифтовый бассейн: накопление терригенных отложений. Такой бассейн характеризуется быстрым накоплением фаций веерных дельт и континентального склона в одновременно развивающихся тектонических впадинах. Для систем склона обычно характерны рисунки отражений типа регрессивного прилегания и прилегания по восстанию, отвечающие быстрому боковому наращиванию отложений и быстрому прогибанию бассейна, б — пострифтовый соленос-ный бассейн: накопление терригенного материала. Боковое наращивание веерных дельт на мощной соляной толще приводит к проявлениям солянокупольных процессов, в результате которых развиваются соляные купола и хребты, перегораживающие склон, и межкупольные мульды, к которым приурочены фации прилегания по восстанию. Фации: 1 —веерных дельт; 2 - склона с прилеганием по восстанию (реже с регрессивным прилеганием); 3 — соль; 4 — фундамент.

териала, но с развитием разломов усиливалось поступление материала с ближайших приподнятых блоков; рост сбросов обычно происходил одновременно с осадконакоплением. Тракт осадочных систем. Типичной последовательностью, или трактом, осадочных систем в направлении от источника сноса до глубоких зон бассейна является следующая: аллювиальный веер, веерная дельта, периодически затопляемый морем (трансгрессивный) шельф и системы континентального склона с чередованием схем прилегания/налегания. Элементы тектонического строения. Эти бассейны ограничены разломами и обычно имеют наклон в сторону континента. Движения по разломам происходили одновременно с осадконакоплением, но их интенсивность медленно уменьшалась. В результате избыточного давления песков дельтовых конусов на мощные отложения продельты и склонов в этих бассейнах развивались глиняные диапиры, перемещение глин продолжалось и в поздние этапы развития бассейна. Основные типы осадконакопления. С соседних приподнятых участков — источников сноса — в больших количествах поступал грубозернистый обломочный материал. Он доставлялся в бассейн непротяженными разветвленными потоками воды, пересекавшими граничные разломы и достигавшими депоцентров веерных дельт. Благодаря этому материалу веерные дельты наступали вдоль оси бассейна, причем в денудацию вовлекались все более удаленные источники сноса. Быстрое осадконакопление и прогибание (а также развитие глиняных диапиров) не способствовало накоплению значительных по объему карбонатных осадков, но все же распространение маломощных разностей биогенных шельфовых фаций по поверхности веерных дельт периодически наблюдалось вслед за сдвигом дельты или вследствие небольших изменений уровня моря эвстатической или тектонической природы. Фации континентального склона в большинствесвоем относятся к типу фаций с подошвенным прилеганием или (в случае высоких скоростей прогибания) к типу фаций с прилеганием по восстанию. Отложения подводных конусов выноса формировались из песчаного материала, поступавшего за счет оползания дистальных участков веерных дельт. Источник сноса и бассейн денудации. Осадочный материал поставлялся за счет размыва главным образом палеозойских пород и пород фундамента в местах, расположенных с материковой стороны от зоны рифта. Денудационная система имела хаотический характер и начиналась на ближайших к граничным разломам приподнятых участках. Модель соленосного пострифтового бассейна Бассейны, формировавшиеся на ранних стадиях рифтообразования gi соединявшиеся с прото-Атлантическим океаном посредством узких глубоких проливов, обычно становились ареной широкого накопле-

РИС. 18. Разрезы по региональному падению пластов через окраины трех типов бассейнов раздвижения. Показано распределение основных, осадочных систем, границы которых определены с помощью сейсмостратиграфических критериев. а - переход от зоны активного осадконакопления в рифтовом бассейне к зоне пассивного осадконакопления в океанической впадине; б — заполнение бассейна в условиях влияния солянокупольной тектоники и близко расположенного приподнятого источника сноса; в — эволюция осадконакопления в бассейне от рифтового типа до пассивного «прилегающего» и далее до смешанного типа дельтово-склонового осадконакопления. Горизонтальный масштаб не выдержан. Римскими цифрами на рисунках обозначены основные сейсмостратиграфические единицы, ограниченные региональными отражениями. .R1 - R 4 – региональные сейсмические отражения. (/ - эрозионные поверхности, установленные по данным сейсморазведки; 2 — системы типа «веерная дельта/шельф/склон»; 3 ~ системы типа «карбонатная платформа, банка, шельф/склон»; 4 — системы молодого рифтового бассейна «веерная дельта/склон»; Д — системы пассивных окраин бассейна «флювиальные отложения/веерная дельта/шельф» (могут быть далее расчленены по сейсмическим критериям); б—системы склона пассивной окраины бассейна «прилегание/налегание»; 7 — налегающие фации континентального вагона (континентального подножия); S—10— веерные дельты (8 — проксимальные песчаники/конгломерата; 9-медиальные и дистальные песчаники/глины; 10 — фундамент); //—13 — карбонаты (11 — шельфовые известняки в ассоциации с фациями веерной дельты; 12 — известняковые фации кромки шельфа; ;.?-известняки, связанные с соляными диапирами); 14—16— фации склона (14 —в основном прилегающие по восстанию песчаники, глины; 15 — в основном прилегающие/налегающие песчаники и глины, /б—соль); 17 — эрозионные поверхности, установленные сейсморазведкой; 18—30 — дельты (18 — флювиальные отложе-иия/дельтовые песчаники, алевролиты, глины; 19 — конгломераты, песчаники, глины дельтовых конусов; 20 - песчаники, глины дельтовых конусов); 21 —

известняки с тонкими прослоями глинистых пород (карбонаты шельфа); 22 - алевролиты, глины склона (в основном прилегающие), реже песчаники; 23 — заполнение подводных каньонов на склоне — песчаники, глины, известняки (с налеганием); 24 — чередование прилегания/налегания на склоне. ния солей (рис. 17, 18,6). По мере дрейфа континентов развивалась нормальная циркуляция морских вод и наступала стадия широкого накопления обломочного материала, связанная 'с периодическим воздыма-нием соседних участков — источников сноса — по ограничивающим бассейн разломам. Активизация нижележащих пластовых солей приводила к возникновению уникальной тектонической обстановки и характерного типа осадконакопления в таких бассейнах. Иногда в отсутствие притока осадочного материала на пластовые отложения солей ложились известняки, в результате чего формировались системы карбонатной платформы с характерным развитием конседиментационных сбросов со смещением по поверхностям, наклоненным в сторону бассейна. Тракт осадочных систем. Типичной последовательностью, или трактом, осадочных систем пострифтового бассейна в направлении от берега к центру бассейна является следующая: аллювиальный веер, | веерная дельта, локальная зона карбонатного шельфа и системы склона с прилеганием по восстанию. В районах, где мощность соли сокращена, на континентальном склоне доминируют нормальные системы, характеризующиеся подошвенным прилеганием и налеганием. Элементы тектонического строения. Бассейны ограничены рассекающими континентальную окраину протяженными региональными зонами разломов, разделяющих бассейн и соседние источники сноса. Происходит возобновление подвижек по разломам фундамента, заложенным на ранних рифтовых стадиях развития бассейна. Эти подвижки могут совпадать по времени с осадконакоплением, но более типичной является периодическая активизация разломов, сопровождающаяся эрозией отложений веерных дельт вдоль окраины бассейна, за которой следует отложение фаций веерных дельт на эродированную поверхность по схеме подошвенного налегания. В тектоническом развитии этих бассейнов доминирующую роль играет соляной диапиризм, когда соль под воздействием наращиваемых систем веерных дельт пластично течет в сторону бассейна, собираясь в соляные гряды, и вверх по разрезу, образуя диапиры. Изменившаяся солянокупольная обстановка не способствует формированию четко очерченных кромок карбонатного шельфа. Фации континентального склона с подошвенным прилеганием по восстанию накапливаются в прогибающихся соляных грабенах и мульдах. Основные типы осадконакопления. Приподнятые участки, располагавшиеся вдоль окраины материка, служили источником обломочного грубозернистого материала для систем веерных дельт. Периодическое сбросообразование возобновляло активность источников сноса. Веерные дельты наступали в направлении бассейна, местами распространяясь на протяженные зоны

приливно-отливных равнин, но задерживались у крупных соляных хребтов, отгораживавших дельты от бассейна. Наблюдалось периодическое трансгрессивное налегание биогенных обломочных и карбонатных шельфовых фаций на отложения веерных дельт; на положительных структурных элементах местами формировались платформенные карбонатные фации (рифы и банки). Отложения ди-стальной части веерных дельт служили источником грубозернистого материала для турбидитных потоков, формировавших фации конусов выноса с прилеганием по восстанию в прогибавшихся соляных мульдах и грабенах. При отсутствии источника обломочного материала в соде-носных бассейнах на кровлю солей ложились мощные карбонатные фации, что сопровождалось развитием локальных конседиментационных сбросов в карбонатной толще. Источник сноса и бассейн денудации. Осадочный материал поступал с приподнятых участков палеозойских пород и пород фундамента, примыкавших к граничным разломам. Денудационная система включала плохо развитый комплекс коротких разветвленных потоков. Системы веерных дельт представлены широко развитыми красноцветными фациями, накапливавшимися на поверхности конусов выноса в процессе развития бассейна. Климат в этом районе по мере увеличения размеров Атлантического океана постепенно изменялся от аридного до теплого и влажного с большим количеством дождей. Модель пострифтовой карбонатной платформы После начального рифтообразования бассейны с ограниченным поступлением осадочного материала становились ареной широкого накопления (по вертикали) платформенных карбонатных отложений (рис. 19 и 18, а). Хотя небольшое количество терригенных осадков достигало бассейна в виде веерных дельт, этот материал обычно задерживался в рифтовых впадинах, претерпевавших окончательное прогибание. Системы платформенных карбонатов характеризуются незначительным боковым наращиванием, в основном за счет гемипелагических карбонатных отложений и карбонатных турбидитов. Платформы в своем развитии смещались в сторону бассейна, формируя серию приподнятых кромок шельфа со слабо выраженным прилеганием. Считается, что эти платформы периодически подвергались эрозии по системе подводных каньонов. Во время накопления платформенных карбонатов наблюдался острый дефицит осадочного материала, за исключением местных биогенных осадков. Тракт осадочных систем. В течение этого периода в развитии бассейна наблюдалась такая последовательность обстановок осадконако-пления: веерная дельта, карбонатная платформа, кромка шельфа и системы склона, характеризующиеся подошвенным прилеганием. Системы веерных дельт развивались лишь вблизи от источника сноса, а по всей ширине платформы шло накопление карбонатных мелководных отложений. На склонах осадки накапливались в основном по схеме подошвенного прилегания, но в течение периодов предполагаемой эрозии по подводным каньонам, особенно на заключительной стадии, последовательности осадков иногда образовывали налегание.

Элементы тектонического строения. Несмотря на то что на границе бассейнов с сушей существовали протяженные разломы в фундаменте, бассейны испытывали медленное, относительно равномерное опускание, в результате чего на мелководной платформе накапливались мощные известняковые фации. Если карбонатная толща платформы подстилалась солью или подвижными глинами с аномально высокими давления-ми, могла возникнуть ее динамическая нестабильность. Образование конседиментационных сбросов, связанных с глиняными или соляными диапирами (или грядами), приводило к накоплению мощных разрезов на участках, примыкающих к конседиментационным сбросам. Напротив, подвижки по граничным разломам фундамента приводили к отложению маломощных фаций отмелей на поднятых блоках; более глубоководные фации накапливались на опущенных блоках этих разломов. Основные типы осадконакопления. В результате ограниченного привноса обломочного материала и относительно равномерного проги-бания (рис. 19) бассейн являлся ареной накопления конструктивных карбонатных фаций, тракты которых включали комплексы рифов и банок, лагун, открытого шельфа и окраины шельфа. Присутствие водорослевых фаций характерно для мелководных условий, хотя более распространенными были неритовые условия. В проксимальных зонах платформы происходило также накопление эвапоритов. Вверх по восстанию : карбонатные фации переходят в отложения веерных дельт и приливно-отливных обломочных фаций по схеме взаимного вклинивания. Вниз по падению платформенные фации постепенно переходят в крутопадающие известковые обломочные или терригенные отложения континен тального склона. Фации склона обычно характеризуются относительно равномерным прилеганием с четко выраженной непрерывностью отражений от шельфовой зоны до склона включительно. Скорости осадконакопления были, очевидно, невысокими, так как платформенные единицы, соответствующие вертикально намытым отложениям, прослеживаются на кромке шельфа и далее в зоне склона. Калькарениты, типичные для края шельфа и верхней части склона, далее в направлении бассейна плавно переходят в кальцилютиты; однако в нижней части склона местами происходило накопление калькаренитовых подводных конусов выноса. Предполагается, что периодически в отдельные эпохи кромку шельфа прорезали эрозионные подводные каньоны (рис. 19), местами простиравшиеся далее к суше в зону платформы и шельфа. К концу такой эрозионной эпохи обычно формировались мощные налегающие отложения континентального подножия, которые выклинивались далеко вверху на эродированном склоне. Продукты эрозии края карбонатного шельфа переносились в область накопления налегающих подводных конусов потоком, дифференцированным по плотности. На склоне, особенно на поверхности его верхней и средней частей, накапливались также гемипелагические карбонатные осадки. Подводные конусы налегали на склон и, по крайней мере частично, заполняли подводные каньоны. В системе каньонов осаждались, кроме того, пелагические карбонаты. Источник сноса и бассейн денудации. Источники сноса были низко расположены и мелки по размерам, либо поставляемые ими осадки в большей степени задерживались в промежуточных сбросовых впадинах. Денудация

была ограниченной, или, что также вероятно, сток был направлен в другие расположенные поблизости бассейны.

Рис 19. Обобщенная модель осадконакопления комплексов карбонатной платформы в пострифтовом бассейне. Примером служит чередование режимов осадконакопления, типичное для ранне- и среднемеловых отложений пассивных пострифтовых бассейнов. Схематически показаны положение отражений и их непрерывность (более детально конфигурацию отражений см. на рис. 9, 10 и 15). Для такого молодого пострифтового бассейна характерно формирование прилегающих шельфово-склоновых систем преобладающего карбонатного состава, а — конструктивное развитие карбонатной платформы, накопление в основном карбонатных отложений (по схеме подошвенного прилегания). Ближе к берегу наблюдается периодическое поступление терригенного материала на платформу за счет небольших систем веерных дельт, однако основные отложения шельфа/склона представлены карбонатными фациями.

б — деструктивное развитие карбонатной платформы (по схеме подошвенного налегания); происходит главным образом накопление карбонатов, каньоны могут врезаться в терригенные отложения и эродировать их. Характерно развитие рифов на кромке шельфа и боковое наращивание этой кромки посредством чередования накопления карбонатного обломочного материала на склоне по схеме прилегания с накоплением склоновых фаций по схеме'налегания за счет систем подводных каньонов. Фации: 1 — прибрежные обломочные веерных дельт; 2 — платформенные карбонатные; 3— рифовые/банок(?); 4 —заполнения подводных каньонов; 5 — склона с подошвенным прилеганием; 6 —склона с подошвенным налеганием.

Модель пассивного подошвенного прилегания Когда прогибание бассейна, рифтогенез, глиняный и соляной диапи-ризм в бассейнах раздвижения затухают, характерный рифтовый тип осадконакопления постепенно сменяется режимом, типичным для пассивных бассейнов (рис. 20 и 18, а, б). Когда прекращались подвижки по разломам фундамента, возникшим при рифтообразовании, депоцентры осадконакопления смещались в окраинные морские впадины растущего Атлантического океана. Доминирующим типом осадконакопления явилось формирование осадочных систем континентального склона по схеме подошвенного прилегания, которое прекращалось далеко в зонах глубоководной океанической коры. Такое латеральное наращивание продолжалось при относительно постоянном поступлении осадочного материала в течение длительных интервалов времени, периодически прерываемых эпохами эрозии (иногда продолжительными) кромки шельфа и склона с локальным развитием подводных каньонов. Отложения, накопленные в бассейнах такого типа, составляют значительную

РИС. 20. Обобщенная модель осадконакопления систем веерных дельт, карбонатного шельфа и склона в пассивном бассейне раздвижения. Схематически показаны расположение и непрерывность отражений (подробнее схемы отражений см. на рис. 9, 10 и 15). С этой обстановкой связано накопление значительной части осадочного заполнения подобных бассейнов. Активная деятельность веерных дельт обеспечивала поступление обломочного материала в зону шельфа, где доминировало накопление известняков; стабильное поступление обломочного и карбонатного материала в течение этого периода обеспечивало неуклонное латеральное наращивание склоновых фаций по схеме подошвенного прилегания, а — латеральное наращивание отложений типа «веерная дельта/шельф/склон»: накопление смешанных обломочных и карбонатных осадков на пассивной окраине бассейна, б — деструктивная фаза осадконакопления (по схеме подошвенного налегания): трансгрессия карбонатных фаций/эрозия шельфовых и паралических отложений по системе морских каньонов. С течением времени влияние терригенного обломочного материала обычно уменьшается и системы склона становятся все более известковыми по составу. Фации: 1—веерных дельт; 2 — карбонатного шельфа; 3—континентального склона с налеганием; 4 — континентального склона с прилеганием (турбидиты и геми-пелагические обломочные/карбонатные).

часть осадочных пород, сохранившихся вдоль побережья Бразилии, где не было широко развитой единой системы денудации. Основными источниками сноса служили приподнятые участки окраины материка. Тракт осадочных систем. Отложение больших объемов карбонатного и обломочного материала обеспечивалось следующей последовательностью систем осадконакопления: веерная дельта, карбонатный шельф, кромка шельфа и системы континентального склона. Склоновые системы характеризуются чередованием схем подошвенного прилегания и налегания. С налеганием накапливалась большая часть осадков в более древних системах, расположенных ближе к берегу, тогда как в более молодых склоновых фациях, более известковых по составу, обычно отмечается отчетливое развитие прилегания пластов (сигмовидной формы). Под такими системами склона во многих местах залегают мощные толщи континентального подножия, накопленные по схеме подошвенного налегания после длительных периодов подводной эрозии отложений более древней карбонатной платформы (см. модель пост-рифтовой карбонатной платформы). Элементы тектонического строения. В зоне выклинивания прилегающих пластов в окраинных океанических впадинах других тектонических движений, кроме регионального прогибания, почти не происходило. В местах накопления мощных толщ обломочных пород фактором, существенно дополнявшим региональное прогибание, было уплотнение осадков. Участки, служившие источником сноса, испытывали относительно стабильное воздымание. В некоторых бассейнах в зонах перехода от кромки шельфа к склону наблюдалось усиливающееся развитие консе-диментационных сбросов, по которым мощные последовательности не-доуплотненных илов сползали с крутых склонов. Основные типы осадконакопления. Системы веерных дельт периодически распространялись по карбонатному шельфу, что привело к взаимному языковидному вклиниванию грубозернистых обломочных дельтовых фаций и фаций открытого карбонатного шельфа. Переработанные дельтовые пески и алевриты переносились прибрежными течениями вдоль берега и, возможно, в сторону бассейна отливными течениями. Неактивные «лопасти» веерных дельт периодически перекрывались отложениями карбонатных морских фаций. Карбонатные фации накапливались в неритовой обстановке открытого моря и на кромке шельфа в окружении банок и рифов. Для склоновых систем на сейсмических разрезах характерно сложное сочетание картин прилегания и налегания (в основном бокового наращивания с косой слоистостью); преобладают слабо выраженные отражения, образующие рисунки подошвенного налегания (холмообразных хаотических типов), которые обычно прослеживаются вверх по склону вдоль подводных каньонов. Чередование «прилегающих» и «налегающих» фаций свидетельствует о том, что система склона формировалась за счет накопления подводных конусов выноса по схеме прилегания, которое обеспечивалось стабильным притоком терригенного и карбонатного материала. За периодами притока

осадков, по всей вероятности, следовали длительные периоды эрозии, оползнеобразования и накопления подводных конусов по схеме налега-ния (см. рис. 20). Приток обломочного материала в ходе осадконакопле-ния по этому типу медленно сокращался, и на смену ему пришло формирование на склоне все более известковых по составу пластов с преобладанием схемы подошвенного прилегания (боковое наращивание пластов сигмовидной формы, характерное для более молодых отложений). Источник сноса и бассейн денудации. Источником сноса служили береговые хребты, располагавшиеся вдоль окраины бассейна. Денудационная система была разветвленной и функционировала, вероятно, непрерывно благодаря интенсивному выпадению дождей на склонах береговых хребтов, которые окаймляли ставший к тому времени относительно обширным Атлантический океан (его южную часть). Модель позднетретичных дельт Происшедшее в конце концов объединение рек в системы, дренировавшие обширные внутренние области континента, привело к концентрации огромных объемов осадочного материала в немногих крупных дельтовых депоцентрах. Эти крупные дельты «океанического» типа отличаются от систем веерных дельт, типичных для большинства постриф-товых раздвигающихся бассейнов Бразилии. Для них характерен более высокий расход воды и значительно более низкое отношение количества перекатываемого по дну материала к количеству материала, взвешенного в воде, по сравнению с дельтами веерного типа. Для бразильских дельт характерно быстрое распространение осадков по континентальному шельфу и широкое отложение дельтовых осадков на окраине шельфа (рис. 21 и 18, в). Отсюда дельтовые осадки транспортировались в более глубоководные зоны и переоткладывались там с помощью оползней и турбидитных потоков. Это привело к накоплению мощных, как правило, «прилегающих» склоновых фаций, которые затем перекрывались наступавшей с шельфовой окраины дельтой. В местах, где недоу-плотненные илы продельты и континентального склона не выдерживали веса перекрывающих отложений, развивались обычные для дельтовых и склоновых отложений конседиментационные сбросы и глиняные диа-пиры. Считается, что преобладающее влияние на формирование дельтовых фаций Бразилии в третичное время оказывали волноприбойные или приливно-отливные процессы. Тракт осадочных систем. Для таких крупных депоцентров «океанического» типа характерны следующие осадочные системы: флювиальная, дельтовая и склоновая системы. Эти осадки продвигались, перекрывая погребенные шельфовые системы, пока не достигали кромки реликтового шельфа, откуда осадочный материал сносился непосредственно в глубокую океаническую впадину. Мелкомасштабные локальные трансгрессии моря отмечались в местах, где лопасти дельтовых конусов временно прекращали наращиваться из-за смещения русла реки.

РИС. 21. Обобщенная модель осадконакопления систем дельты/склона в третичных океанических бассейнах раздвижения. Схематически изображены положения отражений и их непрерывность (на рис. 9, 10 и 15 приведены более детальные схемы отражений). Этот режим осадконакопления связан с развитием сложной денудационной системы в бассейне раздвижения, обеспечивающей накопление мощных дельтовых и склоновых фаций. Латеральное наращивание дельтовых отложений происходило на расположенной ниже карбонатной платформе. а — наступление дельт на континентальный шельф: считается, что формирование дельтовой системы происходит при преобладании волноприбойных процессов. Дельтовый материал достигал кромки шельфа и далее переотлагался в глубоководных зонах в результате процессов, типичных для склонов. Накопление мощных крутопадающих отложений на склоне (благодаря привнесу осадочного материала дельтами на кромку шельфа) приводило к развитию конседиментационных сбросов и глиняных диапиров. б — наступление дельт на глубоководные зоны за пределы реликтового континентального шельфа: распространение осадков на отложения склона, синхронно накапливающиеся по схеме подошвенного прилегания. Дельтовые системы могут формироваться при преобладании морских или речных факторов; склоновые системы — в основном «прилегающего» типа. 1—барьерные бары/фронт берега; 2 — низы берегового фронта; 3—про дельта; 4 — карбонатная платформа; 5 — склоновые фации, образующие в основном подошвенное регрессивное прилегание в связи с продвижением дельты.

Элементы тектонического строения. На режим удаленных источников сноса, по всей вероятности; оказывали влияние позднекайнозойские тектонические движения в районе Анд. В океанических впадинах текто- ническая активность проявлялась в форме регионального прогибания, а также конседиментационных сбросов и глиняных диапиров. На состав и взаимное расположение дельтовых и склоновых фаций значительное влияние оказывали конседиментационные сбросы. Мощность пластов этих фаций резко возрастает с приближением к нарушениям. Глинистые отложения склона, смещавшиеся по этим сбросам целыми блоками, образовали в глубоководной впадине глиняные хребты, вытянутые параллельно ее окраине. Основные типы осадконакопления. Дельтовая система наступала в направлении впадины, образуя серию кулисообразных прилегающих осадочных клиньев, накапливавшихся в результате латерального перемещения депоцентров. По данным промысловой геофизики можно предположить, что дельтовые системы по своему типу относятся к системам с преимущественным влиянием волноприбойных и приливно-отливных процессов. Фациям продельты соответствуют довольно хорошо выраженные сейсмические отражения, наклоненные в сторону бассейна и образующие схему подошвенного прилегания (разновидность косос-лоистого латерального наращивания); эти отражения выделяются под относительно горизонтальными отражениями, соответствующими фациям фронта дельты (или барьерным) и фациям дельтовой равнины (см. рис. 21). В зоне шельфа темп латерального наращивания превышал скорость прогибания, но наращивание, по-видимому, замедлялось, когда дельтовая система достигала глубоководной зоны за пределами шель-фовой кромки. При развитии конседиментационных сбросов дельты оставались относительно стационарными до тех пор, пока не прекращались смещения по этим сбросам, после чего вновь наблюдалось их наступление на впадину до развития следующего конседиментационного сброса. Накопление осадков на континентальном склоне происходило перед наступающей дельтой за счет переработки отложений фронта дельты и продельты и их переноса в более глубокие зоны потоками, дифференцированными по плотности. Конседиментационное сбросо. образование и диапиризм привели к существенному изменению первоначальных седиментапионных поверхностей дельтовых и склоновых отложений. Морские условия осадконакопления местами распространялись на отложения лопастей дельт, прекративших свой рост, в результате чего отлагались морские мергели, глины и глауконитовые ' песчаники. Источник сноса и бассейн денудации. Источниками сноса служили внутренние районы континента, а денудационной системой — сложная речная сеть, обеспечивавшая сток вод с относительно высокой скоростью большую часть года. Река приносила главным образом взвердшенный в воде осадочный материал.

ВЫВОДЫ Использование данных сейсморазведки MOB в комплексе с суще-ощими методами анализа осадочных бассейнов позволяет полу чить высокоэффективную методическую основу для поисковых работ в бассейнах с ограниченным объемом бурения. Даже в бассейнах с густой сетью скважин применение методов сейсмической стратиграфии обеспечивает максимально эффективное использование скважинных данных. Результаты традиционного фациального анализа, выполненного по данным бурения, могут быть проверены и экстраполированы на весь бассейн с помощью сейсмостратиграфической основы, которую строят по опорным и регионально выдержанным сейсмическим отражениям, совпадающим с седиментационными поверхностями. Если геометрическую форму и пространственное распределение сейсмофациальных единиц, характеризующихся определенным рисунком и непрерывностью отражений, скоррелировать с результатами изучения пород по имеющимся скважинным данным, то с их помощью можно делать выводы о составе пород, заполняющих бассейн. Даже если полученные отражения невозможно привязать к скважинным данным, изучение сейсмических характеристик фации и ее расположения по отношению к другим сейсмофациям (группам отражений) поможет сделать весьма точный прогноз литофациального состава соответствующих пород и таким образом изучить распределение фаций в масштабе всего бассейна. На основе этого высокоточного прогноза благодаря стратиграфической интерпретации данных сейсморазведки может быть сделан логический переход к оценке углеводородного потенциала отложений бассейна задолго до того, как бурение скважин позволит получить информацию, достаточную для выполнения стратиграфических построений традиционными методами. Литература 1. Broussard M. L., ed. Delta models for exploration. Houston Geol. Soc., 555 p., 1975 2. Brown L. F., Jr. Geometry and distribution of fluvial and deltaic sandstones (Pennsylvanian and Permian), North-Central Texas. Gulf Coast Assoc. Geol. Socs. Trans., 19, 23—47. Reprinted as Texas Univ. Bur. Econ. Geology Geol. Circ. 694, 1969. 3. Brown L. F., Jr., Cleaves A. W., II, Erxleben A. W. Pennsylvanian deposi-tional systems in North-Central Texas, a guide for interpreting terrigenous clastic facies in a cratonic basin. Texas Univ. Bur. Econ. Geology Guidebook 14, 132 p., 1973. 4. Carlson P. R., Nelson С. Н. Sediments and sedimentary structures of the Astoria submarine canyon-fan systems, northeast Pacific. Joum. Sed. Petrology, 39, 12361282, 1969. 5. Dietz R. S. Collapsing continental rises: an actualistic concept of geosynclines and mountain buiding. Joum. Geology, 71, 314—333, 1963. 6. Emery К. 0. Continental margins of the world. In: F. M. Delaney, ed.. The geology of the East Atlantic continental margin; Pt. 1, general and economic papers. Great Britain, Inst. Geol. Sci. Rept. 70/13, 3-29, 1970. 7. Erxleben A. W. Depositional systems in Canyon Group (Pennsylvanian System),

North-Central Texas. Texas Univ. Bur. Econ. Geology Rept. Inv. 82, 76 p., 1975. 8. Fisher W. L. Fades characterization of Gulf Coast basin delta systems, with Holocene analogues. Gulf Coast Assoc. Geol. Socs. Trans., 19, 239-261, 1969. 9. Ficher W. L., AfcGowen J. H. Depositional systems in the Wilcox Group of Texas and their relationship to occurence of oil and gas. Gulf Coast Assoc. Geol. Socs. Trans., 17, 105-125, 1967. 10. Fisher W. L. et al. Delta systems in the exploration for oil and gas. Texas Univ. Bur. Econ. Geology Spec. Pub., 212 p., 1969. 11. Fisher W. L. et al. Depositional systems in the Jackson Group of Texas. Gulf Coast Assoc. Geol. Trans., 20, 234-261, 1970. 12. Fisher W. L., Brown L. F., Jr. Clastic depositional systems — a genetic approach to facies analysis; annotated outline and bibliography. Texas Univ. Bur. Econ. Geology Spec. Rept., 230 p., 1972. 13. Galloway W. E., Brown L. P., Jr. Depositional systems and shelf-slope relationships in Upper Pennsylvanian rocks, North-Central Texas. Texas Univ. Bur. Econ. Geology Rept. Inv. 75, 62 p., 1972. 14. Guevara E. H., Garcia R. Depositional systems and oil-gas reservoirs in the Queen City Formation of Texas. Gulf Coast Assoc. Geol. Socs. Trans., 22, 1-22, 1972. Reprinted as Texas Univ. Bur. Econ. Geology Geol. Cir. 72-4. 15. Klemme H. D. To find a giant, find the right basin. Oil and Gas Joum., 69, No. 10, p. 103-110, 1971. 16. LeBlanc R. J., Geometry of sandstone reservoir bodies. In: Underground waste management and environmental implications. AAPG Mem., 18, 133—190, 1972. 17. Lehner P. Salt tectonics and Pleistosene stratigraphy on continental slope of northern Gulf of Mexico. AAPG Bull., 53, 2431-2497, 1969. 18. McGowen J. H. Gum Hollow fan delta, Nueces Bay, Texas, Texas Univ. Bur. Econ. Geology Rept. Inv. 69, 91 p., 1970. 19. McMaster R. L., De Boer J., Ashraf A. Magnetic and seismic reflection studies on continental shelf of Portuguese Guinea, Guinea, and Sierra Leone, West Africa. AAPG Bull., 54, 158-167 1970. 20. Middleton G. V., Войта А. H., eds. Turbidities and deep water sedimentation. SEPM Pacific Sect,, Short Course, Anaheim, 157 p., 1973. 21. Normark W. R. Growth patterns of deep-sea fans. AAPG Bull., 54, 2170-2195, 1970. 22. Paine W. R. Stratigraphy and sedimentation of subsurface Hackberry wedge and associated beds of southwestern Louisiana. AAPG Bull., 52, 322—342, 1968. 23. Reineck H. E., Singh I. B. Depositional sedimentary environments New York, Springer-Verlag, 439 p., 1973. 24. Sangree J. B. et al. Recognition of continental-slope seismic facies, offshore , Texas—Louisiana. In: A. H. Bouma, G. T. Moore, and J. M. Coleman, eds., Beyond the shelf break. AAPG Marine Geology Comm. Short Course, 2, \ p. F1F54, 1976. |25. Sangree J. В., Widmier J. M. Interpretation of depositional facies from seismic t data (abs.). Geophysics, 40, p. 142, 1975.

26. Shelton J. W. Models of sand and sandstone deposits — A methodology for determining sand genesis and trend. Oklahoma Geol. Survey Bull., 118, 122 p., t., 1973-'. Shepard F. P., Dill R. F., Von Rad U. Physiography and sedimentary processes of LaJolla submarine fan and fan-valley, California. AAPG Bull., 53, 390-420, 1969. 28. Turner G. L. Paleozoic stratigraphy of the Fort Worth basin. Abilene and Fort Worth Geol. Socs. Joint Guidebook, 57-77, 1957. 29. Uchupi E., Emery К. 0. Structure of continental margins off Atlantic coast of United States. AAPG Bull., 51, 223-234, 1967. 30. Uchupi E., Emery К. 0. Structure of the continental margin off Gulf Coast of the United States. AAPG Bull., 52, 1162-1193, 1968. 31. Гай P. R., Sangree J. В. Time startigraphy from seismic data (abs.). AAPG Bull., 55, 367-368, 1971. 32. Vail P. R., Mitchum R. M., Jr., Thompson S., HI. Eustatic cycles based on sequences with coastal onlap (abs.). Geol. Soc. America Abs. with Programs, 6, No. 7, 993, 1974. 33. Weber К. J. Sedimentological aspects of oil fields in the Niger Delta. Geol. en Mijinbouw, 50, 559-576, 1971. 34. Wilson J. L. Carbonate facies in geologic history. New York. Springer-Verlag, 471 p., 1975.

Сейсмофации и седиментология терригенных осадков плейстоцена в северо-западной и центральной части Мексиканского залива* Ч. Дж. Стюарт и Ч. А. Каугхей

Краткое содержание. Обломочные фации осадков северной и центральной части Мексиканского залива изучены по сейсмическим данным и материалам бурения. Под поверхностью современного континентального шельфа залегают дельтовые осадки, которые на сейсмических профилях выражаются в виде дискретных интенсивных отражений. Флювиальные, продельтовые и морские осадки трансгрессивного цикла характеризуются слабыми отражающими свойствами. Вблизи современного края шельфа в результате интенсивного привноса ила и песка формируются клиновидные толщи наклонно-залегающих слоев (фации наклонных отражений). Геологическое строение континентального склона в северо-западной части Мексиканского залива сильно осложнено соляной тектоникой. Мощные осадочные толщи, сохранившиеся в промежутках между массивами, штоками и шпилевидными телами соли, характеризуются появлением на сейсморазрезах многофазных, выдержанных по площади интенсивных отражений и неравномерных, хаотических отражающих площадок. Эти толщи, сформированные вначале турбидитными течениями и отложившиеся в гемипелагической обстановке морского бассейна, в дальнейшем в виде общей массы перемещались вниз по склону, и мощность осадков, отлагавшихся на склоне, изменяется в соответствии со скоростью осадконакопления, интенсивностью развития диапиров и процессов эрозии. В пределах рассматриваемого склона в течение низкого стояния уровня моря образовалась по крайней мере одна глубокая эрозионная впадина — трог Миссисипи. Этот трог образовался за счет поступления оползневых масс и осадков, приносимых донными течениями и турбидитными потоками; как полагают, по нему транспортировались осадки от шельфа к конусу выноса Миссисипи. Отложения континентального склона далее вниз по падению переходят в осадки континентального подножия. Конус выноса Миссисипи — крупный тектонический элемент области континентального подножия в пределах Мексиканского залива — характеризуется наличием на сейсморазрезах хаотических многослойных пачек отражений, развитых на большой площади и перемежающихся с интервалами четких отражений. Некоторые из таких интенсивных отражаю-

РИС. 1. Карта района Мексиканского залива. Показаны профили и скважины, выполненные с борта специализированного судна «Elisha Kane» в рамках проекта глубоководного бурения (взято из работы [11]). Галсы от А до D выполнены судном «Elisha Kane».

РИС. 2. Карта размещения сейсмических профилей и скважин в северозападной части Мексиканского залива. Описание керна неглубоких скважин (светлые кружки) дано Каугхеем и Стюартом [7].

1 — линии сейсмических профилей; 2 — участки отбора керна из грунта в пределах континентального склона; 3 — скважины, в которых выполнен электрокаротаж,

щих горизонтов имеют форму складок или экранируются плоскостью ополза-ния. Это свидетельствует о том, что быстро отлагавшиеся слабоуплотненные илы неоднократно подвергались разрывам вследствие гравитационных процессов. Осадки континентального подножия в наиболее глубокой части залива переходят в комплексы абиссальной равнины. Недеформированные толщи осадков, представленные интервалами непрерывных интенсивных отражений, подстилающих абиссальную равнину, трансгрессивно налегают или перемежаются с близлежащими осадками континентального склона и подножия. Недеформированная слоистая толща не затронута ни процессами диапиризма, ни сбросами; эти осадки были принесены турбидитными потоками и отложились в пелагической обстановке. Проведенное изучение отложений плейстоцена показывает, что на сейсмических разрезах можно найти параметры, необходимые для воссоздания литолого-стратиграфического разреза. Аналогичная методика интерпретации позволит получить необходимые геологические сведения в других сходных бассейнах. ВВЕДЕНИЕ Особенности литолого-стратиграфического разреза северо-западной части континентального шельфа в Мексиканском заливе достаточно хорошо известны по материалам многих скважин, пробуренных здесь при поисках залежей нефти и газа. Однако вблизи окраины шельфа, на континентальном склоне и там, где глубина моря значительна, скважины расположены очень редко, и поэтому геологические особенности разреза не столь хорошо изучены. Наиболее глубокую северо-западную часть Мексиканского залива интенсивно изучали поисковые группы, представляющие производственные организации, университеты и правительственные учреждения; поэтому объем полученной геофизической информации и результаты геологической съемки (рис. 1, 2) достаточно обширны. Мы использовали эти данные в процессе регионального изучения плейстоценового разреза с целью обобщения информации о строении опорных стратиграфических подразделений четвертичного периода в пределах переходной зоны от континентального склона до абиссальных участков океанического ложа и для того, чтобы расшифровать седиментационные особенности пород плейстоцена. Сейсмофа-ции — зоны с различными сейсмическими характеристиками — были выделены на разрезах и проинтерпретированы с геологических позиций с учетом особенностей рельефа и распространения этих фаций, характера отраженных волн и данных скважин.

МЕТОДЫ ИНТЕРПРЕТАЦИИ И КОНТРОЛЯ Проведенное исследование содержит в себе несколько разделов: 1) идентификацию и картирование стратиграфических единиц четвертичного разреза в глубоководной части залива, 2) седиментологическую интерпретацию этих интервалов разреза и 3) интерпретацию истории геологического развития в плейстоцене. Каротажные и палеонтологические данные по скважинам, пробуренным на континентальном склоне в северной части залива, послужили основой для стратиграфической привязки выделяемых опорных горизонтов плейстоцена. Выделенный в подошве плейстоцена репер соответствует кровле глин Терребон, одному из наиболее широко, распространенных в пределах северо-западного шельфа маркирующему горизонту [8]. Идентифицирован также репер в середине плейстоценовой толщи, но он коррелируется только в пределах шельфа и верхних участков континентального склона. Скважины (см. рис. 1), пробуренные по Проекту глубоководного бурения (DSDP), позволили проследить горизонт, выделяемый в подошве плейстоцена в абиссальной части залива. Отложения голоцена в большинстве районов залива либо отсутствуют, либо характеризуются малой мощностью и в данной работе не обособлены от осадков плейстоцена. Выбранные реперы были выделены на сейсмических разрезах и прослежены по профилям, изображенным на рис. 2. Методы корреляции и интерпретации отдельных пачек разреза рассмотрены в этой книге Вейлом и др. Сейсмические комплексы выделялись в рамках регионально развитых коррелируемых отражающих горизонтов либо групп горизонтов и поверхностей несогласия. Для целей проводимого исследования ввиду сложности тектоники континентального склона северозападной части Мексиканского залива и незначительного числа поверхностей несогласия потребовалось несколько видоизменить методику выделения сейсмических комплексов. Отражения на сейсмических профилях прослеживались до тех пор, пока они не прерывались какимнибудь сбросом или диапиром. Сопоставление прослеживаемых горизонтов через зону нарушения корреляции проводилось путем сравнения отрезков профиля по обеим сторонам диапира или сброса и опознавания однократных отражений. В большинстве случаев такой метод оказывался эффективным, и можно было проверить корреляцию с помощью анализа материала по секущим профилям, на которых разломы и диапиры не установлены. В абиссальной зоне залива отражающие горизонты прослеживаются на значительном расстоянии непрерывно, обеспечивая тем самым надежную корреляцию [26]. Сейсмические фации выделялись на основе следующих параметров: 1) непрерывность отражений, т. е. выдержанность отражающего горизонта по площади; 2) амплитуда отраженной волны; 3) особенности взаимного расположения и поведения отдельных фаз отражений и 4) общая форма осей синфазности отраженных волн — плоские, изогнутые в складки, прерывистые и т. д. Геологическая сущность сейсмофаций в некоторых районах выяснилась непосредственно по данным пробуренных скважин. К числу таких данных относились каротажные материалы, палеонтологические определения окаменелостей по отложениям севepo-западной части залива и по опубликованным данным для других районов. Косвенные доказательства

поступали в результате бурения на логичные фации в других районах либо на вышележащие в стратегическом разрезе комплексы. Наиболее ценной геологической информацией явились материалы по скважинам, пробуренным фирмами «Экссон», «Шелл» и «Сьюпириор» (обобщены в работах [7, 16, 20, 22, 28]), и по скважинам DSDP [29]. Однако многие из этих скважин не вскрыли полностью разрез четвертичных отложений; таким образом, контроль сейсмических построений бурением остается неполным. В данной работе использована сейсмическая информация по густой сети профилей, отработанных в пределах всей территории залива одноканальной станцией с искровым источником, по четырем региональным профилям в пределах континентального склона в северной части залива с шестикратным перекрытием и по сети профилей в средней и верхней части склона с 24кратным перекрытием (см. рис. 1, 2). Профили с искровым источником отработаны в 1969 г. при помощи навигационного судна ВМС США «Elisha Kane». Профили с многократным перекрытием отработаны в течение 1967— 1973 гг. Интервальные скорости рассчитаны по годографам общей глубинной точки (ОГТ) на нескольких участках в северо-западной части залива; на основе этих расчетов на территории Мексиканского залива средняя скорость для плейстоцена принята 2,30 км/с. Эта величина использована для определения мощности интервала и глубины залегания, рассчитываемых по времени пробега отраженных волн. Интервал времени, соответствующий расстоянию от морского дна до подошвы плейстоцена, фиксировался в отдельных точках сети сейсмических профилей, затем с помощью значения скорости для плейстоцена, равной 2,30 км/с, его пересчитывали в глубины. На полученную карту равных мощностей (изопахит) плейстоцена (рис. 3) наносились материалы по стратиграфии, полученные по скважинам DSDP и поисковым скважинам. Для упрощения при вычерчивании карты локальное влияние диапиров не учитывалось. Однако и соляные диапиры, и консе-диментационные сбросы в значительной степени влияют на распределение мощности отложений, и их необходимо принимать во внимание при построении детальных карт.

РИС. 3. Карта равных мощностей пород плейстоцена. Мексиканский залив. Составлена на основе карты времен пробега сейсмических волн [7, рис. 8]; при пересчете в мощность скорость принималась равной 2300 м/с. ОСОБЕННОСТИ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ В результате геолого-геофизических исследований установлено, что Мексиканский залив представляет собой довольно древний океанический бассейн, который в тектоническом отношении оставался стабильным, за исключением регионального погружения начиная с конца палеозоя либо с раннего мезозоя [1, 15]. В пределах залива развита земная кора океанического типа; на ней залегает мощный чехол кайнозойских осадков, мощность которых варьирует от 5000 м в центре бассейна до свыше 18000 м вдоль его северозападной окраины [2, рис. 4; 3, рис. 1 и с. 485]. В процессе осадконакопления частично была заполнена исходная впадина залива, после чего она приобрела свои теперешние очертания. Крупные геоморфологические элементы западной части залива (рис. 4) образовались в результате взаимодействия процессов седиментации и соляной тектоники. Мелководные морские карбонатные породы развиты преимущественно в пределах стабильных платформ Флориды и Юкатана и образуют восточную и юго-восточную окраины бассейна. На территории полуостровов Флорида и Юкатан и в сопредельных участках континентального шельфа развита толща известняков, доломитов и ангидритов мела и палеогена мощностью свыше 3000 м [17, 27, с. 588—594]. Рифогенные карбонатные породы неогена и кластические образования прибрежья мощностью менее 300 м развиты по периферии выходов более древних пород. Нижнемеловые породы карбонатного шельфа отделяют заполненные осадками эпиконтинентальные бассейны прибрежной равнины Мексики и США от «океанического бассейна» залива. Западная часть Мексиканского залива представляет собой провинцию

распространения кластических терригенных осадков, окруженную континентальными массами, которые служат источником обильного

РИС. 4. Геоморфологические провинции Мексиканского залива. Линии с цифрами соответствуют нумерации сейсмических профилей. Взято из работы Каугхея и Стюарта [7, рис. I], опубликовано с разрешения фирмы «Галф паблишинг».

РИС. 5. Схематический профиль регрессивно прилегающих клиновидных толщ плиоцен-плейстоценовых осадков с переходом песка в ил. Построен по данным сейсморазведки и бурения.

сноса осадков. Позднемеловые (ларамийская фаза) тектонические нарушения обусловили привнес обломочного материала, который транспортировался в сторону бассейна по зарождающейся денудационной системе Миссисипи и РиоГранде и более мелким речным потокам, проходящим по обрамлению северозападной части залива. Центральные участки накопления (депоцентры) дельтовых масс смещались и выдвигались в сторону бассейна, минуя барьер меловых рифов, на протяжении третичного и плейстоценового времени. Платформы Флориды и Юкатана оставались стабильными. Здесь продолжалось наращивание карбонатного разреза, в то время как область накопления кластического материала постепенно продвигалась за пределы северо-западного шельфа в сторону бассейна. Плейстоценовые отложения относятся к конечному этапу наращивания края шельфа в северо-западной части залива. Здесь выделяются две линзовидные, регрессивно прилегающие толщи осадков, сохранившиеся от размыва в разрезе плейстоцена [б]. Каждая из них сложена маломощной пачкой песчанистых осадков вдоль внутренней части шельфа и расширяющимся в сторону бассейна мощным комплексом отложений с повышенным содержанием илов, подстилающим внешний шельф. Взаимосвязь между этими двумя пачками плейстоцена, нижележащими отложениями плиоцена и крупными соляными структурами показана на рис. 5, который представляет собой схематический геологический профиль, протягивающийся от побережья шт. Луизиана на юг до абиссальной равнины Мексиканского залива. Распределение песков и фациальных комплексов разреза плейстоцена показано на рис. 6. Обширные территории побережья Техаса и Луизианы в периоды низкого положения уровня моря, связанного с плейстоценовой эпохой оледенения, подвергались эрозии. По речным руслам обломочный материал транспортировался через приподнятую внутреннюю часть шельфа к ряду отдельных дельтовых лопастей, расположенных в районе современной внешней части шельфа (рис. 5 и 6). Накопление мощных парали-ческих комплексов осадков, отложившихся за короткий отрезок времени в процессе формирования выдвигающейся дельты, обусловило наращивание в сторону бассейна зоны шельфа. По внешнему краю зоны шельфа отлагающиеся осадки оказывали все большее давление на мобильный субстрат из неуплотнившихся илов и соли, в результате чего здесь образовалась система конседимента-ционных сбросов [б]. Под воздействием дельтовых масс осадков соль выдавливалась в холмовидные вздутия по близлежащему краю континентального склона. Мульды между соляными куполами заполнялись пелагическими осадками, а от дельтовых толщ отделялись и перемещались в них оползневые массы обломочного материала. Заполнение углублений в верхней части континентального склона привело к дальнейшему смещению соли и образованию близлежащих соляных массивов. Эти растущие структуры препятствовали поступлению детрита обратно в углубления на склоне. Своей кульминации раз-

РИС. 6. Карта равной мощности песчаников плейстоцена с месторождениями нефти и газа и фациями осадков на основе работы [6] (опубликовано с разрешения «Oil and Gas Journal»). 1—границы фациальных зон; 2 - скважины, давшие нефть; 3 — скважины, давшие газ.

витие соляных массивов достигло при образовании соляной стены — уступа Сигсби. Подъемы уровня моря, совпадающие с отрезками времени между периодами оледенения, обусловили захоронение лопастей дельты на внешней части шельфа. В период стабилизации морского бассейна при высоком уровне моря область осадконакопления сконцентрировалась на внешней части современной прибрежной равнины. Прекратилось накопление осадков на краю шельфа, а их переотложение в углублениях континентального склона продолжалось, повидимому, более медленными темпами. СЕЙСМИЧЕСКИЕ ФАЦИИ Классификация Плейстоценовые сейсмофации на территории Мексиканского залива почти повсеместно характеризуются наличием на сейсморазрезах параллельных друг другу пачек отражающих горизонтов, зон нечетких отражений либо потери корреляции и неравномерных, хаотически расположенных отражающих площадок. В дальнейшем типы отражений подразделялись соответственно изменениям в горизонтальной плоскости таких параметров, как интенсивность, непрерывность, взаимное расположение с вышележащими и нижележащими слоями и общая внешняя форма (т. е. плоские, неравномерные, многослойные, волнистые или прерывистые). Классификация фаций носит в основном описательный характер, поскольку учитывает изменения отражающего горизонта, но частично является и генетической, поскольку фации сгруппированы на основе предполагаемого генезиса первичных седиментационных фаций и затем их вторичного преобразования (например, типы отражений, связанные с массами обрушения, соскальзывания, смятия в складки и нарушенные сбросами). В большинстве случаев роль вторичных преобразований достаточно прямо отражена в виде отдельных характерных элементов на сейсмических профилях. Описательная часть классификации аналогична приводимой в работе Сангри и др. [20]. В табл. 1 обобщены все характеристики, свойственные плейстоценовым сейсмофациям, указаны границы их распространения и генезис. Интенсивность отражений оценивалась качественно по их визуальной четкости. Для сильно отражающих горизонтов характерно появление четких осей синфазности на сейсмопрофилях, свидетельствующих о наличии значительного перепада акустической жесткости между слоями. Для немаркирующих отражающих горизонтов характерна нечетная запись, указывающая на слабые контрасты акустической жесткости. Интенсивность отражения (амплитуду) можно также замерить и получить количественную оценку. В работах [13, 14, 18, 21] рассмотрены аналитические методы и геологические аспекты детального анализа формы волны.

Первичные седиментационные пачки Фации сильно отражающих горизонтов Параллельно-слоистые отражения. Фации типа сильно отражающих горизонтов в пределах Мексиканского залива встречаются в условиях от дельтово-морских до абиссальных. Отражающие горизонты в отложениях шельфовой платформы представлены в основном параллельно-слоистым типом отражений, изменяющихся по интенсивности и выдержанности в пределах площади (рис. 7) в противоположность более однородным и непрерывным отражающим горизонтам, находящимся в зоне континентального склона и абиссальной равнины (рис. 8, 9). Судя по описаниям керна, отобранного в скважинах в верхней части континентального склона (например, см. обзор в работе [7]), верхнеплейстоценовые отложения представлены глинами и алевритами с незначительными прослоями песка. Пески и алевриты, по-видимому, принесены турбидитными потоками из области шельфа; глинистые илы являются гемипелагическими. Поисковые скважины, пробуренные на шельфе [б], позволили установить, что шелъфовые отложения представлены переслаиванием песков, алевритов и глин дельтового происхождения. Особенно неравномерно развиты пески, хотя число прослоев достаточно большое. Таким образом, видимые различия в форме записи на сейсмограммах отложений шельфа и континентального склона, вероятнее всего, объясняются невыдержанностью по площади и сложным характером напластования толщи из переслаивающихся песков, алевритов и глин в шельфовых комплексах и наличием выдержанных по латерали слоев ила и редко встречающихся мелкозернистых песчаников в области континентального склона. Фация наклонно отражающих горизонтов. В некоторых районах слоистые пачки интенсивных отражений ориентированы под углом к обычным плоскостям напластования, и Сангри и др. [20] назвали их «сигмовиднотеррасными» и «косовыдвигающимися» сейсмофациями. Оба вида имеют характерную форму буквы «S», но вверх по восстанию косовыдвигающиеся фации оканчиваются выполаживанием осей. В нашем исследовании эти различия замечены не были, а для обозначения таких фаций используется термин «наклонно отражающие». Фации наклонно отражающих горизонтов в плейстоценовых отложениях встречены вблизи окраины шельфа и в верхней части континентального склона в западной части шт. Луизиана, в шт. Техас и на северо-востоке Мексики. Характерные примеры сейсмофаций данного типа обнаружены у побережья Южного Техаса (рис. 8, а) и приурочены, очевидно, к отложениям поздневисконсинского возраста [16, рис. 39]. Наклонно отражающие горизонты окраины шельфа вверх по восстанию переходят в почти горизонтально залегающие слои, а вниз по региональному наклону сменяются пластами, слабо погружающимися в сторону бассейна.

РИС. 7. Сейсморазведочный профиль, пересекающий предтимбальеровую долину руслового выполнения (шельф в центральной части шт. Луизиана, США). Данные получены при 24-кратном перекрытии. Местоположение профиля указано на рис. 12, б.

РИС. 8. Сейсмофация наклонных отражений, а — западная часть Мексиканского залива, маршрут «Kane» B7; б — верхняя часть континентального склона бассейна у берегов центральной части шт. Луизиана. Появление аномально наклонных отражающих площадок обусловлено, по-видимому, наличием разлома. Данные получены при 24-кратном перекрытии.

РИС. 9. Сейсмический профиль, пересекающий район холмов Сигсби. Интенсивная полоса на отметке 6,0 с не является акустической границей, а связана с технической помехой. Многократные волны в верхней части (выше дна моря) также связаны с техническими помехами при регистрации, и их не следует принимать во внимание. Стратиграфическая привязка проведена по ближайшим скважинам, пробуренным по проекту DSDP. Маршрут «Kane» D6.

_____________________________________________________________________________________

Дистальные участки, помимо этого, в различной степени затронуты процессами внедрения соли и гравитационного оползания. Наклонно отражающие горизонты окраины шельфа падают под углом максимум 2-4° и развиты в пределах зоны шириной около 8 км. Они представлены главным образом илами, но содержат также маломощные прослои мелкозернистого песка [16, с. 2469-2470; 28, с. С-13]. Наклонно отражающие горизонты встречаются также по окраинам некоторых бассейнов континентального склона. Так, например, на рис. 8,6 показана клиновидная толща регрессивного цикла к югу от сброса, связанного с диапиром. Дистальная часть этого интервала трансгрессивно налегает на расположенное ниже по региональному наклону крыло бассейна. Истинные углы падения этих слоев составляют 2-3°. Значение слоистых толщ наклонно отражающих горизонтов заключается в том, что они служат доказательством быстрого осадконакопле-ния при относительно резком

изменении наклона ложа. Область латерального распространения зон наклонных отражений зависит от природы границы склона, т. е. от того, является ли она региональной шарнирной линией окраины шельфа или только обрамлением локальной впадины в рельефе дна. Само по себе наличие слоистой толщи наклонных отражений не свидетельствует об обстановке седиментации на окраине шельфа, даже несмотря на то, что лучше всего она может быть развита именно в этих условиях. Несогласное облекание. Угловое несогласие горизонтов, перекрывающих диапировые структуры, хаотические сейсмопачки и другие нарушения спокойного рельефа отражающих границ часто развиты в северозападной части континентального склона и в приподнятых участках залива. Во всех этих случаях небольшая зона дифрагированных волн, как правило, отделяет параллельнослоистый комплекс от находящейся под ним деформированной или опрокинутой пачки. Наиболее простая форма облекания встречается там, где вышележащие слои отличаются выдержанностью по площади и одинаковой мощностью, залегая на неровном рельефе нижележащих осадков [20, рис. 7]. В других случаях под более выдержанными по площади горизонтами толщи облекания могут располагаться комплексы заполнения впадины (где слои трансгрессивно налегают на окраины бассейна). Эффект облекания связан с областями регионального накопления ге-мипелагических или пелагических осадков поверх ранее существовавшего рельефа. Гемипелагические отложения состоят из частиц терригенного материала, которые осаждались из приповерхностных мутных слоев воды, как, например, вблизи устьев рек. Другие пелагические отложения (красные глины, глубоководные илы) представлены в основном остатками планктона и атмосферной пылью. Пелагические толщи обычно накапливаются медленно, однако более интенсивное отложение осадков может отмечаться в зонах действия турбулентных вод вблизи дельтовых рукавов. Фации слабых отражений Сейсмические фации, характеризуемые слабыми внутренними отражениями (либо отсутствием отражений) при параллельных плоских границах, развиты в некоторых комплексах шельфа, в верхней части континентального склона и абиссальной равнины. Наибольшей мощности фации слабых отражений достигают на шельфовой платформе (см. рис. 7), а наименьшей, но наиболее выдержанной по площади — в области абиссальной равнины (рис. 9). Они связаны (или являются их составной частью) с фациями наклонно отражающих горизонтов края шельфа (рис. 8, а), толщ облекания и толщ заполнения междиапировых мульд (рис. 8,6) в провинции Мексиканских хребтов (рис. 10, а) и Миссисипском троге (рис. 11). Фации слабых отражений на шельфовой платформе не отличаются резко от комплексов сильных отражений (рис. 7); распределение довольно пестрое, причем на отдельных участках наблюдается заметное взаимное вклинивание. Это контрастирует с наличием четкой границы между фациями слабых отражений и вышележащими фациями сильных отражений в абиссальной части залива (рис. 9). Различие обусловлено

РИС. 10. а — сейсморазведочный профиль, пересекающий провинцию Мексиканских хребтов. Плиоцен-плейстоценовые отложения выполняют троги и трансгрессивно налегают на склоны хребтов. Дислоцированные отложения имеют миоценовый возраст. Зоны потери корреляции могут быть связаны либо с крутым падением горизонтов, либо с разрывами в толще осадков. Дислокации служат примером проявления очень крупного оползня. Маршрут «Капе» В 13. б—зона обрушения осадков в нижней части континентального -уклона у берегов Южного Техаса. Маршрут «Капе» D1.

РИС. 11. Сейсморазведочный профиль, пересекающий трог Миссисипи. В центральной части трога развиты заполненные илами эрозионные русла меньшего размера. 24-кратное перекрытие. латеральной выдержанностью слоев и резкостью изменения таких параметров глубоководных зон, как литологический состав и степень уплотненности осадков. Судя по скважинным данным (например, рис. 12), по крайней мере отдельные интервалы слабых отражений на шельфовой платформе представлены массивными глинистыми толщами, лишенными значительных по мощности прослоев песчаника или каких-либо других слоев с иными акустическими свойствами. Скважины на рис. 12 расположены вблизи сейсморазведочного профиля рис. 7, и на обоих рисунках показано одно и то же заполненное эрозионное русло. При прослеживании по площади данного интервала разреза было установлено, что это русло врезано в отложения песчано-глинистого комплекса (фация сильных отражений). За пределами этого русла над интервалом с повышенным содержанием песка залегает глинистый комплекс, который коррелируется с интервалом слабых отражений. Песчаник также перекрывает мощный глинистый слой, расположенный немного ниже отрезков каротажных диаграмм, изображенных на рис. 12, и сопоставляется с интервалом слабых отражений на рассматриваемом профиле. Данные песчаники и глины представляют собой плейстоценовые дельтовые осадки, поэтому общий характер сейсмической записи отражает резкие литологические изменения, свойственные палеодельте Миссисипи. Сейсмофации слабых отражений могут быть связаны и с массивными песчаными образованиями типа тех, которые свойственны речным комплексам. Внутри этой толщи акустическая жесткость изменяется слабо (по сравнению, например, с контактами в песчано-глинистой толще другой осадочной фации); таким образом, сильных отражений не возникает. Фации слабых отражений на абиссальной равнине подтверждены отбором керна в ряде скважин, пробуренных по DSDP. Так, на участке 3 (рис. 1) были вскрыты пелагические отложения плиоцена, обогащенные планктоном. Перекрывающий их комплекс плейстоцена представлен в основном турбидитами и относится к фациям сильных отражений. Следовательно, общий характер сейсмической записи отражает изменения скорости осадконакопления и механизма седиментации.

Вторичные изменения осадков Сейсмофации, связанные с осадками, претерпевшими постседиментационные перемещения, отличаются весьма широким спектром волновых картин. Эти картины мы рассмотрим с точки зрения обусловившей их природы и в порядке усиления влияния вторичных изменений на первоначальную толщу; соответствующие сейсмические характеристики обобщены в табл. 1. Оползание Некоторые фации интенсивных отражений верхней части континентального склона отличаются различной степенью волнистости (рис. 8, я). Соскальзывание вниз по склону по плоскостям напластования или едва заметное перемещение вкрест простирания плоскостей скольжения масс осадков, вероятно, и образует эту волнистость. Некоторые зоны оползней, повидимому, представляют собой начальное обрушение осадков под воздействием слабых сдвиговых напряжений. Вероятно, такие отложения испытывают пластические деформации, а не остаются в виде единого нарушенного блока. Инженерными работами по изучению отложений шельфа [19, 25] установлено, что оползание и другие формы пластической деформации обусловлены напряжением, возникающим в основном под действием силы тяжести. Их проявление, по-видимому, сопровождалось влиянием штормовых волн, давлением поровых флюидов и ростом соляных диапиров. Обрушение В зоне континентального склона и конуса выноса подножия блоки осадков перекатываются по изогнутым поверхностям скольжения (рис. 10, б). Образующиеся при этом структуры осадков отличаются от деформаций, обусловленных оползанием, так как здесь образуются малозаметные плоскости скольжения и отложения обычно не перемяты, за исключением «краешка» оползня. Конседиментационные сбросы проявляются на сейсмических разрезах в виде деформации отражений и могут быть также связаны с крупномасштабными обрушениями, протекавшими одновременно с -быстрым накоплением дельтовых осадков. В некоторых районах близко расположенные друг от друга блоки обрушения с небольшой вертикальной амплитудой смещения на сейсмических временных разрезах характеризуются осями синфазности в форме волны или мегаряби (рис. 13). Их бывает трудно отличить от крупных первичных осадочных структур либо от складок и оползания последующего формирования.

РИС.12, а — электрокаротажные диаграммы (KCvi СП) для района предтимбалье-ровой русловой долины, показанной на рис. б; скважина «А» находится вне зоны русла, б — карта изопахит (в метрах) толщи осадков, выполняющих пред-тимбальеровую долину, изображенную на рис. 7; составлена по сейсмическим данным. Сечение изопахит 150 м. Для построения карты взят коэффициент пересчета времен в глубины, равный 2010 м/с. Показаны также границы русла Тимбальер. Местоположение скважин «А» и «В» показано на карте б. На врезке 200 м — глубина моря. Сползание Оползневые пластины, развитые в большом объеме на континен-I тальном склоне, подстилаются илистыми терригенными осадками (рис. »14 и 8) и залегают, подобно делювию, в подошве карбонатного склона Кампече. Эти пачки образуют нерегулярные зоны отражений, характеризуемые хаотическим распределением обрывков осей синфазности на сейсмограммах и часто отсутствием когерентных отражений. Верхняя • граница этих пачек бугристая, а нижний контакт, как правило, плоский и резкий. Вдоль бугристой верхней поверхности концентрируется небольшая зона дифрагированных волн, но последние характерны в целом и для всей пачки. Хаотические пачки образуют нерегулярные слои, перемежающиеся с пачками интенсивных отражений в междиапировых мульдах на склоне (рис. 8, 14—17) и с протяженными пачками в комплексах конуса материкового подножия (особенно такими, как в конусе выноса Миссисипи,— рис. 18). В области ступени Сигсби (рис. 19) широко развиты хаотические слои, но в противоположность большинству областей склонов они характеризуются плоской, сглаженной поверхностью. Хаотические сейсмические пачки привязаны к разрезам скважин, пробуренных по DSDP, и

РИС. 13. Зона псевдомегаряби (обозначена стрелкой), обусловленная наличием расположенных близко друг к Другу участков обрушения по сбросам. Плоскости сместителей сбросов выполаживаются с глубиной, пересекают отложения плейстоцена и достигают миоцена (согласно сопоставлению с материалами по скважине DSDP 90). Указанные особенности сейсмической записи скорее всего свидетельствуют о наличии участка обрушения по сбросам, а не о седимента-ционной природе мегаряби. Многократные волны в верхней части профиля обусловлены особенностями регистрации. Маршрут «Kane» B11. других скважин в пределах толщи Сигсби (DSDP, участок 1) и верхней части северо-западной полосы континентального склона (см., например, [28, с. С6 — С13 и [20], с F41 — F52]). Они в основном представлены песчаниками в верхней части склона и, вероятно, илами в нижней его части. Линзовидные, хаотические (оползневые) осадки во многих малых бассейнах северо-западной части континентального склона, очевидно, образовались в результате вертикальных подвижек соли и обрушения у края шельфа. По мере воздымания осадков либо при каких-то других процессах отложения достигали той точки, где силы гравитации уже превышали напряжение сдвига; затем происходило обрушение и соскальзывание осадочных масс вниз по склону. Бугристая форма поверхности этих отложений обусловлена быстрым накоплением обломочного материала. Обширные хаотически залегающие пачки отложений в средней части конуса выноса Миссисипи (рис. 18,6; [23]) могли образовать ся из-за достижения осадками критического угла наклона благодаря только лишь высокой скорости осадконакопления в осевой части конуса выноса, поскольку в этой зоне соляных структур не установлено. Более гладкие границы хаотических пачек в пределах ступени Сигсби и удаленных участков конуса Миссисипи могут быть обусловлены наступле нием моря. Поскольку в менее вязком потоке обломков с большим количеством воды скольжение должно продолжаться дольше, чем в случае более вязкого скольжения при ограниченном притоке, в результате должен формироваться значительный по площади слой со сглаженными границами. Следовательно, нерегулярные хаотические пачки образовались, вероятно, из менее текучих масс сцепленных блоков осадков и ила. Структурные видоизменения и эрозия Помимо уже рассмотренных перемещений масс осадков под действием силы тяжести на степень сохранности условий залегания осадка и соответствующих

им рисунков осей синфазности влияют тектонические и эрозионные процессы. Во многих районах зоны Мексиканского залива на толщу осадков воздействуют диапиры, разломы, связанные с их ростом, и развитие широких эрозионных русел. Соляные диапиры являются единственной, наиболее существенной причиной постседимен-тационных деформаций на северо-западе залива, обусловливающей изгиб, разрыв, смещение, по-видимому, уплотнение вышележащих осадков и частично формирование новых осадочных пачек за счет обрушения и оползанйя. Непрерывные отражения обычно воздымаются вблизи диапиров или срезаются ими. Мощность отдельных интервалов уменьшается к диапирам (сходящаяся слоистость) из-за развития налегания и эрозии в связи с конседиментационным ростом диапиров либо вследствие усиливающегося уплотнения илов по мере приближения к диапирам. Уплотнение отмечается только в том случае, если из осадка высвобождается избыточное количество поровой воды. Разломы либо маломощные, относительно проницаемые слои (алевриты и пески) могут служить путями разгрузки поровых вод. Там, где отложившиеся осадки приподнялись и затем подверглись эрозии придонными течениями, волнами и процессом общего перемещения масс, образуются поверхности несогласия. На сейсмических профилях они выделяются по несогласованности в залегании отражающих горизонтов и наличию дифрагированных волн. Появление зон дифракции, соответствующих поверхности несогласия, обусловлено неровностями самой поверхности либо окраинными частями слоев в нижележащем комплексе. Некоторые отражающие горизонты разобщены отчетливо заметными сбросами растяжения выше соляных диапиров; другие пачки отражающих горизонтов заметно увеличиваются в мощности там, где их пересекают крупные конседиментационные сбросы. Большинство последних приурочены только к внешнему краю шельфа и самой верхней кромке континентального склона. На шельфовой платформе и континентальном склоне развиты глубоко врезанные русла. Русло Тимбальер, которое пересекает платоводные зоны прибрежья Луизианы, южной части Тимбальера и Гранд-Айл, и протяженный трог Миссисипи, расположенный к югу от него, являются примерами эрозионных русел. Одним из основных признаков русел является срезание ранее отложившихся пластов; кроме того, форма русел контролирует зону распространения толщи руслового заполнения. Изображенные на рис. 7 отражения от толщи руслового выполнения изменяются от слабых до хаотических, и они резко отличаются от более устойчивой слоистости предрусловых отложений. Такие вторичные процессы, как формирование в самих пластах биогенного газа, разломов, обрушений и оползней, в большей мере влияли на осадки руслового выполнения, чем на вмещающие их толщи, обусловливая тем самым дальнейшее усложнение рельефа отражений русловых осадков на временных сейсмических разрезах.

РИС. 14. Хаотические сейсмофации континентального склона, западная часть шт. Луизиана, США. а — хаотические фации, обусловленные деформацией осадков (отложения участков обрушения и оползней) в совокупности с развитием диапира (слева); маршрут «Kane» B3. б — хаотические фации, развитые в центральной части континентального склона бассейна в междиапировой зоне; очевидно, привнесены сюда из области сноса, расположенной за пределами плоскости профиля. На рассматриваемых участках профиля скважин не имеется. Маршрут «Kane» B2.

РИС. 15. Пример строения толщи осадков в зоне соляных диапиров. Толща осадков А относительно слабо затронута влиянием диапира вплоть до накопления верхней пачки В. Поверх диапиров развиты несогласия. 24-кратное перекрытие.

РИС. 16. Пример строения осадочных отложений в зоне соляных диапиров. Периодические диапировые подвижки, эрозия и седиментация в средней части континентального склона Луизианы. А, В, Си D — толщи осадков, рассматриваемые в тексте. Профиль отработан с 24-кратным перекрытием.

РИС. 17. Пример строения толщи осадков в зоне соляных диапиров. Седиментацией не компенсируется рост диапиров. А и В — обозначение толщ осадков, рассматриваемых в тексте. Маршрут «Kane» B5. ОСАДОЧНЫЕ СИСТЕМЫ На сейсмических профилях информация подается в двухмерной форме, благодаря чему обеспечивается почти непрерывное освещение строе-я разреза между имеющимися скважинами. Закономерности и характер фациальных изменений можно изучить путем комплексного анализа лических параметров, соответствующих специфическим литологическим типам пород. Поэтому историю геологического развития опреде ленного стратиграфического комплекса удается восстановить с минимальным количеством геологических данных. Важную и разнообразную роль играют экономические факторы. Например, можно исследовать латеральные изменения известных коллекторов нефти и газа, обеспечив тем самым более достоверные сведения для этапа разработки. При проведении поисковых работ область развития фаций потенциального коллектора и генерирующей толщи можно выявить задолго до начала глубокого бурения; благодаря этому на открытие месторождения затрачивается минимальный объем бурения. Кроме того, можно проводить исследования, направленные на изучение стратиграфии и истории осадконакопления регионально развитых фациальных зон.

РИС. 19. Хаотические и интенсивно отражающие сейсмофации в пределах клина Сигсби. Маршрут «Kane» C22.

Флювиально-дельтовые системы шельфовой платформы Плейстоценовые отложения, образующие подошву континентального шельфа, представлены в основном флювиальными осадками во внутренней и средней его части и толщами дельт и окраинной части дельт по периферии шельфа (см. рис. 5, 6). В периоды низкого положения уровня моря, когда дельты развивались в окраинной части шельфа, в толщу флювиальнодельтовых отложений врезались глубокие борозды (рис. 12). Для флювиально-дельтовых отложений характерны нечеткие формы сейсмической записи ввиду отсутствия однородности осадочных фаций (мигрирующие лопасти дельт образуют не выдержанные по площади фациальные комплексы, отличающиеся залеганием слоев «внахлест»). Осадочным фациям дельтовой равнины и фронтальной части дельты (рис. 7), которые представлены переслаиванием песчаников и глин, соответствуют прерывистые сейсмофации сильных отражений. Линзовид-ность песчаников и наличие системы русел может привести к появлению дифрагированных волн от краев такого слоя, в результате чего фации дельтовой равнины имеют более беспорядочный вид, чем фации фронтальной части дельты. Массивные пачки песчаников и глин соответственно флювиальных и продельтовых фаций выделяются как области слабых отражений ввиду отсутствия поверхностей раздела с достаточно большими перепадами акустической жесткости. Однако морские комплексы можно отличить от флювиальных по относительно большей выдержанности их отражающих горизонтов со средней интенсивностью отражений. Для их разделения можно также использовать относительное местоположение каждой фации в общей фациальной зоне. Переход от зоны шельфа к зоне континентального склона фиксируется сменой прерывистых сильных отражений в зоне шельфа непрерывно прослеживаемыми отражениями от продуктов накопления на континентальном склоне и появлением сейсмических фаций наклонных отражений у кромки шельфа. Верхняя граница континентального склона :на рис. 6 проведена на основании такого изменения характера записи.

Глубокие эрозионные долины формировались на шельфовой платформе во время низкого положения уровня моря. Врезание русла Тим-бальер (рис. 1,6), очевидно, произошло в период висконсинского оледенения, а заполнение этого русла - в течение последующего подъема уровня моря. Более древнее, параллельное русло, вероятно, образовалось и заполнялось аналогичным образом. Ширина более древнего русла равна 8 км; русло заполнено 450-метровой толщей глин и алевритов в противоположность рукавам дельт, выполненным, как правило, песчаниками. Многочисленные дифрагиро-ванные волны или постседиментационные деформации толщи заполнения создают на сейсмограммах весьма хаотическую картину. Мощность толщи заполнения (глубина русла) была установлена по сейсмическим профилям для более древнего русла с использованием пластовой скорости, равной 2010 м/с. На рис. 7 видно, что структурный фактор на глубину долины не влияет и она имеет полностью эрозионное происхождение. Глубина 450 м значительно больше того значения, которого можно было бы ожидать, исходя из эв статического понижения уровня моря; она должна была быть порядка 150—180 м. Другой вариант интерпретации основан на предположении, что данное русло, врезанное в течение высокого положения уровня моря, образовало подводную долину или каньон. Мы не располагаем палеонтологическими данными, которые могли бы обеспечить независимое точное определение глубины бассейна. Ширина более молодого русла Тим-бальер (рис. 12,6) также равна 8 км, и оно заполнено илом; толща заполнения не консолидирована и, повидимому, насыщена газом, что затрудняет получение сейсмических данных по отложениям, залегающим ниже русла. Временные задержки, обусловленные малой скоростью волн в толще заполнения, приводят к появлению на сейсмических разрезах небольших прогибов осей синфазности, соответствующих подрус-ловым отражающим горизонтам (см. рис. 7). Континентальный склон В пределах северной части Мексиканского залива на континентальном склоне преимущественным развитием пользуются такие соляные структуры, как гряды, массивы, штоки и шпили. Отложившиеся здесь осадки были прорваны и приподняты соляными структурами и в дальнейшем размыты и переотложены (оползни и обрушения). Кроме того, такие крупные элементы эрозионного рельефа как трог Миссисипи, на отдельных участках заметно влияли на длительность и тип процесса седиментации. Относительная активность восходящих движений соли, высокая скорость седиментации, эрозия придонными течениями и турбидитные течения — все это влияло на тип осадконакопления, мощность и форму залегания плейстоценовых отложений на континентальном склоне. На

рис. 8 и 15—17 приведены примеры осадков континентального склона, которые в различной степени подверглись влиянию гравитационного перемещения (оползни и хаотические сейсмофации), турбидиты и геми-пелагические осадки, а также проявления галокинеза. На профиле, ориентированном вкрест простирания края шельфа до верхней части континентального склона (рис. 8, а), можно видеть, что эти области только в своих периферийных зонах подверглись влиянию соляных диапиров. Возникновение же критического угла наклона обусловлено быстрым фронтальным наращиванием с выдвижением края шельфа, что приводило к нестабильности осадков — за небольшим оползанием следовало обрушение. Степень деформации осадков далее вниз по континентальному склону, повидимому, становится более сильной. На сейсмическом профиле в центральной части континентального склона Луизианы (рис. 15) показана депрессия, видимо не затронутая диапиризмом вплоть до поздних стадий процесса осадконакопления. Тот факт, что слои в нижней части разреза (А) характеризуются относительно более выдержанной мощностью, свидетельствует об отсутствии влияния диапиризма. Несогласие в кровле нижнего комплекса указывает на то, что молодые осадки не отлагались со скоростью, которая позволяла бы компенсировать рост диапиров; должны были происходить общий подъем и эрозия. Образовалось углубление в рельефе, которое было заполнено на более поздних стадиях осадконакопления, о чем свидетельствует форма налегания отражений (В). По разломам растяжения, связанным с диапирами, происходит сдвиг морского ложа, и они свидетельствуют о возможном появлении другой поверхности несогласия. Для рассматриваемой части склона характерно чередование фаций сильных и слабых отражений с хаотическими фациями. Фации сильных отражений, очевидно, представлены турбидитами, а фации слабых отражений — пелагическими и гемипелагическими илами. Почти хаотическая форма записи в отдельных интервалах свидетельствует о развитии процессов оползания и обрушения на склоне. На рис. 16 изображена впадина в верхней части континентального склона, в пределах которой длительное время наблюдался рост диапиров на участке относительно быстрой скорости седиментации. В нижнем интервале разреза (Л) слоистость однородна, что свидетельствует о том, что активный рост диапиров еще не начался. Схождение отражений вблизи средней части осадочного разреза (В) указывает на зону налегания на какое-то поднятие в рельефе, размыв либо различную сте-. пень уплотнения, обусловленную ростом диапиров вверх. Комплекс ; заполнения впадины (С) и комплекс сходящихся сильных отражений, за | которым следует толща облекания (D) вблизи современного морского | дна, свидетельствуют о периодическом проявлении процессов формирования и заполнения, о равновесии между осадконакоплением и ростом ов и размыве. С течением времени ось впадины, по-видимому,смещалась к северу, указывая тем самым на возможное смещение в этом направлении соляных масс. Формирование диапиров все еще протекает активно, о чем можно судить по наличию над ними отмелей и сбросов в морском ложе с плоскостью сместителя, наклоненной к северу, На рис. 17 можно наблюдать результаты сильного нарушения равновесия между осадконакоплением и ростом диапиров. Диапиризм незначительно влиял на осадконакопление в период, когда сформировалась большая часть

фации сильных отражений (А; турбидиты и гемипелагические осадки), но роль галокинеза несравненно повысилась в период накопления верхней трети комплекса (В). Хаотические фации (оползни) и опрокинутые отражающие горизонты указывают на более интенсивное развитие диапира. Вслед за отложением самой верхней части данного комплекса процесс седиментации замедляется, но рост диапира продолжается. В результате образуются сильно расчлененный рельеф в зоне диапира и контролируемая структурным фактором область развития обломочных отложений. Трог Миссисипи Трог Миссисипи расположен в верхней части континентального склона западнее дельты реки Миссисипи. Он является как бы дальнейшим продолжением русла Тимбальер (рис. 12), которое пересекает центральную часть шельфа Луизианы. Трог глубоко врезан в край шельфа и протягивается вниз по склону до глубины 2100 м [28, рис. 19], сливаясь с системой конуса выноса Миссисипи. Эрозионная природа верхней части трога подтверждается неровностями рельефа и наличием небольших эрозионных русел (рис. 11). На его местоположении сказалось влияние процесса подпруживания соляными структурами, располагающимися западнее, на участке перехода края шельфа в верхнюю область склона. Трог частично заполнен глинами, алевритами, реже песками, а илы местами могут быть насыщены газом [28; 23, табл. I]. Осадки, заполняющие трог, представлены хаотическими сейсмофациями и слабо отражающими горизонтами. Хаотическая сейсмозапись может быть обусловлена помехой, связанной с неравномерной насыщенностью отложений газом либо с линзовидностью алевритов и песков. Трог врезан в толщу верхнеплейстоценовых пород, представленных параллельно-слоистыми комплексами сильных отражений. Плейстоценовые отложения на этом профиле, по-видимому, представлены турбидитами, гемипе-лагическими осадками, но ближе к северной окраине трога они могут быть дельтовыми. Русло Тимбальер и трог Миссисипи, образовавшиеся как участки па-леореки Миссисипи, свое дальнейшее развитие получили в период ви-сконсинского низкого положения уровня моря. В узкой шельфовой зоне морской дельты, расположенной вблизи современного края шельфа, накопились мощные толщи отложений. Образование подводного трога, вероятно, происходило под воздействием процессов оползания, эрозии придонными течениями и трубидитными потоками. В процессе своего формирования и после этого трог служил местом транспортировки значительных объемов илов к верхней части конуса выноса Миссисипи, где они перерабатывались и переотлагались на нижних участках конуса. Частично трог был заполнен в течение поствисконсинского подъема уровня моря. Русло Тимбальер и трог Миссисипи служат отображением только этапов висконсинского понижения и последующего подъема уровня моря. Однако огромная мощность осадков в конусе выноса Миссисипи и наличие на шельфе палеодолин, предшествовавших появлению русла Тимбальер (рис. 12; [28, рис. 19]), свидетельствуют о том, что аналогичные события отмечались и в другие периоды понижения уровня моря. На континентальном склоне их последствия замаскированы интенсивной нарушенностью отложений склона соляными структурами.

Системы конуса выноса— континентального подножия Континентальное подножие представляет собой призмовидное тело осадков, обращенное выпуклой стороной вверх и рассматриваемое как переходная зона от континентального склона к абиссальной равнине. Оно хорошо изучено в восточной и центральной частях Мексиканского залива, где высокие скорости седиментации обусловлены деятельностью реки Миссисипи, а также у подножия западного и юго-западного склонов этого бассейна. Континентальные подножия образуются за счет слияния подводных конусов выноса у подножия континентального склона, либо они могут быть образованы единым комплексом конуса выноса. В пределах залива конус выноса Миссисипи является самой крупной фацией континентального подножия; он простирается на юг и запад на расстояние около 600 км от берега, прежде чем сливается с абиссальной равниной. К числу других, меньших по размерам, но все же играющих важную роль отложений подножия плиоцен-плейстоценового возраста относятся клиновидная толща Сигсби, «конус» Кампече и «конус» Веракрус. Конус выноса Миссисипи Конус выноса Миссисипи является региональным элементом рельефа, и стратиграфическим подразделением на востоке центральной части Мексиканского залива (см. рис. 4). Он выделяется по нарастанию мощности плейстоценовых осадков на соответствующей палеоструктурной карте (рис. 3) и далее вниз по падению на юго-запад и запад сменяется фациями абиссальной равнины. Удаленные участки конуса сочленяются с карбонатными банками Западной Флориды и Кампече. Плейстоценовые отложения конуса выноса Миссисипи в верхней части континентального склона достигают мощности 4600 м (комплекс систем шельфа, склона и конуса выноса), и мощность их сокращается до 230 м там, где нижняя часть конуса сливается с абиссальной равниной Сигсби. В средней части мощность отложений конуса выноса составляет 600 —1200 м. Области наибольшего накопления осадков в средней и нижней участках конуса соответствуют их современным батиметрическим осям; следовательно, эти оси являются зонами преимущественного накопления осадков конуса выноса. Мощная клиновидная толща осадков местами сама продавливает вниз ложе бассейна, но, как правило, заполняет ранее существовавшую впадину. Верхняя часть конуса выноса выделяется нечетко вследствие сходства структур и типов осадков на сопредельном склоне. Частично она оконтуривается на западе уступом Сигсби (рис. 4, 18), на востоке переходит в относительно грубозернистые терригенные отложения континентального склона, принесенные реками в северо-восточную часть залива. Трог Миссисипи приурочен к верхней части области конуса выноса. Переработанные дельтовые отложения пересекали границу континентального склона по подводному трогу и отлагались уже в пределах конуса выноса. Сам конус выноса, по-видимому, начал формироваться в плиоцене. Хаотические сейсмофации как в плейстоценовых, так и в верхнеплиоценовых отложениях, находящихся в подошве данного конуса, свидетельствуют о высоких скоростях седиментации.

Дно моря выполаживается, и в центральной области конуса градиент мощности уменьшается. Для этой части конуса выноса характерны оползни (хаотические сейсмофации), слегка дислоцированные тур-бидиты и пелагические слои (параллельно-слоистые фации, фации сильных отражений, рис. 18) и отдельные русла или открытые уступы обрушения. Сложные оползневые комплексы развиты на обширных площадях в центральных частях конуса выноса, окаймляющих области первоначальной концентрации осадков. Отложения этого типа развиты в плейстоцене и в верхней части плиоценовых отложений конуса, а на морском ложе обнажаются по крайней мере две оползневые толщи [24]. Относительный возраст и распределение таких оползневых масс в трех локальных разрезах плейстоцена (рис. 18,6) свидетельствуют о том, что активизация оползней происходила спорадически в зависимости от гравитационной нестабильности, обусловленной быстрой седиментацией. Интенсивные, выдержанные по площади отражающие горизонты (очевидно, турбидиты) в пределах хаотических комплексов (рис. 18, а) и локальные искажения расположенных выше интенсивных отражений свидетельствуют о том, что обрушение и оползание могли происходить периодически, перемежаясь с периодами стабильного регионального накопления турбидитов и пелагических осадков. Самая нижняя часть конуса выноса сглажена и характеризуетсяочень малым градиентом мощностей; вниз по склону она переходит в абиссальные равнины Флориды и Сигсби (рис. 4). Для этой части конуса выноса характерны непрерывность отражений, отсутствие постсе-диментационных перемещений и очень малые углы наклона. Характер сейсмической записи и описание керна скважин указывают на то, что плейстоценовые отложения в данном районе в основном представлены отложениями турбидитных потоков и пелагическими илами и глинами. Клиновидная толща Сигсби Клиновидная толща Сигсби представляет собой участок континентального подножия, который протягивается на юг от уступа Сигсби (рис. 4, 19). На юге и востоке она переходит соответственно в отложения нижней пачки конуса выноса. Миссисипи и абиссальной равнины Сигсби, а на западе в отложения, источником сноса для которых служила система Рио-Гранде. Небольшое понижение морского ложа на востоке разделяет клиновидную толщу Сигсби от конуса Миссисипи, хотя Вильхельм и Юинг [27] полагали, что данные два подразделения разреза взаимно вклиниваются. На карте изопахит плейстоцена (рис. 3) клиновидная толща Сигсби выражается в виде зоны регионального сокращения мощности, которая на севере согласуется с погружением континентального склона, хотя в настоящее время вверх по восстанию она срезается уступом Сигсби. На сейсмограммах клиновидная толща Сигсби проявляется в основном в виде фаций интенсивных отражений и повсеместно развитых хаотических фаций, для которых характерна регрессивная форма прилегания в направлении к центру бассейна (рис. 19). В скважине 1 DSDP (рис. 1) в кровле интервала хаотических сейсмофаций в процессе бурения выявлена косая слоистость. Вышележащие отложения представлены турбидитными алевритами и глинами, относимыми к фациям интенсивных отражений. Вертикальное движение соли,

по-видимому, обусловило переотложение турбидитов, либо оползни могли возникать в связи с чрезмерно быстрым увеличением наклона поверхности седиментации, вызванного быстрым осадконакоплением. «Конус» Кампече и «конус» Веракрус Отложения, аналогичные слагающим конус выноса Миссисипи и клиновидную толщу Сигсби, накапливались и в юго-западной части Мексиканского залива, но мощность их здесь гораздо меньше. Комплексы «конуса» Кампече и «конуса» Веракрус (рис. 20, 21) развиты в виде толщ заполнения впадин в рельефе ^морского ложа, глубина которых возрастает к северу. Их латеральные границы выражены нечетко под влиянием внедрения соляных куполов и деформации осадков вниз по склону. Полагают, что эти впадины заполнены плейстоценовыми (?)

РИС. 20. Хаотические и интенсивно отражающие сейсмофации в разрезе «конуса» Кампече. Маршрут «Kane» B19.

РИС. 21. Хаотические и интенсивно отражающие сейсмофации в разрезе «конуса» Кампече, Маршрут «Kane» B21.

осадками, для которых характерно чередование интервалов интенсивных отражений и хаотических. Последние выклиниваются на восток и запад (рис. 20), указывая тем самым на перемещение осадков в процессе седиментации в северном направлении в пределах границ впадин. На участках записи, соответствующих временным интервалам интенсивных отражений, повидимому, развиты турбидитные и пелагические отложения. Абиссальная равнина На относительно плоских участках рельефа абиссальных равнин Сигсби и Флориды мощность плейстоценовых отложений заметно меньше (см. рис. 3, 4). Однако изменение мощности происходит неравномерно, что обусловлено наличием здесь продолжений конуса выноса Миссисипи и клиновидной толщи Сигсби. На сейсмических разрезах плейстоценовые отложения (пачка Сигсби; [25J) в большей части абиссальной равнины представлены в основном параллельно-слоистым типом сильных отражений. Нижележащая толща плиоцена (пачка Цинко-де-Майо) имеет вид параллельно-слоистых фаций слабых отражений. Отдельные хаотические фации слабых отражений расположены над соляными структурами равнины Сигсби (рис. 9). Большая часть разреза плейстоцена представлена переслаиванием алевритов и глин, рассматриваемых как турбидиты; интервал плиоценовых отложений сложен пелагическими илами (например, участок 3DSDP). Керн, отобранный в кровле одной из соляных структур (уча сток 2DSDP), сложен пелагическими осадками позднего миоцена — плейстоцена в противоположность мощной толще турбидитов, развитых в депрессиях вокруг соляных диапиров [5]. Таким образом, соляные диапиры уже с позднемиоценового времени были положительными элементами рельефа морского дна. Седиментологические исследования отложений абиссальной равнины [9, 10, 4] показали, что плейстоценовые и голопеновые осадки в абиссальную область Мексиканского залива поступали в основном по реке Миссисипи, по ее дельте и далее по континентальному склону и подводной системе конусов. По конусу выноса Миссисипи осадки транспортировались главным образом с востока на запад. Периодически приносимые рекой Миссисипи с севера осадки пересекали клин Сигсби и наращивали собой толщу осадков абиссальной равнины. Дополнительный привнес терригенных и карбонатных осадков шел из областей сноса, расположенных по периферии залива, и из пелагических зон бассейна. ЗАКОНОМЕРНОСТИ ПЛЕЙСТОЦЕНОВОГО ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ Плейстоценовые дельтовые системы развиты главным образом в зоне перехода современного шельфа в континентальный склон в северозападной части Мексиканского залива (рис. 5, 6). Лопасти продельтовых илов вверх по разрезу и по латерали постепенно переходят в мощные комплексы илов континентального склона, рассматриваемых как турби-диты и гемипелагические осадки. Выдержанный по площади характер слоистости, прослеживаемый в толщах заполнения впадин на континентальном склоне, обусловил непрерывность сейсмических отражающих горизонтов в

противоположность прерывистым отражениям, характеризующим дельтовые комплексы. В результате интенсивного роста соляных структур осадки континентального склона деформировались, причем на отдельных участках происходили оползни и накопление масс осадков неправильной и линзовидной формы, характеризуемых зонами слабых и хаотических отражений в мульдах между соляными диапира-ми. Основной рост диапиров приходился на верхний плейстоцен и продолжается в настоящее время. Отдельные пласты осадков нарушены разломами и смяты в складки. Вниз по падению осадки континентального склона в его подошве постепенно переходят в системы конусов выноса континентального подножия. Наиболее значительными толщами отложений этого типа являются конус выноса Миссисипи и клин Сигсби. Они представлены чередованием пачек непрерывных и слабых хаотических отражений. Основные процессы транспортировки связаны, повидимому, с турбидитными течениями, с зонами гемипелагического осаждения, с оползанием и обрушением. Далее вниз по падению системы конусов подножия переходят в пологозалегающие отложения абиссальной равнины. Для данного участка характерны непрерывные отражения и маломощные зоны отсутствия отражении; основными процессами осадконакопления здесь следует считать турбидитные течения и осаждение пелагических илов. ВЫВОДЫ Изучение плейстоценовых отложений в северо-западной и центральной частях Мексиканского залива позволило сделать следующие выводы, которые важны для поисково-разведочных работ и в других регионах. 1. Сейсмофации представляют собой зоны определенной формы сейсмической записи, которые можно идентифицировать по сейсмическим разрезам с однократным и многократным перекрытиями. 2. Особенности формы сейсмической записи связаны с различием литологического состава, мощности слоев и их выдержанности по площади, типа перового флюида (газ, нефть или вода), формы элементов внутри толщи и общей морфологии осадочных толщ. Эти геологические особенности обусловлены различными первичными и вторичными (дйа-генетическими и тектоническими) седиментационными процессами. 3. Чтобы избежать неправильного истолкования взаимосвязи между сейсмофациями и осадочными фациями, необходимо в опорных точках иметь данные бурения, а также использовать схемы площадного развития комплексов, основанные на седиментационных моделях. 4. Сейсмические профили обеспечивают почти непрерывную информацию в двух направлениях, которая позволяет решать локальные и региональные проблемы корреляции, а также устанавливать особенности характера и закономерности распределения осадочных фаций.

Литература 1. Antoine J., Bryant W. R. Distribution of salt and salt structures in Gulf of Mexico. AAPG Bull., 53, 2543-2550, 1969. 2. Antoine ]., Ewing M. Seismic refraction measurements on the margins of the Gulf of Mexico. Joum. Geophys. Research, 68, 1975-1984, 1963. 3. Antoine J., Pyle Т. Е. Crustal studies in the Gulf of Mexico. Tectonophysics, 10, 477-495, 1970. 4. Beall А. О., Jr. et al. Sedimentology. In: Worzel J. L. et al., Initial reports ofDSDP. Washington, D. C., U. S. Govt. Printing Office, 10, 699-729, 1973. 5. Burk C. A. et al. Deep-sea drilling into the Challenger knoll, central Gulf of Mexico. AAPG Bull., 53, 1338-1347, 1969. 6. Caughey C. A. Pleistocene depositional trends host valuable Gulf oil reserves. Oil and Gas Journ., 73, No. 36 (Sept. 8, 1975), 90-94 (part I), and 73, No. 37 (Sept. 15, 1975), 240-242 (part II), 1975. 7. Caughey C. A., Stuart С. J. Where the potential is in the deep Gulf of Mexico. World Oil, 183, No. 1, 67-72, 1976. 8. Caughey C. A.. Stuart С. J., Ames С. A., Jr. Pleistocene stratigraphy and depositional history, northwest Gulf of Mexico. Geol. Soc. America Abs. with Programs, 8, No. 1, 11-12, 1976.

Стратиграфические и сейсмические доказательства развития позднемеловых конседиментационных сбросов в бассейне Денвер, Колорадо* Р. Дж. Веймер и Т. Л. Девис

Краткое содержание.

В результате интерпретации материалов сейсмических профилей ОГТ общей протяженностью 400 км совместно с геологическими картами и материалами пробуренных скважин на восточной окраине бассейна Денвер удалось выявить два различных типа позднемеловых сбросов. Преобладающим типом тектонических деформаций в краевой зоне бассейна служит раннелара-мийская система разломов, связанная с фундаментом. По направлению от этой системы разломов к центру бассейна установлены новые тектонические формы, ассоциируемые в настоящее время с меловыми отложениями форланда. В результате накопления дельтовых комплексов и масс глин с аномальным поровым давлением началось формирование системы неглубоких конседиментационных сбросов, аналогичных по природе тектоническим нарушениям кайнозойских комплексов вдоль континентальных окраин. Ширина системы неглубоких конседиментационных сбросов 16 км, а протяженность 48 км, ими затронута самая верхняя часть меловых пород. По сейсмическим данным намечается от трех до четырех основных простираний лопатообразных крутопадающих сбросов, которые, по-видимому, проникают на глубину не более 1500 м в глинах свиты Пьер. На обращенном в сторону центра бассейна крыле каждого крупного сброса выявлена серия антитетических горстов-грабенов. О движении по приповерхностным конседиментационным сбросам можно судить по пятикратному увеличению мощности песчаников Фокс-Хиллз от обычной величины 23 м до 122 м и по наличию более мощных, пригодных для разработки пластов каменного угля в формации Ларами на опущенных крыльях сбросов. Обнаружение систем конседиментационных сбросов очень важно для дальнейших поисков залежей нефти, газа и угля в регионе Скалистых гор.

ВВЕДЕНИЕ В процессе разведки минеральных ресурсов геологи и геофизики ведут поиск аномалий (т. с. таких участков, где геологические условия отличны от нормальных). В данной статье рассмотрена территория западного склона бассейна Денвер в шт. Колорадо, расположенная к востоку от Передового хребта в пределах округов Боулдер, Велд и Адаме (рис.1, 2); здесь выявлено несколько геологических и геофизических аномалий. По традиции считалось, что все позднемеловые разломы в регионе Скалистых гор связаны с фундаментом. Любая зона нарушений, выявленная на поверхности, обычно трассировалась до фундамента и связывалась с проявлением ларамийской орогении уже после завершения осадконакопления. Рассматриваемые в данной работе геологические и геофизические аномалии невозможно объяснить, применяя традиционные представления. Согласно наблюденным данным, в меловом бассейне форланда установлены новые типы тектонических нарушений: неглубоко залегающие системы конседиментационных сбросов, связанные с накоплением дельтовых осадков. Их выявление весьма важно с точки зрения поисков месторождений нефти, газа и угля в регионе Скалистых гор. На западном склоне бассейна Денвер с давних времен ведутся поисковые работы и промышленная эксплуатация месторождений нефти, газа и угля. Залежи нефти и газа в ловушках структурного и литолого-стратиграфического типа связаны с продуктивными горизонтами в верхней части группы Дакота и в песчаниках Терри и Хайгьен средней части глинистой 'свиты Пьер (рис. 3). Самым старым в бассейне Денвер является нефтяное месторождение Боулдер (рис. 2), открытое в 1902 г. [6]; залежь здесь связана с трещинным типом коллектора свиты Пьер (песчаник Хайгьен). В последние годы интерес к данному району вновь усилился в связи с разведочными работами на месторождении Уоттенберг (рис. 2), часть которого расположена на востоке района исследований. На месторождении Уоттенберг залежь газа приурочена к песчаному горизонту «J» группы Дакота, залегающему на глубинах от 2440 до 2740 м. В процессе разведки месторождения Уоттенберг залежи нефти в песчаниках Терри и Хайгьен свиты Пьер (рис. 3) были выявлены на месторождении Спиндл и близлежащих площадях [8]; продуктивный пласт залегает на глубинах от 1350 м до 1500 м. Добыча угля на месторождении Боулдер-Велд началась еще до 1900 г. В нижней части (34 км) формации Ларами разрабатывались три основных угольных пласта, в то время как Спенсер [13] указывал на изменение мощности пластов угля от 0 до 12 м. Поиски и разработка энергетических ресурсов в районе исследования продолжаются, и предлагаемые здесь геологические и геофизические концепции следует использовать в дальнейших работах.

РИС.1. Обзорная карта района исследования.

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ЗАПАДНОГО СКЛОНА БАССЕЙНА ДЕНВЕР Тектоника Район исследований расположен на западном фланге бассейна Денвер (см. рис. 1). Особенности геологического строения района обусловлены двумя блоками кристаллического фундамента: взброшенным блоком Передового хребта, где обнажаются докембрийские метаморфиче-

РИС. 3. Сводная диаграмма формаций и опорных сейсмических горизонтов, западный борт бассейна Денвер (масштаб не соблюден). MKR — маркирующий горизонт.

ские и изверженные породы, ограничивающие западную часть района, и опущенным блоком собственно бассейна Денвер. Второй блок представляет собой отрицательный структурный элемент асимметричной формы, выполненный осадками мощностью 4000 м, геологический возраст которых варьирует от палеозоя до современного. В осадочном разрезе преобладают отложения верхнего мела, мощность которых достигает 2740 м (рис. 3). В зоне сочленения этих двух блоков располагается погружающаяся к востоку моноклиналь шириной 5—10 км, ограниченная разломами фундамента с крутыми углами падения (рис. 2 и 4). Падение слоев варьирует от 15 до свыше 90°. Благодаря наличию в этой зоне разрывных дислокаций часть осадков выпадает из стратиграфического разреза. Одной из самых крупных структурных аномалий в бассейне Денвер является система горстов и грабенов в районе с координатами Т IS, Rs69-70W и Tsl-2N, Rs67-70W (рис. 2). Большая часть информации об отдельных неглубоких разломах получена при проходке угольных шахт в пределах зоны разломов. Колтон и Лоури [3] обобщили все данные по шахтам, заложенным в районе, о котором они говорят как об угольном месторождении Боулдер-Велд. Поэтому рассматриваемая здесь система нарушений также называется зоной разломов Боулдер-Велд. В региональном плане имеется общий наклон 2—4° к юго-востоку; простирание тектонических элементов — северо-восточное. Пологий склон бассейна Денвер нарушен зоной разломов шириной 16 км, протяженностью 48 км и осложнен многочисленными кулисообразно расположенными крутопадающими сбросами с амплитудой приповерхност-ного смещения от нескольких сантиметров до 150 м. Несмотря на то что вся зона разломов протягивается в северо-восточном направлении, для отдельных разломов характерна смена этого доминирующего направления на второстепенное по значимости северо-северо-западное (рис. 2). В тектоническом отношении здесь фиксируется серия горстов и грабенов шириной 0,4—3,2 км и протяженностью в несколько километров. Плоскости разломов почти не обнажаются, но там, где это происходит, наклоны очень значительны, близки к вертикальным вплоть до опрокидывания слоев. Одно из наиболее детальных описаний разломов дано Спенсером [13] на планшете Луисвилл, охватывающем юго-западную часть зоны разломов. Внутри блоков, ограниченных разломами, пласты смяты в антиклинальные и синклинальные складки. Более крупные антиклинали разбурены с целью оценки перспектив нефтегазоносности, но залежей выявлено не было. Стратиграфия Зона разломов Боулдер-Велд прослеживается в основном по верхней части свиты Пьер, по формациям Фокс-Хиллз и Ларами (рис. 2, 3). Для этой зоны характерны три стратиграфические аномалии: 1) необычно

большая мощность песчаников Фокс-Хиллз; 2) промышленные залежи каменного угля в грабенах и меньшая мощность угольных пластов в горстах и 3) высокие скорости седиментации в самой верхней части мелового разреза. Для западной части бассейна Денвер осадочная модель формаций Пьер, ФоксХиллз и Ларами в результате реконструкции, проведенной Веймером [15], представлена в виде регрессивного дельтового комплекса, как показано на рис. 5. Свита Пьер представляет собой шельфовые отложения продельты, сложенные мощной толщей глин с соподчиненными прослоями алевролитов и еще более тонкими — песчаников. Песчаники Фокс-Хиллз, мелко- и среднезернистые, рассматриваются как мелководноморские осадки, отлагавшиеся в обстановке фронтальной части дельты либо пляжа и предбрежья. Угленосная формация Ларами сложена песчаниками, алевритами и глинами дельтовой равнины. Обстановка седиментации преимущественно пресноводная, хотя наличие устричных скоплений и маломощных пластов с ходами рыхлителей свидетельствует о кратковременных вторжениях солоноватых и морских вод. В рассматриваемом районе первая стратиграфическая аномалия была установлена на площади Уайт-Рокс (Sees. 7, 18, TIN R69W). На дневной поверхности прекрасно обнажаются (рис. 6) два регрессивных цикла песчаников Фокс-Хиллз [15, с. 93-95] общей мощностью около 50 м. Разрез изучен по обе стороны от крутопадающего сброса северного простирания (рис. 6). Как часть поисковой программы по оценке обстановок осадконакопления [I], геофизическим отделом Горной школы шт. Колорадо (CSM) было осуществлено бурение с отбором керна (скважина с полным отбором керна прошла 104,5 и затем бурилась до забоя 118,8 м). Описание керна дал Веймер [15]; результаты его интер претации обстановки осадконакопления в общем виде представлены на рис. 7. Каротажные диаграммы приведены на рис. 8. По керну и каротажу четко выделяются четыре регрессивных цикла преимущественно мелководных морских песчаников. Мощность циклов меняется от 25 до 37 м. Согласно геологической карте, составленной Тримблом [14], кровля цикла 4, по-видимому, находится по крайней мере на 21 м выше абсолютной отметки этой скважины. В то время как обычный разрез формации Фокс-Хиллз в районе западного склона бассейна Денвер насчитывает один или два седиментапионных цикла мощностью от 18 до 45 м, в аномальном разрезе Фокс-Хиллз в районе Уайт-Рокс насчитывается четыре последовательных цикла суммарной мощностью до 130 м. Согласно Веймеру [15], такой тип разреза Фокс-Хиллз в районе Уайт-Рокс лучше всего объясняется наличием локальной системы кон-седиментационных сбросов. Помимо участка Луисвилл аномальная мощность песчаников Фокс-Хиллз, согласно данным Спенсера [13] и Рахманьяна [10], установлена еще на ряде участков зоны разломов Боулдер-Велд. По замерам в обна-жениях и по данным скважин мощность формации Фокс-Хиллз варьирует от 43 до 122 м. На территории площадью 20,7 км2 к юго-востоку от Боулдера (Т IS, P70WV Рахманьян [10] установил, что мощность формации Фокс-Хиллз больше на участках грабенов, чем горстов. Такая

РИС. 6. Вид с воздуха на зону развития песчаников Фокс-Хиллз в районе УайтРокс (Sec.18, TIN, R69W). Стрелкой указано местоположение скважины CSM, приведенной на рис. 7. Буквой F обозначен сброс; D — опущенное крыло. Вид на север.

РИС. 8. Каротажные диаграммы по скважине CSM для песчаников ФоксХиллз. GR — гамма-каротаж; &Р — собственная поляризация (СП), ./?— сопротивление, N — нейтронный каротаж [I]. По керну выделяются четыре седимента-пионных цикла.

картина аналогична району Уайт-Рокс; следовательно, здесь также можно предполагать смещение по разломам в тектонической зоне Боулдер-Велд к моменту отложения пород Фокс-Хиллз. Второй стратиграфической аномалией в этом районе служит непостоянство мощности пластов каменного угля в нижней (38 м) части формации Ларами. На участке планшета Луисвилл, по данным Спенсера [13J, три основных разрабатываемых пласта содержат суббитуми юзный уголь марки «В». На карте, составленной Колтоном и Лоури З], видно, что шахты на угольном месторождении Боулдер-Велд распо-южены в пределах участка шириной 10 км и протяженностью 40 км, соответствующего в целом юго-восточной окраине одноименной зоны 'азломов (рис. 2). Большинство старых заброшенных угольных шахт етко приурочено к грабенам этой тектонической системы. Как правило, 'азрабатываются пласты угля мощностью 1,2—1,5 м. В пределах гортов мощность угольных пластов гораздо меньше, и потому они не раз'абатываются. Как и нижележащая формация Фокс-Хиллз, повышенная ющность угольных пластов в грабенах по сравнению с горстами свидеельствует об одновременности (конседиментапионности) движений по 'азломам. Активное развитие разломов отмечалось и при накоплении орфа в пресноводных болотах. Пласты торфа большей мощности акку-1улировались на опущенном крыле разломов по сравнению с припод-ятым. Третья стратиграфическая аномалия связывается с высокими скоро-тями осадконакопления самой верхней части мелового разреза. Наи-олыиая мощность свиты Пьер 2280 — 2440 м в бассейне Денвер устано-лена в районе Голден-Боулдер. Скотт и Коббан [12] описали разрез виты Пьер в районе Передового хребта и проследили границы разви-ия по площади отдельных фаунистических зон. Совсем недавно Обра-:ович и Коббан [9, с. 36] опубликовали результаты радиометрического пределения калий-аргоновым методом возраста бентонитовых слоев, вязанных с фаунистическими зонами верхнего мела. Вместе с ре-ультатами корреляции по аммонитам эти данные свидетельствуют том, что верхние 1220 м свиты Пьер (переходная зона на рис. 3) отло-:ились в течение интервала 1—2 млн. лет в период от 69 до 67 млн. лет азад. Даже если считать эти данные сомнительными, скорости седи-[ентации здесь заметно выше, чем в других частях верхнемелового раз-еза. Соизмеримыми скоростями седиментации характеризуется интер-ал, включающий в себя вышележащую формацию Фокс-Хиллз и низы юрмации Ларами общей мощностью 300—450 м. По данным Куртиса [4] и Брюса [2] в третичных породах провин-ии ГалфКост выявлены конседиментационные сбросы, связанные с де-оцентрами дельтовых толщ. Конседиментационные сбросы встречают-я в интенсивно развивавшихся кайнозойских дельтах в различных айонах земного шара. Описанные три вида стратиграфических аномалий свидетельствуют генетической связи между высокими темпами дельтового осадконако-ления и образованием конседиментационных сбросов в зоне разломов оулдер-Велд.

нозный уголь марки «В». На карте, составленной Колтоном и Лоури [З], видно, что шахты на угольном месторождении Боулдер-Велд расположены в пределах участка шириной 10 км и протяженностью 40 км, соответствующего в целом юго-восточной окраине одноименной зоны разломов (рис. 2). Большинство старых заброшенных угольных шахт четко приурочено к грабенам этой тектонической системы. Как правило, разрабатываются пласты угля мощностью 1,2—1,5 м. В пределах горстов мощность угольных пластов гораздо меньше, и потому они не разрабатываются. Как и нижележащая формация Фокс-Хиллз, повышенная мощность угольных пластов в грабенах по сравнению с горстами свидетельствует об одновременности (конседиментационности) движений по разломам. Активное развитие разломов отмечалось и при накоплении торфа в пресноводных болотах. Пласты торфа большей мощности аккумулировались на опущенном крыле разломов по сравнению с приподнятым. Третья стратиграфическая аномалия связывается с высокими скоростями осадконакопления самой верхней части мелового разреза. Наибольшая мощность свиты Пьер 2280 — 2440 м в бассейне Денвер установлена в районе Голден-Боулдер. Скотт и Коббан [12] описали разрез свиты Пьер в районе Передового хребта и проследили границы развития по площади отдельных фаунистических зон. Совсем недавно Обра-дович и Коббан [9, с. 36] опубликовали результаты радиометрического определения калий-аргоновым методом возраста бентонитовых слоев, связанных с фаунистическими зонами верхнего мела. Вместе с результатами корреляции по аммонитам эти данные свидетельствуют о том, что верхние 1220 м свиты Пьер (переходная зона на рис. 3) отложились в течение интервала 1—2 млн. лет в период от 69 до 67 млн. лет назад. Даже если считать эти данные сомнительными, скорости седиментации здесь заметно выше, чем в других частях верхнемелового разреза. Соизмеримыми скоростями седиментации характеризуется интервал, включающий в себя вышележащую формацию Фокс-Хиллз и низы формации Ларами общей мощностью 300—450 м. По данным Куртиса [4] и Брюса [2] в третичных породах провинции Галф-Кост выявлены конседиментапионные сбросы, связанные с де-поцентрами дельтовых толщ. Конседиментационные сбросы встречаются в интенсивно развивавшихся кайнозойских дельтах в различных районах земного шара. Описанные три вида стратиграфических аномалий свидетельствуют о генетической связи между высокими темпами дельтового осадконакопления и образованием конседиментационных сбросов в зоне разломов Боулдер-Велд.

Сейсмические исследования. Тектоника Наиболее важным вопросом в строении аномальной тектонической зоны Боулдер-Велд является возможность продолжения разломов вплоть до фундамента, как это предполагалось в работах первых исследователей региона (например, [13, 7]). Для решения этого вопроса Деви-сом [5] в данном районе были проведены сейсмические работы. На основе только геологического материала геолог может построить типичный геологический профиль зоны нарушений в том виде, как показано на рис. 4. Проявление всех тектонических движений ассоциируется с ларамийской фазой орогении, охватившей протягивающуюся до фундамента систему разломов и взаимосвязанную с ней систему горстов-грабенов. Интерпретация регионального сейсмического профиля (рис. 9) показывает, что система разломов, связанная с фундаментом, развита только на северной и западной окраинах бассейна. Однако, согласно сейсмическим данным, тектонические формы, связанные с блоками фундамента, по-видимому, не характерны для разломов центральной части района. Устойчивые отражения получены по обоим горизонтам Ниобрара и Хайгьен. По этим горизонтам нельзя проследить развитие разломов, но на поверхности Хайгьена и ниже имеются неотчетливые антиклинальные элементы. Таким образом, по сейсмическим данным в районе исследований выделяются две различные системы разломов. Глубинная, связанная с фундаментом система развита в основном в зоне окраинных деформаций, причем плоскости сместителей разломов близки к, вертикальной. Неглубокая, лопатообразная (изогнутая поверхность разлома выполаживается с глубиной) система сбросов протягивается к центру бассейна от краевой системы глубинных разломов. По результатам сейсморазведки в тектонической зоне Боулдер-Велд выделяются три-четыре основных тренда лопатообразных сбросов (показаны жирными линиями на рис. 2). Углы наклона плоскостей разлома вблизи поверхности велики, но уменьшаются' с глубиной, совмещаясь с плоскостями напластования. Плоскости сбрасывателя наклонены к востоку, и опущенными являются также восточные блоки. Эти разломы прослеживаются в разрезе на глубину приблизительно 1520 м, затухая где-то в зоне Пьер — Хайгьен или несколько выше. Сейсмические данные показывают, что антитетические сбросы развиты на опущенных крыльях многих крупных неглубоко сидящих разломов. Однако, судя по характеру проявления разломов на дневной поверхности, в данном районе имеются Многочисленные антитетические сбросы с криволинейными поверхностями сместителей, но амплитуда их и кривизна настолько малы, что на сейсмическом материале установить их не удается. На основе сейсмической информации и данных бурения построен сводный региональный геологический профиль, приведенный на рис. 10.

(к рис. 9)

РИС. 10. Схематический сводный геологический профиль, построенный по материалам сейсморазведки и бурения. Местоположение профиля приблизительно совпадает с линией А—А' на рис. 2. Вертикальный масштаб увеличен приблизительно в 5 раз.

РИС. 12. График зависимости скорости от электропроводности для глин свиты Пьер. ДТ — время пробега интервала разреза. 1 фут = 0,30 м.

В процессе интерпретации данных сейсмических профилей общей длиной 400 км, выполненных в районе исследования (рис. 11), была произведена новая обработка данных с целью уточнения информации по небольшим глубинам. Объединение сейсмической информации с каротажными диаграммами пробуренных скважин позволило получить достоверные сведения о пластовых скоростях. В общем объеме сейсмических исследований, выполненных в данном районе различными фирмами, 40 км отработано с применением группирования взрывов и метода Вибросейс и 320 км зарегистрировано полностью на магнитной ленте, причем некоторая часть этих- данных переписана с первичных осцилло-графических лент. Помимо этого при дальнейшем изучении использованы сейсмические материалы съемок, проведенных геофизическим отделом Горной школы шт. Колорадо (CSM) с применением техники Вибросейс и многократного перекрытия в течение 1975 и 1976 гг. Стандартная методика обработки сейсмических разрезов включала введение статических и кинематических поправок, фильтрацию с целью учета помех, вызываемых поверхностной волной и линиями высокого

РИС. 13. Синтетические сейсмограммы. Соотношение с литологией см. на рис. 3.

РИС. 14. Структурная карта по кровле декембрийских отложений. Использованы данные сейсморазведки и бурения. Сечение изогипс 400 фут (120 м).

РИС. 16. Структурная карта по кровле формации Хайгьен (данные сейсморазведки и бурения). Сечение изогипс 400 фут (120 м).

РИС. 17. Структурная карта по опорному горизонту 2 переходной зоны свиты Пьер. Сечение изогипс 100 фут (30 м).

РИС. 18. Структурная карта по опорному горизонту 1 переходной зоны свиты Пьер. Сечение изогипс 100 фут (30 м). напряжения (60 Гц), деконволюцию для сжатия сигнала, детальный анализ скоростей для выполнения оптимального суммирования, автоматическую коррекцию статических поправок и выравнивание амплитуд трасс. Ввиду скудности имеющейся информации о скоростях по акустическому каротажу и по результатам сейсмокаротажа использовались прогнозные оценки скоростей, полученные путем пересчета данных индукционного каротажа. Такая методика целесообразна для участков с однородным литологическим составом разреза, когда значения скорости сейсмических волн тесно коррелируются с электрической проводимостью (сопротивлением) пород. По данным только тех скважин, в которых проводился и акустический, и индукционный каротаж, была получена эмпирическая логарифмическая зависимость между проводимостью и скоростью (обратной величиной времени пробега волны) в том виде, как показано на рис. 12. Затем интервальные скорости были рассчитаны по скважинам, в которых проведен только индукционный каротаж. По материалам как индукционного, так и акустического каротажа построены синтетические сейсмограммы (рис. 13), благодаря чему установлены природа сейсмических отраженных волн и

особенности их распространения. Сведения о скоростях в совокупности с информацией, полученной при анализе сейсмических материалов, использованы для построения структурных карт по ряду горизонтов (рис. 14— 18). По этим картам можно проследить особенности площадного распространения системы разломов, связанных с фундаментом, в зоне краевых деформаций в западной и северо-западной части района. Наибольшее смещение по этим разломам отмечается в крайней западной части. Ось бассейна располагается там, где происходит изменение простирания структур на обратное в южной и центральной частях карти-руемой площади. Дугообразная система разломов фиксируется в переходной зоне на уровнях TZI и TZ2 (рис. 3). Амплитуда смещений в этой системе неглубоких разломов наиболее значительна в западной части площади. Конседиментационные сбросы Одним из возможных путей для распознавания генезиса систем нарушений, осложняющих западный склон бассейна Денвер, является представление о величине смещения по сбросу, определяемой относительной амплитудой смещения по разлому маркирующего горизонта. Если величина смещения одинакова по всем геологическим реперам, такой разлом можно рассматривать как единое явление. Однако если величина смещения изменяется от одного горизонта к другому, в таком случае полагают, что по данному разлому неоднократно возобновлялись подвижки, и интерпретируют его как конседиментационный разлом. Таким образом, величина относительного смещения позволяет судить о времени и скорости перемещения по разлому. График относительного смещения нескольких маркирующих горизонтов (построенный но сейсмической информации и данным бурения рис. 19) позволил установить следующее. 1. В верхах меловых отложений величина смещения (амплитуда) изменяется в пределах нескольких десятков метров в направлении к центру бассейна вкрест простирания системы глубинных разломов, идущих из фундамента (T2N, R69W). Первые подвижки по разломам во время накопления осадков верхней части пачки Хайгьен, по-видимому, совпадают с началом проявления ларамийской фазы орогенеза вдоль восточной окраины центральной области Передового хребта. Фиксируемая величина смещения изменчива, и повторные подвижки наблюдаются в отложениях, начинающихся от верхов пачки Хайгьен вплоть до самых верхних горизонтов мелового разреза. 2. Величина смещения по крупным неглубоколежащим лопато-образным сбросам возрастает с глубиной. На таких сбросах, по крайней мере в отложениях, относящихся к пачке ниже репера TZ2, амплитуда смещения достигает многих десятков метров. Плоскости сместителей этих сбросов с глубиной выполаживаются, сливаясь с плоскостями напластования либо с областью проявления течения глин в нижней части переходной зоны или в верхах зоны Хайгьен, свидетельствуя тем самым о начальной стадии формирования таких разломов в течение соответствующего интервала времени. Рост этих тектонических элементов продолжался в течение последующего накопления осадков позднего мела.

3. Подобие кривых смещения по системам глубинных и неглубоких разломов свидетельствует о том, что для обеих систем характерны повторные подвижки и формирование конседиментационных сбросов в течение позднего мела, даже несмотря на то что их генезис неодинаков.

РИС.19. Смещение по разлому различных геологических реперов. Массы глин под аномальным давлением На рис. 20 приведена карта мощностей осадков, залегающих в интервале между маркирующими горизонтами TZ1 и TZ2. В эту толщу входит наиболее однородная пачка глин переходной зоны. Значительное увеличение мощности данного интервала наблюдается на опущенных крыльях главных систем неглубоких конседиментационных сбросов, а кроме того, выделяется локальная зона увеличенной мощности интервала TZ1 — TZ1 в центральной части района. Изменение изохрон TZ1 — TZ2 наблюдается также на региональном сейсмическом профиле (рис. 9). Зона локального увеличения мощности совпадает с зоной пониженных значений интервальных скоростей между отражениями TZ1 — TZ2 (рис. 21). В третичных дельтовых системах земного шара аномальные давления пластовых флюидов чаще всего связаны с наличием мощных глинистых толщ и интервалов пониженных скоростей. В данном районе такие аномальные мощности и скорости, по-видимому, объясняются механизмом формирования локального депоцентра во время осадконакопления переходной зоны и появлением раздува глин пониженной плотности, находящихся под аномально высоким поровым давлением. Анализ диаграмм акустического и индукционного каротажа по двум скважинам, расположенным в точках с координатами Sec. 6, TIN, R69W и Sec. 3, T2N, R68W (рис. 21) в районе с аномально низкими значениями скоростей, позволил установить зону резкого перехода к этим значениям и наметить направление, в котором отмечается реверсивное изменение проводимости. Изменение знака градиента скорости на обратный в пределах зоны однородных глин TZ1 — TZ2 установлено по диаграмме АК рис. 13. Величина скоростной аномалии составляет — 430,0 м/с, что соответствует аномалии удельной проводимости в +60*0.001 (Ом-м)~1.

Согласно методике Рейнольдса [II], можно рассчитать градиенты давления пластовых флюидов по интервальным скоростям для глубин, входящих в аномальный интервал. Поскольку в данной методике принимается линейная зависимость между указанными параметрами, прогнозируются максимально возможные градиенты давления пластовых флюидов в пределах зон аномально высокого пластового давления (АВПД). В этой методике последовательно выполняются следующие операции: 1) Составляется график зависимости интервальных скоростей от глубин в полулогарифмическом масштабе, как показано на рис. 22. 2) По значениям интервальных скоростей, характеризующим нормально уплотненные пачки пород, проводится прямая. Для подтверждения зоны нормального уплотнения на рис. 22 приведена дополнительная информация по скважинам. 3) Для зон недоуплотнения, низкой плотности и АВПД характерны отклонения от нормальной зависимости. Интервальную скорость в не-доуплотненной части (на глубине Од) сопоставляют по вертикали с некоторой точкой на графике нормального уплотнения (на глубине D]}, характеризующейся той же интервальной скоростью и предположительно той же величиной эффективного напряжения. 4) Чтобы получить значение градиента давления пластовых флюидов (Рд) для недоуплотненной части разреза, глубины D1 и D2 используют обычно в комплексе с величиной нормального градиента давления пластовых флюидов

РИС. 20. Карта равных мощностей интервала разреза от репера 1(TZ1) переходной зоны до репера 2(TZ2) свиты Пьер (по данным сейсморазведки и бурения). Сечение изопахит 25 фут (7,5 м).

РИС. 21. Карта скоростей для интервала разреза от репера 1 (TZI) до репера 2 (TZI) переходной зоны (по данным сейсморазведки и бурения). Сечение изолиний 500 фут/с (150 м/с). Стрелки на рисунке указывают скважины.

РИС.22. Определение градиента пластового давления для глин свиты Пьер.

0,465 (фунт/дюйм^/фут ) и давления вышележащей толщи осадков 1,0 (фунт/дюйм^)/фут:

P2 = (D1*0/465 + (D2 – D1)*1.0)/D2 По скважинам в Sec. 6, TIN, R69W и Sec. 3, T2N, R68W для интервала 1 фунт/дюйм2 = 0,07 кгс/см2^? кПа; 1 фут =0,3048 м.-Прим. ред. TZ1 — TZ2 были рассчитаны градиенты давления пластовых флюидов, которые оказались равными 0,7 (фунт/дюйм^/фут. Этот градиент приблизительно на 0,2 (фунт/дюйм^/фут больше нормального. Можно предполагать, что он свидетельствует о наличии аномальных давлений в переходной зоне в этих двух скважинах, но соответствующих определений при опробовании с целью проверки точности этих расчетов не делалось. Аномально высокие давления, по-видимому, ограничены границами переходной зоны и не выходят за пределы глубины ее подошвы. Как отмечалось, палеоградиенты давления и площадь развития аномальных давлений в прошлом могли быть гораздо больше, чем в настоящее время. Дифференцированный характер нагрузки и постепенное формирование зон аномально высокого давления пластовых флюидов, вероятно, определяли площадь развития конседиментационных сбросов. НОВАЯ МОДЕЛЬ ТЕКТОНИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ РЕГИОНА СКАЛИСТЫХ ГОР Преобладающими структурными элементами, определяющими тектоническое строение региона, всегда считались системы разломов, связанные с фундаментом. На базе рассмотренных данных стратиграфии и сейсморазведки с целью объяснения характера системы неглубоко проникающих сбросов в бассейне Денвер следует создать новую объединенную тектоническую модель. В одной из таких моделей, основанной на концепциях, обобщенных Куртисом [4] и Брюсом [2], и построенной для того, чтобы объяснить генезис существующей системы нарушений, образование региональной системы конседиментационных сбросов дается на фоне процессов тектогенеза и осадконакопления дельтовых комплексов. Ниже описаны последовательные фазы формирования тектоники района на основе модели, изображенной на рис. 23. 1. В результате тектонических движений, связанных с воздыманием Передового хребта, образовался дельтовый комплекс. Депоцентр этого комплекса находится на обращенном к центру бассейна опущенном блоке системы разломов, связанной с фундаментом, и возник в период осадконакопления нижней переходной зоны. В дальнейшем в ходе седиментации всей оставшейся части позднемелового разреза данный дельтовый комплекс развивался в тесной связи с разломами. 2. Зона повышенной мощности осадков вторично зафиксирована при цикле седиментации свиты Пьер на участках, расположенных мористее восточного склона области поднятия, а чрезвычайно высокие скорости седиментации отмечались в зонах интенсивных прогибаний по окраине поднятия.

Подсчитано, что вся переходная зона глинистой формации Пьер отложилась за 1—2 млн. лет. Разрастание разрезов дельтовых комплексов за счет усиления поступлений материала из источников сноса (Передового хребта) увеличило прогибание депоцентров бассейна. Увеличение давления перекрывающих толщ, погружение и возобновление подвижек по глубинным разломам обусловили возникновение зон АВПД и появление конседиментационных сбросов. 3. Продолжающееся наращивание дельтовых осадков к центру бассейна в оставшийся отрезок мелового периода привело к дифференцированной нагрузке на нижележащие толщи осадков, к дальнейшему развитию конседиментационных сбросов и последующему появлению антитетических сбросов, обусловивших возникновение системы более мелкомасштабных систем горстов и грабенов.

-

РИС. 23. Геологическая модель системы конседиментационных сбросов в нижнемеловых отложениях Скалистых гор.

ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОЛУЧЕННЫХ ВЫВОДОВ ДЛЯ ПОИСКОВ НЕФТИ И ГАЗА Кроме влияния системы конседиментационных сбросов на создание благоприятных условий для возникновения проницаемости и пористости трещинного типа (о чем говорилось в связи с разведкой месторождения Спиндл в северо-восточной части района исследований [8]), здесь не рассмотрены никакие другие вопросы корреляции разломов со свойствами потенциальных коллекторов нефти и газа. Тем не менее данный тип сбросов развит в толщах пород и связан с потенциальными коллекторами на различных стратиграфических уровнях и в разных местах региона Скалистых гор. Например, аналогичный тип конседиментационных сбросов, по-видимому, характерен и для формации Фронть-ер в западной части шт. Вайоминг, формации Месаверде, распространенной в шт. Колорадо и Юта, песчаников Игл и формации Джудит-Ривер в шт. Монтана. В каждом из этих случаев конседиментационные сбросы могли играть главенствующую роль в локализации ловушек. Здесь разработана основная геолого-геофизическая модель, без которой не мыслится проведение поисковых работ на такие ловушки и соответствующая достоверная оценка их потенциала. То обстоятельство, что конседиментационные сбросы могут встречаться на различных стратиграфических уровнях и иногда накладываются на другие системы разломов, делает их идентификацию по материалам геологогеофизических работ достаточно трудной. Наличие конседиментационных сбросов в стратиграфических комплексах, расположенных выше основного поискового объекта, может привести к ошибкам в интерпретации сейсмических данных. Так, например, на рис. 24 можно видеть, какое воздействие оказывают изменения мощности литологической пачки и аномального давления, связанные с консе-диментационными сбросами, на точность сейсмического выделения опорного горизонта, лежащего ниже того уровня, где выявлены эти сбросы. В данной модели о характере строения среды приближенно можно судить по сейсмическому временному разрезу, основой которого служит опорный горизонт в отложениях, не затронутых конседимента-ционными сбросами. Для этого используются латеральное и вертикальное изменения скоростей в вышележащих осадках. На рис. 9 можно видеть пологие очертания антиклинальных структур в отложениях Хайгьен и Ниобрара на региональном сейсмическом профиле, проходящем через бассейн Денвер в исследуемом районе. Подобные неотчетливо выраженные антиклинальные формы с амплитудой порядка 30— 40 м сформировались полностью за счет комплексного воздействия таких факторов, как наличие аномально уплотненных глинистых масс и консе-диментационных сбросов в верхней части переходной зоны свиты Пьер. Комплексный анализ является единственным методом, с помощью которого можно установить и проследить границы распространения в разрезе конседиментационных сбросов, особенно в районах с унаследованным тектоническим развитием. Для такой работы необходимо привлекать исследователей широкого профиля, способных в комплексе анализировать геолого-геофизическую информацию, с тем чтобы удалось достаточно достоверно отразить на картах геологическое строение поисковых объектов.

ВЫВОДЫ Из проведенного анализа можно сделать следующие выводы: 1. На основе геолого-геофизических данных, касающихся системы нарушений позднемеловых осадочных комплексов, на восточном склоне центральной зоны Передового хребта выявлен новый для региона Скалистых гор тип тектонических элементов. Последние обусловленыаимосвязью систем неглубоко проникающих конседиментационных сбросов с системами разломов фундамента. 2. В пределах бассейна Денвер зона позднемелового депоцентра сформировалась под воздействием разломов, проходящих по восточному крылу центральной зоны Передового хребта. Интенсивное осадкона-копление и повторные подвижки по системам разломов, связанным с фундаментом, обусловили появление масс сверхуплотненных глин и связанных с ними систем конседиментационных сбросов в самой верхней части мелового разреза. 3. Аналогичные тектонические элементы, по-видимому, характерны и для других областей наибольшей интенсивности седиментации в пределах мелового форланда. Так, например, конседиментационные сбросы встречаются в отложениях формации Фронтьер в западной части шт. Вайоминг, формации Месаверде в западной части шт. Колорадо и Юта, в песчаниках Игл и формации Джудит-Ривер в шт. Монтана. В районах интенсивного унаследованного развития в ларамийскую фазу орогенеза более древние системы конседиментационных сбросов выявить гораздо сложнее. Основным путем к выявлению систем конседиментационных сбросов является комплексный анализ геолого-геофизических данных. 4. Выявление систем конседиментационных сбросов сыграет важную роль в дальнейших поисково-разведочных работах, проводимых в регионе Скалистых гор. Конседиментационные сбросы служили первыми ловушками на пути миграции нефти и газа и в определенной степени могли повлиять на объем и качество залежей. Появление антитетических разломов и трещин, связанных с лопатообразными поверхностями криволинейно выполаживающихся сбросов, могло благотворно повлиять на первичную трешиноватость коллектора. 5. Поиски и разведка залежей каменного угля в нижней части формации Ларами в значительной степени проводилась с учетом влияния конседиментационных разломов на мощность угольного пласта. Эти представления могут играть большую роль в разведке угольных месторождений, связанных с осадконакоплением в условиях дельтовой равнины, во многих областях региона Скалистых гор. Литература 1. Bedwell J. L. Textural parameters of clastic rocks from borenole measurements and their application in determining depositional environments. Ph. D, thesis, Colorado School of Mines, 215 p., 1974. 2. Bruce С. H. Pressured shale and related sediment deformation — mechanism for development of regional contemporaneous faults. AAPG Bull., 57, 878—886, 1973.

3. Colton R. В., Lowrie R. L. Map showing mined areas of the Boulder-Weld coal field, Colorado. U. S. Geol. Survey Misc. field studies map MF-513, 1973. 4. Curtis D. M. Miocene deltaic sedimentation, Louisiana Gulf Coast. SEPM Spec. Pub. 15, 293-308, 1970.

Использование амплитуды, частоты и других параметров при стратиграфическом анализе и выявлении углеводородов* М. Т. Тапер и Р. Е. Шерифф**

Краткое содержание. Прогресс в области регистрации сейсмических данных и методов их обработки позволил извлекать из сейсмических записей такую геологически значимую информацию, которая была недоступна в прошлом. Новые способы измерений обеспечивают выявление и анализ различных элементов геологического строения, включая некоторые виды скоплений углеводородов. Рассмотрение сейсмической трассы как одной из компонент комплексной функции позволяет осуществлять ее трансформацию в полярную систему координат и вычислять параметры, получившие название «мгновенной амплитуды отражения»*** и «мгновенной фазы». Эти и производные от'них другие параметры называются характерными параметрами и могут быть изображены на сейсмических разрезах с помощью цветовой гаммы. Способ цветного изображения позволяет интерпретатору сопоставлять указанные параметры и их вариации со структурными и другими характеристиками исследуемой среды, которые находят отражение на сейсмических разрезах, тем самым облегчается установление корреляций между измеряемыми параметрами и факторами, вызывающими их изменение. На ряде примеров показано, как подобный анализ и способ представления результатов помогают выявить и изучить тектонические наруше-., ния, поверхности несогласия, зоны выклинивания и замещения, области латерального наращивания отложений, границы сейсмических комплексов, скопления углеводородов и аномалии стратиграфической и другой природы, которые можно ошибочно интерпретировать как скопления углеводородов. ВВЕДЕНИЕ Корреляция на основе общего «характера» сейсмического сигнала практикуется в разведочной геофизике с момента появления сейсморазведки MOB. Интерпретаторы давно обратили внимание на то, что определенным сериям отражающих горизонтов или осадочных образований соответствуют отраженные волны характерной для них формы, и использовали это явление для отождествления отражений, разобщенных зоной потери корреляции, в области разрывных нарушений и при проверках правильности увязки отражений по площади. Наблюдаемые изменения формы волны связывались ими с изменением мощности соответствующей части разреза, ее фациального состава, числа пластов, их мощностей и т. п. Интерпретация по общему «характеру» отражений оставалась искусством: специалист-геофизик,

имеющий большой опыт работы в данном конкретном районе, распознавал определенные вариации формы отражений и умел определять их геологическую значимость, тогда как специалист такой же квалификации, но не знакомый с данным районом, не был способен даже обнаружить эти характерные вариации, а если бы и смог их обнаружить, не сумел бы дать им правильное объяснение. В настоящее время распознавание вариаций записи, связанных с геологическим строением недр, стало значительно более легким делом благодаря прогрессу, достигнутому в следующих трех направлениях: 1) Сейчас применяются более совершенные методы записи и обработки, позволяющие получать данные с меньшим искажением при более низком уровне помех. Запись и обработку данных следует вести таким образом, чтобы влияние факторов, не связанных с особенностями геологического строения, оказалось минимальным. Значения амплитуд и весь диапазон частот должны быть сохранены, сейсмический импульс должен быть укорочен и стабилизирован, многократно-отраженные волны и другие помехи подавлены, а полученные сигналы подвергнуты миграции без искажения их амплитуды и формы волны. Оставшиеся на сейсмической записи вариации сигнала должны быть только полезными, т. е. вызванными изменениями геологического строения недр; тогда эти данные будут нести в себе стратиграфическую информацию. 2) По сейсморазведочным данным теперь определяют значительно большее число параметров, что позволяет выполнять всесторонний анализ сейсмических материалов. Время вступления полезной волны является наиболее известным параметром, определяемым по сейсмограмме; затем определяют кинематический сдвиг (приращение времени вступления волны за счет увеличения расстояния от источника до сейсмоприемника), амплитуду и реже преобладающую частоту (или главный период) волны. Одна из задач этой работы — показать, каким образом можно определить еще несколько характерных параметров. 3) Разработаны разнообразные формы представления результатов, дающие интерпретатору большие возможности для установления различных корреляционных связей. Обычно мы имеем дело с таким большим числом переменных (положение точки на профиле, время вступления волны, кинематический сдвиг, амплитуда, преобладающая частота и т. д.), что их трудно изобразить в наглядной графической форме в двух измерениях (на плоскости сейсмического разреза). Выходомявляется «множественное» представление, например получение одних и тех же разрезов при разных амплитудах, или при разных скоростях суммирования ОГТ, или при разных частотных фильтрах. Отдельно представляются также результаты скоростного анализа, графики частотных спектров и другие материалы. Такое «множественное» представление все же часто не позволяет проводить многомерную корреляцию нескольких параметров из-за обилия графических материалов. Еще одна задача настоящей работы состоит в описании возможного решения этой проблемы (представления множественной информации) с помощью цветных изображений.

СЕЙСМИЧЕСКАЯ ВОЛНА КАК АНАЛИТИЧЕСКИЙ СИГНАЛ Сейсмические волны, которые мы обычно регистрируем, можно рассматривать как аналитический сигнал, т. е. комплексную функцию, имеющую действительную и мнимую части, из которых только действительная регистрируется и изображается на сейсморазрезе. Такой комплексный сигнал можно назвать также «фазовой функцией времени» — («time-dependent phasor» [1]). Используя это представление о сейсмическом сигнале, выразим наблюдаемую сейсмическую трассу g(t) в виде уравнения g(t)=R{t)cosQ{t). Величина R (t) есть огибающая сейсмического сигнала, а 9 (t) — фаза. Представим себе вектор, перпендикулярный временной оси (рис. 1), длина которого является функцией времени; вектор вращается вокруг оси времени, причем угол поворота также является функцией времени. Проекция конца этого вращающегося вектора на действительную плоскость и есть обычная сейсмотрасса g(t). Если этот вектор спроектировать на мнимую плоскость, то получим мнимую трассу («quadrature trace»). Мнимая трасса h{t) описывается уравнением h(t)=R(t)sinQ{t). С помощью преобразования Гильберта [I], можно рассчитать мнимую трассу по известной действительной трассе, чтобы затем анализировать обе эти составляющие. Сейсмическая трасса обычно отражает скорость движения среды (при наземной сейсморазведке с использованием сейсмоприемников-гео-фонов) или изменения давления в среде (при морской сейсморазведке с применением сейсмоприемников-гидрофонов), вызываемые проходящей сейсмической волной. Сейсмическая волна создает движение частиц материальной среды, выводящее эти частицы из положения равновесия, и, следовательно, может характеризоваться некоторой кинетической энергией. Будем считать, что обычная сейсмотрасса g(t) отражает вариации кинетической энергии. Движению частиц препятствуют упругие силы, под действием которых движение замедляется и происходит нако-

Реальная сейслютрасса РИС. 1. Комплексная сейсмическая трасса, образуемая вращающимся вектором, длина которого и угол поворота являются функциями времени. Фактическая сейсмическая трасса является проекцией этого вектора на действительную плоскость, а мнимая трасса есть его проекция на мнимую плоскость. пление потенциальной энергии. При движении частицы в процессе прохождения сейсмической волны происходит переход кинетической энергии в потенциальную и обратно. Примем, что мнимая трасса h(t) отражает вариации потенциальной энергии. Обычно сигнал на выходе сейсмоприемника пропорционален скорости смещения частиц среды, откуда следует, что кинетическая энергия пропорциональна квадрату амплитуды сейсмической трассы. Исходя из этих представлений, величину R (t) в приведенных выше уравнениях можно считать пропорциональной квадратному корню из значения полной энергии сейсмической волны в любой данный момент времени. МГНОВЕННАЯ АМПЛИТУДА И МГНОВЕННАЯ ФАЗА Приведенные выше уравнения можно решить отдельно относительно R (t) и относительно 0 (t). Будем называть величину R (t) мгновенной амплитудой, а 9 (t) — мгновенной фазой: R(t)=[_g(tY+hW2, Q(t)=arctg[h(t)/g(t)]. Эти уравнения решают для каждой дискретной точки (после квантования трассы), получая независимые значения R(t) и Q(t) в каждой точке, а не средние значения этих величин для множества дискретных точек. С момента вступления отраженного сейсмического сигнала мгновенная амплитуда вначале увеличивается, затем уменьшается, так что одному отражению соответствует один локальный максимум мгновенной амплитуды. Полярность колебания в момент достижения этого максимума может быть положительной или отрицательной в зависимости от того, положителен или отрицателен коэффициент отражения,

а также от того, как интерференция соседних отражений влияет на форму сигнала, какие условия предусмотрены методикой регистрации, обработки и представления результатов и какой сдвиг по фазе был внесен в процессе записи и обработки. Если абсолютную величину максимума мгновенной амплитуды наносить на разрез в зависимости от фазы, которую волна имеет в момент достижения этого максимума, то полученное изображение позволит оценить полярность и амплитуду огибающей сейсмического сигнала. На приводимых ниже рисунках (8, 19 и 20) такие изображения получены с помощью цветового кодирования значений мгновенной амплитуды и нанесения их на действительные трассы. Мгновенная амплитуда может достигать максимальной величины не только при значениях фазы волны, точно соответствующих ее экстремумам, особенно если наблюденное отражение является результатом сложной интерференции нескольких более слабых отражений. Следовательно, максимум мгновенной амплитуды является более значимой характеристикой полезного сигнала, чем просто амплитуда самого интенсивного положительного или отрицательного экстремума. Поэтому мгновенная амплитуда как сейсмический параметр принципиально отличается от обычно используемой амплитуды отражения. Определение положения' максимума мгновенной амплитуды (в пределах изучаемого полезного сигнала) позволяет получить дополнительную информацию. Изображение мгновенной амплитуды в цветовом коде дает возможность количественно оценить «характер» отражения. Например, это иногда помогает выделить сильные одиночные отражения от массивных отражающих горизонтов среди похожих на них сложных интерференционных картин.4, Отражения от опорных горизонтов обычно отличаются постоянством на значительных территориях. Такие отражения являются лучшими реперами при осреднении (сглаживании) данных или при анализе изменений разницы времен регистрации сейсмических отражений, которые могут свидетельствовать о дифференцированном уплотнении пород, локальном или региональном выклини-вании, фациальных замещениях, вариациях скорости и т. д. Волны, образующиеся в результате интерференции нескольких отдельных отражений, обычно варьируют вдоль сейсморазведочного профиля в зависимости от изменения мощности отдельных пластов или их акустических параметров. Вариации мгновенной амплитуды, закономерные в пределах структуры, можно расценивать как признак ее конседиментацион-ного развития. Вдоль поверхностей несогласия часто наблюдается изменение мгновенной амплитуды при изменении прилегающих к ним снизу пород. Этот признак позволяет выявлять поверхности несогласия, неразличимые по другим данным. Возможность количественной оценки мгновенной амплитуды способствует определению литологии пород, залегающих под поверхностью несогласия, если справедливо необходимое для этого допущение о стабильности условий осадконакопления пород, залегающих над этой поверхностью (т. е. если все вариации коэффициента отражения от поверхности несогласия связаны с изменением

акустических свойств пород, залегающих под несогласием). Границы сейсмических комплексов обычно характеризуются довольно высокими значениями мгновенной амплитуды. Мгновенная фаза является величиной, не зависящей от мгновенной амплитуды. Этот параметр характеризует непрерывность отражений; для его изображения на сейсморазрезе (примеры приведены ниже на рис. 9, 13, 16, 18) каждому положительному и отрицательному экстремуму и каждому пересечению с нулевой линией поставлен в соответствие один цвет, так чтобы любую фазу можно было проследить от трассы к трассе. Поэтому слабокогерентные волны на таком разрезе пропадают. Цветовое изображение фазы строится на основе непрерывной круговой цветовой гаммы, так что фазы +180 и —180° имеют одинаковый цвет, поскольку им соответствует один и тот же угол. Такой способ представления фазы сигнала особенно эффективен для выявления выклиниваний, угловых несогласий и для определения интерферирующих отражений от пластов с различными углами падения. ЧАСТОТА Производная от мгновенной фазы по времени называется мгновенной частотой. Подобно мгновенной фазе, этот параметр характеризует точку, а не является средней величиной для некоторого интервала. Мгновенная частота может измениться очень резко. Это ее свойство в ряде случаев является положительным качеством, так как резкие изменения не теряются при осреднении данных, но в других случаях может оказаться и отрицательным, поскольку при обилии таких резких изменений интерпретатору трудно в них разобраться. (Примеры изображения мгновенной частоты приведены на рис. 10 и 15.) Полезной операцией является сглаживание частотных данных. Его можно осуществить несколькими способами, например используя «временные окна», форма и длина которых изменяются во времени. В частности, высокоэффективным методом сглаживания является взвешивание частот в соответствии с мгновенной амплитудой, в результате которого получают «средневзвешенные частоты». (Изображения этого параметра приведены на рис. 11, 17 и 21.) Указанные способы определения частоты - как мгновенной, так и взвешенной отличаются от более известных методов преобразования Фурье, которые состоят в представлении достаточно протяженного отрезка трассы в виде серии волн синусоидальной формы, имеющих разную частоту, амплитуду и фазовый сдвиг. При этом амплитуды составляющих частотного спектра являются средними величинами, характеризующими весь обрабатываемый отрезок трассы, а не один момент времени. В некоторых районах хорошо зарекомендовало себя выделение по частоте коллекторов, насыщенных конденсатом; таким коллекторам, как правило, соответствуют характерные низкочастотные аномалии, наблюдаемые непосредственно под ними. Корреляция между этими аномалиями взвешенной частоты и залежами конденсата была установлена эмпирически по многочисленным наблюдениям. Механизм затухания высоких частот в таких зонах не выяснен.

ПОЛЯРНОСТЬ Знак сейсмотрассы (положительный или отрицательный), определяемый в момент, когда мгновенная амплитуда достигает максимального значения, называется полярностью. Для ее изображения применяются два цвета: малиновый и голубой — в зависимости от того, каков предполагаемый коэффициент отражения — положительный или отрицательный (если трасса представляет собой отражение от одиночной поверхности раздела). Густота цвета выбирается в зависимости от абсолютной величины мгновенной амплитуды (примеры изображения полярности см. на рис. 12 и 14). ПРЕДСТАВЛЕНИЕ ДАННЫХ С ПОМОЩЬЮ ЦВЕТНЫХ РАЗРЕЗОВ Необходимость «одновременной» оценки большого объема данных создает значительные трудности при интерпретации. Возможность определения большего числа параметров усугубляет трудности, так как для оптимальной оценки и интерпретации необходим учет всей получаемой информации. Цветные изображения помогают отразить значимость отдельных параметров и взаимосвязь между ними. Цвет как бы позволяет добавить еще одно измерение к анализируемой модели; закодированные цветовой гаммой значения параметров можно наложить на обычный сейсмический разрез, так что и обычные данные, и вариации закодированного цветом параметра могут анализироваться одновременно, в результате чего облегчается установление взаимосвязи между ними. Использование цветных изображений приобретает все большее значение, однако число публикаций по этому вопросу весьма невелико. В работе [2] рассмотрены проблемы использования цветных сейсмораз-резов для облегчения интерпретации, а рекламные иллюстрации в журнале «Geophysics», публикуемые от случая к случая, не раскрывают всех возможностей этого способа. Использование цвета для изображения сейсмической информации в большинстве случаев сводилось к получению либо примитивных цветных разрезов всего в несколько цветов, либо трудновоспроизводимых изображений. Система изображения характерных сейсмических параметров «Сейс-хром» (Seis-Chrome) используется уже в течение ряда лет, но в опубликованных материалах она почти не описана. В этой системе применяется методика цветового кодирования данных,' в которой используются преимущества цифровой обработки: каждой «точке» на плоскости разреза присваивается определенное число, отдельно для каждого изображаемого параметра, и определенный цвет соответствует каждому числу или диапазону чисел. Как правило, применяется соотношение «один к одному», при котором каждому числу соответствует определенный оттенок определенного цвета. Обычно прилагается цветовая шкала («ключ»), по которой можно определить, какое численное значение параметра соответствует данному цвету, чем обеспечивается возможность количественной интерпретации цветовых вариаций. (Набор цветовых шкал, обычно прилагаемый к изображениям, показан на рис. 7, а схематическая иллюстрация такого кодирования — на рис. 22.) Могут быть использованы и другие цвета и дополнительные оттенки, но независимо от этого соблюдается основное условие кодирования: одинаковым числам соответствует один и тот же цвет, и наоборот.

В цветовом коде обычно изображаются следующие сейсмические параметры: 1) мгновенная амплитуда, 2) фаза, 3) частота — мгновенная или взвешенная, 4) полярность и 5) скорость. Однако возможности цветового представления этим не ограничиваются, и другие величины, например наклон осей синфазности, темп изменения (градиент) наклона или поперечный наклон осей синфазности, также могут быть изображены на подобных разрезах. ПРИМЕРЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ ИНТЕРПРЕТАЦИИ Геологическая интерпретация закодированных в цвете изображений динамических параметров сейсмозаписи поясняется на примерах, для которых использованы пять сейсмических разрезов. Элементы обычной интерпретации показаны на традиционных черно-белых сейсмических разрезах на рис. 2-6 и обозначены буквами латинского алфавита, на которые в дальнейшем изложении мы будем ссылаться (цветные изображения, соответствующие этим разрезам, показаны на рис. 8 — 22). Все цветные разрезы получены с помощью системы «Сейс-хром», и право их публикации принадлежит фирме «Сейском дельта». В принципе для каждого разреза обычно получают изображения самых разных параметров, поскольку каждое из них позволяет выделить разные интерпретируемые элементы, а их сопоставление дает возможность полнее проанализировать один и тот же элемент, по-разному или одинаково выделяющийся на различных изображениях. Но здесь в качестве примера показаны лишь некоторые из возможных изображений каждого разреза, отобранные не для выполнения исчерпывающей интерпретации, а для того, чтобы проиллюстрировать, как пользоваться такими изображениями. На рис. 7, а показана цветовая шкала, часто применяемая для кодирования мгновенной амплитуды. Оттенки цвета проградуированы в отрицательных значениях децибел, т. е. цвету, соответствующему максимальной мгновенной амплитуде на данном разрезе (или в данном районе, если шкала является единой для всех разрезов в этом районе, что позволяет проводить количественное сравнение этих разрезов), при-

Рис. 2 Концентрированное изображение одного из сейсмических разрезов, полученных в акватории штата Луизиана по способу восстановления амплитуд.

РИС. 3. Сейсмический разрез по меридиональному профилю, совпадающему с направлением регионального падения пластов. Восточный Техас. Этот чернобелый разрез соответствует цветным изображениям на рис. 13—15.

РИС.4. Сейсмический разрез по одному из профилей Северного моря. Соответствует цветным изображениям на рис. 16-17.

РИС.5. Сейсмический разрез по профилю,отработанному в Западной Канаде, соответствует цветным изображениям на рис. 18-19.

РИС. 6. Сейсмический разрез по профилю из прибрежья Аляски. Показанная интерпретация проблематична ввиду отсутствия скважин. Разрез соответствует цветным изображениям на рис. 20—21.

сваивается значение «О дБ» (максимальная амплитуда). Поскольку при интерпретации важно подчеркнуть наиболее сильные отражения, им поставлены в соответствие оттенки красного цвета, хотя в принципе такой выбор цветов и их оттенков не является обязательным и может быть иным. На рис. 7, б приведена шкала, обычно используемая при кодировании фазы. Вся гамма цветов образует замкнутый непрерывный круговой спектр, так что фаза —180° имеет тот же цвет, что и +180°. На рис. 7, в изображена цветовая шкала частот с шагом 2 Гц. За ее пределами остаются частоты ниже 6 Гц, в том числе и эпизодические отрицательные частоты (получаемые в случае, когда комплексный вектор временно изменяет свое направление на противоположное). Этим частотам цвет не присваивается. Двухцветная шкала, показанная на рис. 7, г, используется для изображения полярности; цвет показывает, отрицательна фаза или положительна в момент, когда мгновенная амплитуда достигает локального максимума. Каждый цвет имеет пять (различающихся по густоте) оттенков, и густота их зависит от соответствующего значения мгновенной амплитуды. Если знак полярности известен, то положительным значениям коэффициента отражения соответствует малиновый цвет, а отрицательным — голубой. ПРИМЕР ИЗ АКВАТОРИИ ШТ. ЛУИЗИАНА На рис. 8—12 приведены цветные изображения, полученные для разреза по одному из морских профилей у берегов Луизианы, показанного на рис. 2; длина этого профиля 16 км. Все приведенные здесь разрезы являются «концентрированными», т. е. построены с сильным уменьшением горизонтального масштаба; такое «сжатие» позволяет на одном разрезе отразить большую протяженность профиля. Получающееся резкое укрупнение вертикального масштаба облегчает выполнение стратиграфических построений, поскольку «с одного взгляда» можно охватить значительные по протяженности и покрытые съемкой участки. Однако «концентрированные» изображения искажают истинную структурную картину. Так, сбросы кажутся более крутыми, чем они есть в действительности. Черно-белый разрез (рис. 2), полученный по способу «восстановления истинных амплитуд», является основой для цветных разрезов, кроме изображения фазы; иногда в качестве черно-белой основы используется «фазовый» разрез, выполненный в чернобелой модификации. На рис. 8 изображены вариации мгновенной амплитуды отражений по разрезу; известно, что этот профиль пересекает несколько залежей газа и нефти. Газовые залежи часто характеризуются «яркими пятнами» — высокоамплитудными отражениями, которым соответствуют красный и желтый цвета (элементы А, В и С на рис. 2). Неглубоко зале-

гающие тазовые скопления (Л, В) не являются промышленными, а яркое пятно на отметке 1,35 с (С) соответствует промышленной залежи газа. Ниже этого газового месторождения с глубины на отметке 2,1 получают промышленный конденсат (D). Амплитудная аномалия, связанная с этим скоплением конденсата, выражена крайне слабо, хотя на отметке примерно 2,2 с видна горизонтальная площадка, по-видимому соответствующая контакту конденсат — вода. На цветном изображении фазы (рис. 9) хорошо видна непрерывность отражений; такие изображения особенно полезны, когда отношение сигнал/помеха невелико, хотя это преимущество фазовых воспроизведений в данном конкретном примере не видно. Нарушение непрерывности, сбросы, угловые несогласия, выклинивания, зоны возрастания и уменьшения мощности, схемы регрессивного прилегания, подошвенного нале-гания, интерференционные и дифрагированные волны четко вырисовываются на фазовых разрезах. Дифрагированные волны, образующие «антиклиналь» с вершиной на отметке 1,65 с в правой части разреза (Е), являются сигналами, пришедшими от объекта, который расположен в стороне от плоскости разреза, и поэтому не связаны с геологическим строением недр в плоскости рассматриваемого профиля. На рис. 10 приведены вариации мгновенной частоты. Цветные изображения облегчают корреляцию горизонтов, разорванных нарушением (например, элемент F). Изменение цветного рисунка в латеральном направлении свидетельствует о непостоянстве параметров отражающего горизонта. Такие изменения заслуживают повышенного внимания интерпретатора, хотя причина конкретного изменения на том или ином участке может оставаться неясной. На рис. 11 изображены частоты, взвешенные по силе отражения и затем сглаженные. Резкие вариации частоты, иногда затрудняющие чтение изображений мгновенной частоты, на этом рисунке осреднены. Четко выраженные переходы к пониженным частотам под газоносными песчаниками (G, Я) свидетельствуют о поглощении высоких частот в газонасыщенных зонах. С конденсатным скоплением (D) связана отчетливая низкочастотная аномалия; в данном районе подобные аномалии часто характеризуют залежи углеводородов. Полярность отражений для этого разреза показана на рис. 12. Здесь хорошо видно, что яркое малиновое пятно на отметке около 0,55 с (J) — это аномалия, отличающаяся от ярких пятен голубого цвета, связанных с газовыми залежами (А, В, С). Малиновый цвет яркого пятна свидетельствует о положительном коэффициенте отражения, т. е. об увеличении акустической жесткости пород (возможно, из-за увеличения содержания карбонатов), тогда как газонасыщенность пород обычно приводит к уменьшению акустической жесткости, поскольку газонасыщенные песчаники характеризуются пониженными значениями скорости и-плотности. Горизонтальная площадка на отметке 2,2 с в левой части разреза (Д), по-видимому, связана с положительным коэффициентом отражения.

ПРИМЕР ИЗ ВОСТОЧНОГО ТЕХАСА На рис. 13—15 приведены изображения разреза по меридиональному профилю, проведенному в Восточном Техасе в направлении падения пластов; чернобелое изображение этого разреза дано на рис. 3. На рис. 13 показан фазовый разрез. Основная аномалия здесь связана с непористым рифом Эдвардз, левый край которого виден чуть правее центральной части разреза на временной отметке 2,6 с (элемент А на рис. 3). Отражение, прослеживающееся от отметки 2,75 с на левом крае разреза до 2,3 с на правом, называют отражением Остин (писчий мел). Ниже мела Остин, левее рифа Эдвардз, происходит выклинивание песчаников Вудбайн (В, С). С прилегающими к рифу песчаниками Вудбайн в этом районе связаны промышленные скопления газа. На фазовом воспроизведении хорошо видно напластование формации Вудбайн (по схеме бокового наращивания). Рисунок бокового наращивания в разрезе формации Мидуэй (D, Е) виден примерно на 0,2 с выше отражения Наварро. Зоны налегания и регрессивного прилегания на фазовом воспроизведении видны весьма четко, что облегчает прослеживание границ сейсмических комплексов. На рассматриваемом разрезе границами латерально нарощенного комплекса Мидуэй являются отражение F и горизонт Наварро; подобными границами являются также отражающий горизонт Джеймс, над которым наблюдаются схемы налегания (элементы К и L), и отражение, характеризующееся схемой налегания в зоне G. На рис. 14 приведен разрез с изображением полярности. Отметим перемену полярности (изменение голубого цвета на малиновый) отражения от мела Остин над рифом Эдвардз (J). Правее рифа коэффициент отражения положителен, что объясняется присутствием известняковых высокоскоростных пород, тогда как левее рифа он отрицателен из-за пониженных скоростей, свойственных песчано-глинистым породам комплекса Вудбайн. Перемена полярности, определяемая по значениям фазы при экстремальных значениях мгновенной амплитуды, служит признаком изменения скорости, что согласуется с оценкой скорости посредством расчета интервальных скоростей по годографам ОГТ вдоль этого профиля. Сильно отражающие границы в нижней части этого разреза, вероятно, соответствуют подошве соленосной толщи Луан. Карты равных времен пробега между отражающими горизонтами (карты изохрон) являются высокоинформативными документами, позволяющими оконтуривать геологические объекты. Их надежность снижается, если изменчива форма отраженной волны, по которой берется отсчет времени. Выдержанность анализируемых параметров по латера-ли на цветных изображениях полярности, мгновенной амплитуды или других параметров способствует выбору .качественных опорных отражений (если имеется возможность такого выбора) для снятия отсчетов времени. Например, латеральная изменчивость отражения Джеймс, безусловно, приведет к тому, что карты изохрон, построенные с использо-

ванием этого отражения в качестве опорного горизонта, помимо других погрешностей будут нести в себе погрешность, связанную с влиянием этих изменений. На рис. 15 показано воспроизведение мгновенной частоты на этом разрезе. Следует отметить четко выраженный рисунок, характеризующий зону рифа Эдвардз (между А и М). ПРИМЕР ИЗ СЕВЕРНОГО МОРЯ На рис. 16 показаны изменения фазы на одном из разрезов Северного моря. Черно-белая копия этого разреза приведена на рис. 4. Добыча углеводородов ведется из турбидитных песчаников палеоценового и эоценового возраста, отложенных в виде холмообразных тел. Сильное отражение на отметке 1,95 с, примерно соответствующее границе между эоценом и палеоценом, практически не фиксирует здесь какой-либо структуры. Песчаники турбидитов (А, В на рис. 4), судя по всему, были отложены на этой седиментационной поверхности, хотя если принять во внимание характер отражений непосредственно под нею (С), то можно предположить отложение турбидитов еще в палеоцене. Турбидиты выделяются характерным рисунком на фазовом разрезе. На рис. 17 показано воспроизведение средневзвешенной частоты для этого же разреза. Зоны низкой частоты непосредственно под турбидита-ми объясняются поглощением высоких частот в газовых залежах. Следовательно, границы низкочастотной зоны (D, Е) могут определять нижний предел продуктивной зоны. Низкочастотная аномалия неоднородна в пределах всего месторождения; ее изменчивость, по-видимому, связана с неоднородностью газовой залежи. По кровле меловых пород на этом временном разрезе выделяется структура, амплитуда которой на отметке около 2,4 с составляет более 50 мс. ПРИМЕР ИЗ ЗАПАДНОЙ КАНАДЫ На рис. 18 и 19 приведены изображения вариации фазы и мгновенной амплитуды на разрезе по профилю, пересекающему рифы в Западной Канаде; этот разрез показан также на рис. 5. Один из рифов выделен непосредственно ниже временной отметки 2 с в левой части разреза (А). Дифференциальное уплотнение осадков непосредственно над рифом и по его периферии привело к образованию структуры облекания в вышележащих отложениях на значительном расстоянии от него вверх по разрезу. Сам риф отражает упругие волны слабо; на разрезе он выделяется как зона нарушения непрерывности отражений в латеральном направлении. Еще один менее заметный риф выделяется в правой части разреза (В), причем также по латеральным вариациям мгновенной амплитуды отражения. Судя по всему, мгновенная амплитуда больше на уровне рифа со стороны палеоморя (слева от него). На разрезе выделяется поверхность несогласия, проходящая в левой части на отметке 1,55 с, а в правой части — на отметке 1,45 с. Залегающий на этой поверхности базальный песчаник отсутствует в районах, где мгновенная амплитуда особенно велика (между С и D и между Е и F). Яркие пятна, связанные с отсутствием базального песчаника, резко заканчиваются над

рифами (С, Е), что позволяет сделать следующее предположение: благодаря дифференциальному уплотнению рифы оказались отраженными в рельефе поверхности несогласия к моменту осад-конакопления этих базальных песчаников, что и привело к отсутствию их в разрезе на некотором расстоянии от каждого рифа со стороны суши. Резкий обрыв этих ярких пятен в направлении палеоморя может служить дополнительным признаком при поиске нижележащих рифов. Интерпретация ярких пятен в этом районе была бы весьма затруднительной, если бы не было достаточно полных данных бурения. Значительно большую информацию можно извлечь из сейсморазведочных данных, если результаты интерпретации сейсморазрезов рассматривать в комплексе с материалами по скважинам. Цветовые изображения динамических сейсмических параметров позволяют распространить результаты исследования скважин на окружающие их территории, например прослеживать распространение упомянутых базальных песчаников по площади района. (Можно также выявлять зоны, в которых цветовой рисунок прослеживаемого в латеральном направлении сейсмического параметра начинает отличаться от рисунка, установленного в районе скважины.) ПРИМЕР ИЗ АКВАТОРИИ АЛЯСКИ На рис. 20 и 21 показан один из разрезов, полученных в акватории Аляски. Его черно-белый вариант приведен на рис. 6, но показанный на нем вариант интерпретации имеет вероятностный характер, так как здесь отсутствуют скважинные данные. Разрезы получены посредством миграции с помощью решения волнового уравнения при сохранении значений амплитуд и формы отраженной волны. Миграция позволила добиться большей контрастности интерпретируемых элементов, «разрешить» глубокие отражающие площадки и точки дифракции, а также противоречащие друг другу оси синфазности. Однако на разрезе осталось заметным влияние поперечного наклона, не исключенное миграцией (миграция выполнялась только в двух измерениях — в плоскости разреза). Интерферирующие отражения (зона Л) отличаются по соответствующей каждому из них величине поперечного наклона. На рис. 20 показаны вариации мгновенной амплитуды. Интенсивное отражение, прослеживающееся от отметки 1,6 с на левом крае разреза до 0,9 с на правом, соответствует поверхности углового несогласия. Вывод о перемене полярности этого отражения при переходе через линию сброса основывается на следующем наблюдении: слева от линии сброса (зона В} красное пятно приходится на отрицательный экстремум мгновенной амплитуды (на светлую зону между двумя черными линиями черно-белой основы, полученной по способу «восстановления амплитуд»), тогда как справа от сброса (зона С) такое пятно приходится на положительный экстремум (на черную линию). На рис. 21 показано цветное изображение средневзвешенных частот. Обычно на разных видах разрезов хорошо выделяются разные элементы геологического строения. Так, на частотном разрезе для опущенного блока сброса не выделяется резко выраженная на предыдущем разрезе поверхность несогласия (В), а выделяется менее глубоко расположенное отражение, (D). Отсутствие аналога этого отражения (D) на приподнятом крыле сброса на частотном разрезе объясняется влиянием быстрого смещения блоков по этому сбросу в процессе осадконакопле-ния. В подтверждение такому истолкованию отметим

значительный «загиб» пластов вниз на контакте с плоскостью сброса в этом интервале и непосредственно выше (Е), причем этот загиб практически исчезает в пластах, залегающих выше по разрезу, хотя отчетливо видно, что этот сброс продолжается вверх на значительное расстояние. Границы сейсмических комплексов характеризуются определенными рисунками отражений и поэтому видны на частотном разрезе (например, F и G), равно как и упомянутая выше поверхность несогласия (В, С). Наиболее четко границы комплексов видны на фазовом разрезе (для рассматриваемого профиля он не приведен), однако их можно увидеть и на изображениях мгновенной амплитуды, частоты и других параметров. Более информативным является сводное изображение, получаемое путем комбинирования нескольких воспроизведений разных параметров; его удобнее интерпретировать, чем каждое воспроизведение в отдельности. ПРИЛОЖЕНИЕ: ВЗАИМОСВЯЗЬ МЕЖДУ СЕЙСМИЧЕСКИМИ ПАРАМЕТРАМИ Участок сейсмотрассы (часть одной из трасс разреза, показанного на рис. 3,13, 14 и 15) в увеличенном масштабе приведен на рис. 22, совместно с закодированными цветом соответствующими значениями мгновенной амплитуды, фазы, мгновенной и средневзвешенной частоты и полярности. Литература 1. Bracewell R. N. The Fourier transform and its applications. New York, McGpawHill, 268-271, 1965. 2. Batch A. H. Color sonagrams — a new dimension in seismic data interpretation. Geophysics, 36, No. 6, 1074-1098, 1971. 3. Reilly M. D., Greene P. L Wave equation migration. 46th Ann. Mtg. Soc. Exploration Geophys., Houston, 1976. 4. Sheriff R. E. Inferring stratigraphy from seismic data. AAPG Bull., 60, 528-542, 1976. 5. Toner M. T. et al., Extraction and interpretation of the complex seismic trace. 46th Ann. Mtg., Soc. Exploration Geophys., Houston, 1976.

Поиски стратиграфических ловушек при помощи сейсморазведки М. Б. Добрин

Краткое содержание. Еще в начале 60-х годов Лайонс и Добрин указывали на возможность выявления литолого-стратиграфических ловушек углеводородов посредством сейсморазведки методом отраженных волн. Ограниченная разрешающая способность сейсморазведки, вероятно, была той основной причиной, из-за которой долгое время считали, что стратиграфические ловушки нефти и газа невозможно обнаружить этим методом. Однако в последние годы методы получения сейсмической информации и обработки сейсмических данных были значительно усовершенствованы, что привело к повышению качества, а следовательно, и разрешенности основного сейсмического сигнала. Из указанных достижений наибольшее применение нашли методы использования амплитуд для выявления стратиграфических особенностей разреза. Моделирование и проведение опытных работ в районах с известным геологическим строением дали обнадеживающие результаты, т. е. показали, что достигнутые усовершенствования должны повысить эффективность сейсморазведки MOB. Но мы пока еще не знаем, есть ли теперь возможность преодолеть ограничения самого сейсмического метода до такой степени, что обнаружение стратиграфических залежей нефти и газа понастоящему станет реальным. Трудно переоценить значимость геофизической информации для поисков стратиграфических ловушек, поскольку для этой цели требуется всесторонняя координация геофизических и геологических работ. Ряд месторождений такого типа был открыт с помощью современных сейсмических методов. Современная техника интерпретации, разработанная Вейлом и др., позволяет пересмотреть историю геологического развития и выявить особенности обстановки осадконакопления путем анализа формы отражений на сейсмических разрезах. В результате такого анализа можно наметить районы, которые с точки зрения обстановки осадконакопления наиболее перспективны для образования залежей углеводородов. Это позволяет устанавливать местоположение стратиграфических ловушек при минимальном объеме дополнительных сейсмических и геологических исследований. Даже в тех случаях, когда технические усовершенствования непосредственно повысили эффективность сейсморазведки для обнаружения литологостратиграфических залежей нефти и газа. Сохраняется насущная потребность

в комплексировании геологических и сейсмических данных, в особенности по скважинам, которые пробурены вблизи сейсмических профилей. Большинство крупных месторождений нефти и газа, связанных со стратиграфическими ловушками, выявлены в результате комплексных исследований, причем по многим из них материалы сейсморазведки были примитивными по современным стандартам. На конкретных примерах показаны результаты применения сейсморазведки MOB при поисках различных типов дитолого-стратиграфических ловушек, включая карбонатные тела, зоны эрозионного среза толщ терри-генных пород, песчаные тела и зоны фациального замещения. ВВЕДЕНИЕ Возможности сейсмического метода как средства обнаружения лито-логостратиграфических ловушек нефти и газа рассмотрены в обобщающей работе Лайонса и Добрина [II], в которой описано состояние проблемы на конец 60-х годов. С тех пор в технике сейсморазведки и в обработке данных произошли коренные изменения. Многие из этих усовершенствований рассмотрены в других статьях данной книги. Новые разработки повысили детальность сейсмического картирования и, как ожидается, должны улучшить возможности сейсморазведки с точки зрения обнаружения стратиграфических ловушек. Основным ограничением сейсмического метода при поисках ловушек такого типа была его недостаточная разрешающая способность для выявления деталей геологического строения, и любое усовершенствование в этом направлении должно повышать эффективность разведки стратиграфических залежей углеводородов. Однако имеющиеся трудности все еще весьма велики. Чтобы убедиться в том, что именно благодаря внесенным усовершенствованиям обеспечено увеличение успешности поискового бурения на литолого-стратиграфические объекты начиная с 60-х годов, необходимо тщательно проанализировать и оценить истинные возможности метода. В принципе коэффициент эффективности новых разработок можно установить сравнением числа поисковых скважин, заложенных по сейсмическим данным (которыми открыты литолого-стратиграфические залежи), с числом скважин, которые оказались успешными в конце 60-х годов, но такое сравнение вряд ли возможно. Статистические Данные подобного рода нигде не публиковались, и вряд ли они вообще существуют где-либо в нужном объеме. Примеры из практики прошлых лет служат другим надежным средством, позволяющим оценить возможности сейсмического метода для поисков литолого-стратиграфических ловушек, но описано также несколько случаев, когда свою роль сыграла и усовершенствованная техника сейсморазведки. Такие сведения приводились в сборнике Американской ассоциации геологовнефтяников (AAPG) «Memoir 16», где рассмотрены многие месторождения, открытые в прежнее время, при-

чем основная масса геофизической информации получена в процессе разведки в аналоговой форме (большая ее часть — с промежуточной магнитной записью). Изучение истории осадконакопления и палеогеографии по особенностям волновой картины, регистрируемой на сейсмограммах MOB, представляется весьма привлекательным средством на поисковом этапе. В ряде других статей данной книги рассмотрены методические вопросы такого анализа; в настоящей статье показано, как применить подобный подход в конкретных типичных ситуациях. Для различных литолого-стратиграфических объектов эффективность сейсморазведки неодинакова. Так, например, многие типы рифов можно с успехом выявить путем последовательного прослеживания отражающих горизонтов на сейсмических разрезах. Такие элементы, как зоны эрозионного среза, песчаные тела либо области фациального замещения, с которыми могут быть связаны залежи нефти и газа, труднее выявить непосредственно по сейсмическим разрезам, но часто это удается путем соответствующего комплексирования сейсмических данных с имеющейся геологической информацией. Тщательное ком-плексирование сейсмостратиграфического моделирования с анализом примеров из практики прошлых работ, — повидимому, именно этот путь позволит установить критерии для прогноза эффективности сейсморазведки в обнаружении литолого-стратиграфических объектов различных типов и определяющие параметры для каждого из них. ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ОСОБЕННОСТЕЙ ЗАПИСИ ОТРАЖЕННЫХ ВОЛН ДЛЯ ПОИСКОВ МЕСТОРОЖДЕНИЙ СТРАТИГРАФИЧЕСКОГО ТИПА Методы Неоценимую помощь при поисках литолого-стратиграфических залежей углеводородов оказывает реконструкция истории процессов осадконакопления и элементов палеогеографии в любом изучаемом регионе. В некоторых районах в комплексе со стандартными поисковыми методами могут применяться и новые, более тонкие виды исследований, такие, как анализ амплитуд отраженных волн (см. ст. Нейделя и Поджиа-глиолми в этой книге), построение синтетического временного разреза [10] и даже опорное и параметрическое бурение. Типичные результаты многих процессов осадконакопления и эрозии, такие, как налегание, латеральное наращивание с выдвижением и срез, находят весьма характерное отображение в особенностях записи, зафиксированной на сейсмических временных разрезах. О таких закономерных связях речь идет в нескольких статьях этой книги. Эти исследования показали, что ключевым моментом при воссоздании истории осадконакопления является установление природы зон прекращения

прослеживания отдельных отражений и их взаимосвязи с соседними отражениями. Зоны прекращения прослеживания отражающих горизонтов позволяют определять местоположение границ тех подразделений разреза, которые Вейл и др. (в этой книге) назвали осадочными комплексами, т. е. зон специфических условий осадконакопления, для каждой из которых характерны определенные особенности записи отражений. Степень схождения или расхождения отражающих горизонтов на сейсмо-разрезе также служит диагностическим признаком палеогеографических условий, существовавших во время осадконакопления того или иного комплекса. Такие -процессы, как формирование дельты, трансгрессия и регрессия моря, изменение первоначального угла наклона слоев, также отражаются на сейсмических разрезах в специфической форме, которая позволяет их интерпретировать и восстанавливать историю геологического развития седиментационных бассейнов. К числу других индикаторов обстановки осадконакопления относится такой параметр, как интервальная скорость [5], величину которой можно найти с ранее никогда не достигавшейся точностью благодаря методам цифровой записи и обработки [8]. При благоприятных условиях полученная информация позволяет определить литологический состав и установить такие количественные показатели, как коэффициент песчанистости разреза. Использование особенностей формы записи на сейсмических разрезах для воссоздания истории осадконакопления не является принципиально новым направлением, но в литературе информации об этом появлялось мало. Лишь недавно была разработана техника, позволяющая преобразовывать информацию и представлять результаты в наглядной форме, так что специалисту-геофизику уже не приходится «изобретать» самому способы изображения полученных результатов. Такой тип геологической интерпретации стал использоваться относительно недавно благодаря усовершенствованиям систем регистрации и обработки сейсмических данных, обеспечившим подавление многих помех, которые не позволили выявить полезные элементы (например, участки прекращения прослеживания отражений, по которым восстанавливается механизм осадконакопления). После исключения слабых нерегулярных помех, многократно-отраженных волн и реверберационных колебаний (например, от водного слоя) каждый период отраженной волны увязывается в настоящее время с какой-либо одной литологической границей либо зоной близко расположенных друг к другу нескольких границ. Особенно важна такая информация по древним горизонтам, в которых ловушки сформированы в результате комбинированного влияния структурных и литологических факторов. О структурных особенностях обычно можно судить по сейсмическим данным более или менее удовлетворительного качества, а о литологических особенностях всегда можно узнать по таким геологическим данным, которые получены при изучении обнажении или каротажных диаграмм скважин. На первых стадиях проведения сейсмических поисковых работ в том

или ином районе такие седиментационные элементы, как дельты или зоны выклинивания, можно выявить по особенностям записи отраженных волн на сейсмических временных разрезах. Однако истинный механизм формирования самой ловушки крайне редко удается установить с такой необходимой детальностью, чтобы рекомендовать участки для заложения глубоких скважин только по данным таких исследований. Как правило, изучение характерных особенностей сейсмических записей позволяет только сузить области поиска до определенных участков, в которых условия осадконакопления оказались благоприятными для образования литолого-стратиграфических залежей углеводородов. Типовые случаи Чтобы продемонстрировать, каким образом возможно использовать форму записи отражающих горизонтов на сейсмических разрезах для расшифровки особенностей геологического строения, по некоторым типичным районам прибрежья было отобрано несколько сейсмических профилей, в районе которых данные бурения отсутствовали. Какой-либо геологической информацией по этим районам автор не располагал, поэтому в приводимых иллюстрациях будут фигурировать только сейсмические данные. Первый пример (рис. 1) — один из простых случаев. Профиль [9] отработан на континентальном шельфе в Мексиканском заливе. Наиболее примечательным элементом является крупное несогласие, на поверхности которого зафиксирована схема подошвенного налегания осадков. Если любые из таких трансгрессивно налегающих слоев сложены благоприятными породамиколлекторами и перекрыты непроницаемой толщей пород, то зону выклинивания этих пластов вверх по восстанию следует рассматривать как перспективный объект для постановки бурения. Первым шагом в дальнейших поисках является заложение параметрической скважины, данные по которой надо будет сопоставить с материалами сейсмического профиля. Таким путем можно будет выявить и любые потенциальные пласты-коллекторы и установить соответствие их местоположения с отражающими горизонтами на разрезе. По такой скважине можно получить полную информацию об акустических свойствах всех вскрываемых отложений в зависимости от их литологическо-го состава. На рис. 2 приведен профиль через краевую зону дельты крупной речной системы.. Истоки реки находятся высоко в горах, образовавшихся в течение кайнозоя. Профиль следует в сторону моря, пересекая современную шельфовую платформу дельты, и заканчивается на континентальном склоне. В пределах данного профиля мощность дельтовых отложений свыше 900 м, а протяженность — около 32 км. Кромка шельфа теперь переместилась по горизонтали на 8 км в сторону моря по отношению к древнему положению кромки шельфа. В этом случае осадкона-

Рис 1. Поверхность несогласия образует сильное отражение сейсморазрезе в районе побережья Мексиканского залива [9].

на

копление началось на шельфе, и его кромка со временем смещалась вверх и в сторону открытого моря. Наиболее вероятным объяснением более высокой скорости седиментации на шельфе служит относительный подъем уровня моря. Если это так, то мелкозернистые осадки, связанные с глубоководной обстановкой седиментации, должны были бы перекрывать дельтовые осадки, отложившиеся в то время, когда бассейн был неглубоким. Поступление осадков, переносимых речной системой, также влияло на литологический состав пород, отлагавшихся на шельфе и континентальном склоне. Область, где выдвигающиеся в море осадочные толщи погружались глубже горизонтально залегающих пород шельфа, благоприятна для образования скоплений углеводородов.

РИС. 3. Структура на сейсмическом профиле через каньон Балтимор, отработанном вблизи восточного побережья США Геологической службой США.

В результате эрозионного среза дельтовых песчаников, отличающихся косой слоистостью, вышележащими пластами (которые, вероятно, представлены мелкозернистыми алевритами или глинами) глубже современного края шельфа должна образоваться зона, благоприятная для проведения дальнейших поисковых работ. Третий пример относится к атлантическому шельфу у восточного побережья США. Линия каньона Балтимор пересекает необычный структурный элемент, расположенный в зоне, где глубина моря около 70 м (рис. 3). Здесь антиклиналь срезана поверхностью несогласия в верх-неэоценовое время; поверхность среза и слои, залегающие непосредственно над ней, отличаются более плавным падением в разные стороны от оси поднятия, чем слои, залегающие глубже несогласия. Совпадение положительной магнитной аномалии с осью структуры свидетельствует о том, что данная структура возникла в результате внедрения удлиненной магматической интрузии. Механизм, благодаря которому поверхность несогласия и перекрывающие ее слои приобрели разные углы наклона, неясен. Этот вопрос важен для выяснения генезиса углеводородов, которые могли скопиться в данной структуре. Одним из возможных объяснений особенностей рельефа отражающих границ выше несогласия служит неполное срезание первоначальной антиклинали во время размыва, вследствие чего осталась гряда, на которой отлагались последующие толщи. Другой причиной может быть повторная деформация после того, как осадки отложились горизонтально поверх полностью срезанной эрозией поверхности. Третья причина — дифференцированное уплотнение пород над магматическим гребнем (о наличии которого свидетельствуют данные магниторазведки), лежащим на несколько сотен метров ниже поверхности несогласия. Если верна первая гипотеза, то прослеживание отражающих горизонтов должно прекращаться у поверхности несогласия в форме налега-ния на нее. Но таких особенностей формы записи не наблюдается, поскольку все оси синфазности непосредственно вблизи этой поверхности непрерывны. При втором варианте трактовки форма налегания участков прекращения прослеживаемости должна появляться выше по разрезу, чем поверхность несогласия. Хотя небольшое количество нечетко выраженных подобных явлений налегания фиксируется над несогласием, представляется, что их недостаточно для объяснения. Третья возможная концепция — механизм дифференцированного уплотнения, для подтверждения которого скорее надо установить сокращение мощности между отражающими границами в направлении к оси структуры, а не прекращение их прослеживания. На разрезе можно наблюдать некоторое сокращение мощности, однако надежность этого вывода нельзя оценить из-за плохого качества материала. Рассмотренный анализ должен иметь важное практическое значение из-за существования связи между процессами и временем проявления деформации, с одной стороны, и миграцией углеводородов, которые могли попасть в эту структурную ловушку, — с другой.

РИС. 4. Синтезирование отражения от пяти поверхностей раздела, когда мощности разделяющих слоев меньше длины сейсмической волны [4]. Отраженный сигнал представляет собой сумму показанных выше отдельных отражений.

НОВЫЕ РАЗРАБОТКИ, КОТОРЫЕ ПОЗВОЛЯЮТ УСТАНАВЛИВАТЬ МЕСТОПОЛОЖЕНИЕ ЛИТОЛОГО-СТРАТИГРАФИЧЕСКИХ ЛОВУШЕК Диапазон ограничений Лайонс и Добрин [11] показали, что основным ограничением сейсмического метода (для выявления ловушек литолого-стратиграфическо-го типа) является его разрешающая способность. Чем выше .частота сейсмического импульса, тем выше уровень разрешающей способности, которого можно достичь. Из-за селективного затухания высоких частот по мере распространения импульса через вещество в Земле в общем нельзя повысить разрешающую способность просто путем генерирования более высокочастотных импульсов или отфильтровывания низкочастотных компонент исходного сигнала. За исключением ловушек в карбонатных коллекторах, большинство литологостратиграфических ловушек приурочено к песчаным слоям, мощность которых гораздо меньше длины сейсмической волны. На сейсмических разрезах такие элементы

обнаружить трудно; более того, различие скоростей и плотностей между нефтеносными песчаниками и глинами, являющимися покрышками для залежей нефти, зачастую очень малы, поэтому отражающая способность, а следовательно, и амплитуды отраженных волн будут настолько малыми, что полезные сигналы не смогут превысить уровень помех. Более серьезное ограничение связано с трудностью разделения отраженных волн от границ коллекторов и отражений, связанных с другими границами, отстоящими от них на расстояние менее длины волны. Например, отражения от кровли и подошвы утоныпающегося пласта песчаника настолько сильно интерферируют с аналогичными отраженными волнами от горизонтов, расположенных на небольшом удалении вверх и вниз от него, что зону схождения невозможно точно установить. Рассмотрим модель разреза, изображенную на рис. 4. Имеется толща, сложенная шестью пластами пород с различной скоростью волн, разделенными пятью горизонтальными границами, причем мощности пластов значительно меньше, чем длина сейсмической волны. Отраженная волна, наблюдаемая от комплекса границ, образуется наложением отражений от всех поверхностей раздела. Эта отраженная волна (нижняя часть рисунка) больше по длине и сложнее, чем исходный импульс, и маловероятно, чтобы изменение мощности или скорости отдельных слоев (как это бывает в зоне выклинивания) можно было установить по изменению формы волны, наблюдаемой на поверхности. Новые методические приемы Как установлено различными статистическими методами, волны разной формы характеризуют определенные сложные виды многослойного разреза. Мэтью и Райе [12] и Уотерс и Райе [20] провели экспериментальные исследования, при которых форма записи отраженных волн связывалась с определенным стратиграфическим интервалом разреза пород различного литологического состава. В пределах пенсильванской формации Морроу в шт. Оклахома выделена определенная зона, вскрытая серией скважин, через которую проходит ряд сейсмических профилей. По результатам акустического каротажа, выполненного в скважинах, построены синтетические сейсмограммы. На рис. 5 приведено сопоставление нескольких диаграмм АК, синтетических и полевых сейсмограмм для этого интервала разреза в пяти скважинах, в каждой из которых рассматриваемый интервал представлен породами различного литологического состава. На участках профилей между скважинами для выделения характерных форм записи применялся факторный анализ, и на каждом пункте взрыва проводились анализ формы записи и ее сопоставление с литологическим типом пород, нанесенным на карту (рис. 6). Продуктивные песчаники, обозначенные S1, повидимому, представляют собой русловые отложения (волнистая конфигурация отражений). Мэтью и Райе [12] использовали дискриминантный анализ

Скорость, км/с

РИС. 5. Диаграммы АК, синтетические и полевые сейсмограммы для случая отраженных волн, полученных от различных по литологии отложений, которые обозначены номерами .SI—55 и приходятся на стратиграфический интервал А—В [20]. В полевых записях слева — одиночная, справа — осредненная формы импульса. Звездочкой обозначены скважины, давшие приток из представляющего интерес интервала. для дифференциации песчаников и глин в пределах одного из стратиграфических интервалов разреза на другой площади. Хотя примененные в рассмотренных двух случаях методические приемы оказались эффективными, тем не менее авторы отмечают, что имеется и ряд других примеров, где статистический подход не позволил надежно прогнозировать литологический состав пород. При помощи выделения нуль-фазового импульса (см. ст. Нейделя и Поджиаглиолми далее в этой книге) упрощается сложная форма отраженных волн, генерированных морскими источниками, благодаря чему отраженные сигналы будут отличаться наиболее высокой разрешен-ностью. Вследствие временного сдвига, происходящего при нуль-фазовом преобразовании сигналов, и симметричного характера конечной формы волны можно связывать экстремум импульса с истинной поверхностью отражающего горизонта. Основным фактором, лимитирую-

РИС. 6. Карта изменения литологического состава пород, залегающих в стратиграфическом интервале А—В рис. 5. Построена на основе статистического анализа формы волны, зафиксированной на сейсмических профилях [20]. щим разрешающую способность, по-прежнему остается затухание волн, амплитуда которых уменьшается экспоненциально в зависимости как от частоты, так и от глубины залегания отражающего горизонта. Чем глубже располагается отражающая поверхность, тем ниже будет доминирующая частота того сигнала, который от нее отражается, и, следовательно, хуже разрешающая способность. Для некоторых типов литолого-стратиграфических ловушек можно выделить отдельно те отражения, которые связаны с границами продуктивных зон. Методика выделения таких перспективных объектов, как зоны выклинивания или линзы песчаников, вероятно, наиболее эффек-

тивна там, где породы, непосредственно вмещающие коллекторские пачки, представлены однородными толщами, мощность которых больше, чем Длина сейсмической волны. Нефтегазоносные песчаники Мексиканского залива и Северного моря обычно характеризуются такой изолированностью, что отражения, полученные от их кровли и подошвы, совершенно не похожи на отражения от близлежащих горизонтов. Однако особенности строения смежных формаций отличаются такой степенью сходства, что отражения, полученные от пластов продуктивных песчаников, часто невозможно выделить на сейсмических временных разрезах. ВЫДЕЛЕНИЕ ЛОВУШЕК УГЛЕВОДОРОДОВ ПО СЕЙСМИЧЕСКИМ ДАННЫМ Карбонатные ловушки Наиболее легко сейсмическими методами выявляется тот тип лито-логостратиграфических ловушек, в котором коллекторы представлены карбонатными породами, а не терригенными. Залежи углеводородов чаще всего связаны с карбонатными образованиями типа рифов, но продуктивны также и другие виды известняковых построек, такие как область наращивания осадков в рифовых отложениях Або в шт. Нью-Мексико (США). Рифы и другие перспективные карбонатные тела рельефнее выри-., совываются на сейсмических разрезах, чем большинство ловушек в песчаниках, в силу значительных различий между значениями свойственных им сейсмических скоростей и скоростями во вмещающих породах, особенно если последние представлены терригенными отложениями. В полосе развития рифовых отложений различия будут гораздо меньшими. Карбонатные тела обычно характеризуются большей мощностью, чем подавляющее большинство песчаных коллекторов, так что не требуется особенно высокой разрешенности сейсмического сигнала. И наконец, известняки не столь уплотняемы, как большинство кластиче-ских пород; поэтому структуры облекания, устанавливаемые по сейсмическим разрезам, скорее будут наблюдаться над известняковыми телами, чем над сравнимыми с ними по размерам ловушками в терригенных породах. Таким образом, литологостратиграфические ловушки в карбонатных породах гораздо легче выявить сейсморазведкой методом отраженных волн, чем ловушки, связанные с терригенными отложениями. В течение первых 15 лет после открытия нефтяного месторождения . Ледюк в 1947 г. на сейсмических разрезах были выявлены два основных признака присутствия рифов. Одним из них является структура облекания над рифовым массивом, другим — наличие ниже уровня рифа кажущегося структурного поднятия, обусловленного более высокой скоростью распространения упругих волн в рифовых известняках, чем

Расстановка: с малой базой (183м)—с большой базой (2/Юм) РИС. 7. Сейсмический разрез через атолл Хорсшу, Западный Техас, США. Шестикратное перекрытие; частоты от 38 до 8 Гц. (С разрешения компании «Континентал ойл».)

РИС. 8. Сейсмический разрез через продуктивный риф в шт.- Мичиган, США. (С разрешения Дж. У. Мака.) в замещающих их по латерали глинах. В то время редко удавалось установить наличие рифа непосредственно на- сейсмических разрезах, так как используемые тогда системы наблюдения не позволяли добиться необходимого подавления помех. Сейчас помехи в нужной мере подавляются в процессе использования таких методов, как накаплива-

ние по ОГТ и цифровая фильтрация. Рифы можно выявить непосредственно на разрезах со значительным подавлением помех, если заметить области отсутствия отражений от ядра рифа, а во многих случаях проследить отражения от их кровли. Хорошим примером этого способа служит атолл Хорсшу в Западном Техасе, который выделяется на сейсмических разрезах (рис. 7). Для ниагарских рифов шт. Мичиган также характерно отсутствие отражений (рис. 8). Над рифом здесь наблюдается специфическая зона ослабленных отраженных сигналов, которая может служить своеобразным диагностическим признаком для рифов такого рода. Нижнедевонские рифы Кег-Ривер на северозападе пров. Альберта и в северовосточной части пров. Британская Колумбия (Канада) также можно распознать на сейсмических разрезах благодаря тому, что они создают области нарушения в регулярной картине отражений. При поисках обоих типов рифов — Мичигана и Кег-Ривер — для определения диагностических искажений слоев, вмещающих тело рифа, и выявления зон во внутренней части рифового массива, не генерирующих отражений, использовались различные цифровые методы обработки, такие как деконволюция, автоматическое внесение статических поправок, поинтервальный анализ пластовых скоростей и сейсмическое моделирование [6, З].

Ловушки в зоне эрозионного среза Литолого-стратиграфические ловушки обычно связаны с такими зонами эрозионного среза, как область выклинивания ниже поверхностей несогласия либо участки экранирования отдельных толщ у залегающих на глубине эрозионных поверхностей. Ограничения разрешающей способности сейсморазведки, рассмотренные выше, затрудняют выявление залежей по данным сейсморазведки MOB, особенно в тех случаях, когда поверхность среза ориентирована под малым углом к поверхности несогласия. Эрозионная поверхность, к которой приурочена ловушка, в редких случаях связана с таким типом отражений, какой можно непосредственно распознать на сейсмическом разрезе. Обычно это объясняется тем, что взблизи несогласия происходит интерференция отражений от других поверхностей раздела. Там, где угол

между поверхностью несогласия и границами напластования большой, вероятнее всего, должны наблюдаться расхождения, которые можно использовать в качестве косвенного показателя, позволяющего проследить площадь развития несогласия. Продуктивная толща доггера на месторождении Хёне в ФРГ образует эрозионную ловушку, выявленную по сейсмическим данным. Продуктивный пласт, представленный песчаниками доггера, выклинивается у поверхности размыва, которая представляет собой несогласный контакт между породами юры и мела [7]. Поверхность несогласия пере-

Геологический разрез

РИС. 10. Современный сейсмогеологический разрез месторождения Хёне со стратиграфической привязкой отражающих горизонтов («Пракласейсмос»).

крывает ранее выявленную структурную залежь нефти в отложениях лейаса. Перспективность на нефть отложений доггера была установлена по временным разрезам, составленным на основе материалов сейсмических работ, проведенных в 50-х годах и зарегистрированных на осцил-лографных сейсмолентах старого образца. Такой профиль, проходящий через скважину — открывательницу продуктивной толщи доггера (Хёне 108), показан на рис. 9. Отражения, полученные от пород доггера, были стратифицированы путем увязки со скважинными данными, а форма прекращения их прослеживания в области углового несогласия послужила основой для выбора места заложения скважины Хёне 108. На рис. 10 показан сейсмический профиль, полученный при помощи цифровой системы регистрации и обработки на данном месторождении. Он был отстрелян значительно позже того, как завершилось бурение. На геологическом разрезе показана привязка отражающих горизонтов. Нефтяная залежь на месторождении Прадхо-Бей на Аляске (США) приурочена к одному склону поднятия и ограничена эрозионной поверхностью, по которой непроницаемые породы мела контактируют с залегающими ниже продуктивными толщами юры — миссисипия [13]. Данная поверхность четко вырисовывается на сейсмическом профиле, проложенном с северо-востока на юго-запад (рис. 11); первоначальная аналоговая форма записи была трансформирована в цифровую и затем перезаписана в том виде, как показано на рисунке. Благодаря большой мощности пласта-коллектора и значительному углу его наклона к поверхности размыва, ловушка такого типа получила четкое выражение на разрезе. Не все ловушки, связанные с поверхностями размыва, находят свое отображение на сейсмических разрезах. Месторождение Боскан вблизи озера Маракайбо в Венесуэле было выявлено скважиной (7F-1, рис. 12), расположенной на локальной структуре, которая была выделена по сейсмическим данным, но, как оказалось в действительности, не является замкнутой [17]. В процессе разведки установленная площадь продуктивности оказалась гораздо больше, чем ожидалось по сейсмической карте (рис. 13). Был сделан вывод, что данная ловушка вовсе не является антиклинальной структурой, а скорее всего связана с выклиниванием вверх по восстанию песчаников Боскан у эрозионной поверхности несогласия на ее северном участке. На востоке зона продуктивности ограничена сбросом, который по сейсмическим материалам не был выделен. Если бы скважину заложили на 200 м восточнее ее действительного положения, она вскрыла бы песчаники на бесперспективном крыле сброса и оказалось бы непродуктивной. В этом случае дальнейшие работы на площади, вероятно, были бы прекращены. На рис. 14 приведен сводный профиль всего месторождения. Представляется проблематичным, можно ли выявить несогласие современными методами наблюдения и обработки, из-за небольшого угла наклона слоев и малой мощности песчаников вблизи истинной зоны выклинивания. Однако вполне вероятно, что сброс на востоке можно уста-

Рис. 11. Сейсмический разрез нефтяного месторождения Прадхо – Бей на Аляске с северо-востока на юго-запад, составленный путем преобразования первоначальной аналоговой записи в цифровую и обработки на ЭВМ . Эрозионная поверхность зафиксирована между меловой и юрско-миссисипской толщами.

РИС. 13. Современная структурная карта месторождения Боскан, построенная по данным бурения по кровле базальных песчаников Икотеа; сечение изогипс 60 м [17].

РИС. 14. Профиль, иллюстрирующий эрозионное выклинивание в северном направлении продуктивных верхних песчаников Боскан [17]. Вертикальный масштаб увеличен в 12,5 раза.

новить при помощи современной техники сейсморазведки, но это, конечно, не главный элемент, определяющий механизм формирования ловушки. Две ловушки, связанные с эрозионным срезом, приурочены к тем участкам, где по сейсморазведке определяются условия, благоприятные для образования залежей углеводородов стратиграфического типа, а третья ловушка находится там, где в результате сейсмических работ непосредственно выявлена сама залежь. Угол между поверхностью размыва и поверхностями напластования, вероятно, является наиболее важным фактором, который позволяет решить вопрос о том, можно ли наблюдать на сейсмическом разрезе область потенциально продуктивных выклинивающихся отложений. Даже там, где этот угол велик, как на рис. 1, соответствующая геологическая интерпретация по привязке отражающих горизонтов к соответствующему продуктивному телу совершенно необходима для того, чтобы сделать эффективный выбор участка заложения глубоких скважин; при этом необходимо увязывать материалы сейсморазведки с данными бурения либо с информацией по обнажениям.

Ловушки в песчаных телах Литолого-стратиграфические залежи нефти и газа бывают приурочены к песчаным телам различных типов. Ими могут быть погребенные речные русла, песчаные линзы либо запечатанные вверх по восстанию зоны развития песчаников, налегающих трансгрессивно на поверхности несогласия. Песчаные тела в целом представляют собой образования, наиболее трудно картируемые сейсморазведкой MOB из всех элементов стратиграфического разреза. Одной из причин этого служит то обстоятельство, что поверхности, ограничивающие песчаное тело, обычно не являются согласными с другими близлежащими границами раздела. Поэтому отраженный от таких поверхностей сигнал не будет подчеркнут суммированием и усилением сигналов от параллельных поверхностей, благодаря чему контуры самого тела обычно удается установить путем прослеживания отражений на сейсмических разрезах. Другая трудность связана со слабыми различиями в скорости, как правило, наблюдаемыми между продуктивными песчаными телами и вмещающими их глинами, наличие которых обусловило возникновение ловушки. В этом разделе рассматриваются все сейсмические данные, связанные с тремя типами ловушек в песчаных телах: турбидитных отложениях, серии песчаных линз и погребенных русловых песчаниках. Месторождение Сернано [15] в долине реки По (Италия) представляет собой крупное газовое месторождение, выявленное по материалам сейсморазведки MOB, выполненной в 1953 г. Интерпретация сейсмических материалов и данных бурения по этому месторождению, опубликованная авторами упомянутой работы, свидетельствует о том, что газоносным горизонтом является толща конгломератов, замещаемая глинами, как показано на рис. 15. Однако сейсмические материалы по профилю (рис. 16), отстрелянному после завершения разведки месторождения, свидетельствуют о том, что отражающий горизонт погружается к северо-востоку между скважинами 1 и 4, пересекая почти горизонтальные оси, которые, по-видимому, соответствуют многократно-отраженным волнам. Погружающийся отражающий горизонт, согласно

РИС. 15. Геологический профиль месторождения Сернано в долине р. По, Италия. Скважина-открывательница № 1 была заложена по сейсмическим данным [15].

РИС. 16. Временной разрез по аналоговой записи для месторождения Сернано. Кровля газоносного песчаного тела затемнена [15].

РИС. 17. Структурная карта, построенная по сейсмическим данным и послужившая основой для заложения скважины-открывательнипы С-1 на месторождении Кандеяс, Бразилия [19].

Условные обозначения о Пункт взрыва (П.В.) о Местоположение скважины \ Ось антиклинали —|— Ось синклинали @ Населенный пункт

современным представлениям, должен следовать по одной из осей синфазности и, значит, совпадать с кровлей выклинивающегося к северу тела конгломератов (изображена темной линией). Последнее, согласно результатам недавнего пересмотра данных бурения, представляет собой толщу турбидитов. Благодаря использованию метода общей глубинной точки и цифровой обработки можно получить более четкие отражения от этой поверхности. Качество геофизического материала при проведении поисковых работ на месторождении Кандеяс 19 в бассейне Реконкаво (Бразилия) оказалось невысоким, хотя скважина-открывательница была заложена по сейсмическим данным. На рис. 17 изображена структурная карта, построенная по данным сейсморазведки, где хорошо прослеживается ось антиклинали. По этой карте было выбрано место заложения первой скважины 1С-1-ВА. После того как в этой скважине получили промышленный приток нефти, в результате дальнейшего бурения не удалось выявить никакой связи между нефтяной ловушкой и сейсмической «структурой». Продуктивными оказались четыре перекрывающие друг друга линзы песчаников (рис. 18), которые по сейсмическим материалам не выделялись. Сейсмическая «антиклиналь» рис. 17, по-видимому, образовалась за счет скоростной аномалии, связанной с высокой скоростью распространения волн в массивном песчанике, залегающем вблизи дневной поверхности. Скважина-открывательница вскрыла окраину самой верхней линзы песчаника, который по счастливой случайности оказался нефтеносным. Если бы эта скважина была заложена на несколько сотен метров северо-западнее, она могла бы совсем не вскрыть данное песчаное тело. Первые сейсмические работы на площади Кандеяс проводились в 1940 г. В конце 60-х годов были выполнены опытно-методические работы, цель которых состояла в том, чтобы выяснить, возможно ли улучшить качество определения песчаных линз использованием современных сейсмических методов регистрации и обработки. На материале, полученном при помощи цифровой записи, никаких признаков песчаных линз обнаружено не было. Отрицательные результаты были получены и при последующих работах; Это свидетельствует о трудности выделения линзовидных песчаных тел, располагающихся в толще других тер-ригенных пород, даже в тех случаях, когда применяется современная техника сейсморазведки. На месторождении Церес-Южное, округ Нобл, шт. Оклахома (США), продуктивны погребенные русловые песчаники. Хотя данное месторождение не было вначале выявлено по сейсмическим материалам, оно было разведано с минимальным количеством непродуктивных скважин благодаря использованию сейсмических данных. Результаты геофизических исследований детально описаны Лайонсом и Добрином [11] и кратко излагаются ниже. Русловые песчаники, с которыми связана продуктивность на данном месторождении, в плане напоминают очень узкую шпильку. Любая

РИС. 18. Разрез месторождения Кандеяс после его разведки. Залежи приурочены к песчаным телам. Поднятие по сейсмическим данным на рис. 17 было обусловлено скоростной аномалией, связанной с линзой «массивного песчаника» [19].

РИС. 19. Разрез через месторождение Церес-Южное, округ Нобл, шт. Оклахома, США. Продуктивны русловые песчаники Ред-Форк [II].

скважина, пробуренная буквально в нескольких десятках метров от оси такого русла, обычно оказывается непродуктивной. Выявление данного погребенного русла сейсморазведкой осложнялось еще и тем обстоятельством, что ни от кровли, ни от подошвы продуктивных песчаников Ред-Форк отражений не получали. Отражающий горизонт «Розовый известняк», располагающийся выше этих песчаников, облекает их как показано на рис. 19, а отражающий горизонт, соответствующий миссисип-скому известняку, залегающему ниже песчаников, соответствует поверхности вреза русла в рассматриваемую толщу известняков, ось которого располагается под осевой частью области распространения формации Ред-Форк. Таким образом, два отражающих горизонта наиболее отчетливо разделяются по оси русла, что выражается в виде некоторого максимума приращения времен между соответствующими отражениями. Эта временная аномалия находится на пределе обнаружимости ввиду слабой расчлененности рельефа границ и отсутствия значительных изменений интервальных скоростей. Но посредством тщательной корреляции трасс отраженных волн и сглаживания статистических неоднород-ностей удается на временном разрезе получить тот характерный рисунок, благодаря которому на

сейсмическом профиле можно точно установить местоположение оси данного русла. Эти примеры со всей очевидностью показывают, что песчаные тела трудно выявить непосредственно на сейсмических разрезах, если вышележащие породы не залегают согласно по отношению к кровле данного песчаника. На морских площадях наличие газа в кровле песчаного тела может привести к получению интенсивных отражений, благодаря чему удается установить местоположение залежи путем использования метода «яркого пятна». На некоторых месторождениях шт. Монтана и Вайоминг залежи нефти приурочены к линзам песчаника, верхняя часть которых несогласна по отношению к вышележащим слоям, как было на месторождении Кандеяс. На ряде участков в пределах некоторых из этих месторождений были проведены сейсморазведочные работы еще до их обнаружения, но никаких признаков наличия здесь песчаных тел установлено не было - скважины-открывательницы закладывались без учета геофизических данных. К этой категории относятся месторождения Белл-Крик и Реклюз. Ловушки, связанные с фациальным замещением В тех случаях, когда скопление углеводородов вызвано латеральным изменением литологического состава (по изохронным поверхностям), в процессе которого проницаемые фации замещаются непроницаемыми, сейсморазведка обладает различной степенью эффективности, что связано с различной природой фациального замещения. Довольно непросто выделить отражение на сейсмическом разрезе, связанное с каким-то непроницаемым барьером, поскольку отражения чаще всего увязываются с определенными изохронными поверхностями, а не с литологическими границами, но иногда по участкам прекращения прослеживаемости волн характерной формы можно выделить фациальную границу на сейсмической карте. Там, где фациальные границы пересекают оси антиклиналей под прямым углом, так что ловушка по одному направлению контролируется структурным фактором, а по другому литологостратиграфическим, данные сейсморазведки можно использовать для оконтуривания такого структурного элемента, хотя на сейсмических разрезах редко удается выявить фациальные изменения, обусловливающие формирование ловушки вкрест простирания оси антиклинали. Чтобы установить местоположение залежей, требуется тщательная увязка сейсмических данных с геологической информацией по результатам изучения обнажении или бурения. Месторождение Ред-Уош в бассейне Юинта, шт. Юта [2], представляет собой одно из крупнейших нефтяных месторождений, где продуктивны отложения озерного происхождения. Данными геологической съемки на площади месторождения (рис. 20) выявлена последовательная смена с северо-запада на юго-восток различных типов обстановки осад-конакопления по отложениям формации Грин-Ривер. Здесь краевые озерные фации замещаются прибрежными мелкозернистыми озерными фациями. По данным наблюдений на поверхности предполагалось слабо выраженное антиклинальное поднятие, ориентированное под прямым углом к предполагаемой границе фациального замещения; затем была проведена сейсморазведка, чтобы установить, прослеживается ли эта структура по глубоким горизонтам. Как показано на рис. 21, антиклинальная складка прослеживается до глубины залегания формации Грин-Ривер и

продуктивная скважина была пробурена на оси складки немного ниже по региональному наклону от предполагаемой границы раздела между фациями песчаников и глин. В результате последующего бурения установлено, что коллекторские свойства песчаника неодинаковы, вследствие чего залежи нефти приурочены к отдельным песчаным телам, разобщенным зонами алевритовоглинистого детрита. Мало вероятно, чтобы такое слабое различие литологического состава можно было установить по сейсмическим данным. Месторождение Сан-Эмидо-Ноуз в шт. Калифорния (США) [I], где продуктивны миоценовые песчаники Стивене, характеризуется аналогичным комбинированным (структурно-стратиграфическим) типом ловушки. Но потребовалось бурение большого числа глубоких скважин, прежде чем удалось с достаточной точностью установить границу фациального замещения и учесть ее при заложении последующих скважин. Период времени, прошедший от первых сейсмических работ до момента открытия месторождения, составил 24 года. Как правило, фациальное замещение обусловливает зону потери корреляции. Это явление было установлено на месторождении Брам-берг в ФРГ [16]. Здесь залежь нефти в песчаниках Бентхейм обуслов-

РИС. 20. Структурная карта района месторождения Ред-Уош, округ Юинта, шт. Юта, США, по кровле основного продуктивного горизонта (пачка Дуглас-Крик). Сечение изогипс 30 м [2].

РИС. 21. Сейсмическая карта месторождения Ред-Уош, где виден структурный «нос». Построена до открытия месторождения по нижнему горизонту формации Грин-Ривер. Сечение изолиний 30 м. Скважина-открывательница расположена на оси «носа» на сейсмическом профиле N [2].

РИС. 22. Сейсмические разрезы, показывающие фациальный переход песчаников в глины по трем профилям. Потеря отражений от песчаников Бентхейм ниже стрелок слева свидетельствует об их переходе в глины [1б].

лена их замещением глинами. Первые сейсмические исследования, проведенные на площади месторождения, показали, что структура замыкается у сброса, но для проверки пробурили две скважины вне пределов зоны замыкания. Первая из них оказалась непродуктивной, а вторая вскрыла нефтеносный песчаник мощностью 17 м, наличие которого нельзя было ожидать, исходя из структурной карты, составленной по материалам сейсморазведки. Следующая скважина (также вне зоны замыкания) вскрыла еще более мощный нефтеносный разрез. Таким образом, стало очевидно, что ловушка здесь не структурная, а литолого-стратиграфическая. В результате бурения последующих скважин было установлено, что появление залежи обусловлено замещением вверх по восстанию песчаников глинами. Чтобы выяснить, можно ли проследить это фациальное замещение по сейсмическим разрезам, провели опытно-методические сейсмические исследования. Они позволили установить четкую корреляционную зависимость между типом отражений от формации Бентхейм и ее литологи-ческим составом (рис. 22). Были отстреляны три профиля — на двух из них (В и С), как установлено в результате бурения, пересечена граница фациального замещения, а третий (А) располагается в пределах зоны развития только песчаных фаций. Потеря корреляции по отложениям формации Бентхейм при пересечении линией профиля переходной зоны песчаников в глины отчетливо прослеживается на профилях В и С, а на профиле А этого не наблюдается. Такая четкая связь между литологиче-ским составом и наличием или отсутствием прослеживаемого отражающего горизонта — явление довольно редкое, и не удивительно, что при разведке месторождения сейсмические результаты не принимались в расчет, вследствие чего оказалось пробурено несколько непродуктивных скважин. ДИСКУССИОННЫЕ ВОПРОСЫ Рассмотренные выше примеры из практики поисково-разведочных работ показали роль сейсморазведки MOB в выявлении различных типов литологостратиграфйческих ловушек. Они свидетельствуют о том, что результаты сейсмических съемок по обнаружению таких залежей можно отнести к любой из следующих пяти категорий: 1. По сейсмическим данным не фиксируется никакой аномалии, и последующее открытие месторождения осуществляется либо в результате бурения поисковых скважин, либо только по геологическим данным. Примерами служат месторождения Белл-Крик и Реклюз. 2. Открытие делается при помощи бурения по структурной аномалии, выявленной сейсмическими данными, которая оказывается либо случайной, либо не связанной с истинной залежью. Типичными представителями этой категории являются месторождения Боскан и Кандеяс. 3. Ось антиклинальной складки, выявленной по сейсмическим данным, как полагают исходя из геологических соображений, пересе-

каст границы фациального замещения или эрозионный срез, обусловливая тем самым наличие ловушки комбинированного структурного и ли-тологостратиграфического экранирования. Комплексная интерпретация данных о тектонике, полученных сейсморазведкой, с особенностями литологии, установленными по геологической информации, позволяет выбрать точное местоположение скважины-открывательницы. С помощью такой методики открыты месторождения Прадхо-Бей, Ред-Уош и Сан-Эмидо. 4. Конфигурацию ловушки можно установить по отражающим горизонтам, которые не обязательно должны совпадать с границами самой залежи нефти, а скорее всего с границами (или группой границ), согласными по отношению к поверхностям, определяющим форму ловушки в целом. Так, например, месторождение Хёне было обнаружено благодаря тому, что фиксируемое по сейсмическим данным угловое несогласие между меловыми и верхнеюрскими отложениями натолкнуло на мысль о возможном существовании здесь ловушки в песчаниках дог-гера в зоне его выклинивания вверх по восстанию у поверхности несогласия. 5. Линзовидные продуктивные зоны непосредственно выявляются на сейсмическом разрезе. Этому случаю лучше всего соответствуют тела известняка, которые (хотя бы даже только по зоне отсутствия отражений) четко выделяются на временном разрезе. Примерами служат атолл Хорсшу в Западном Техасе и различные продуктивные рифы в шт. Мичиган. Продуктивные песчаные тела не всегда выделяются в таком виде на сейсмических записях. В связи с этим возникают два вопроса: 1) Почему сейсморазведка не позволила выявить залежи нефти на таких месторождениях, как Белл-Крик? 2) Разработаны ли в последние годы какие-либо новые методические приемы в сейсморазведке (или эти приемы находятся на стадии разработки), применение которых позволило бы прогнозировать наличие месторождения до его обнаружения? Другими словами, имеются такие современные способы, как приведение сигналов к нулевой фазе, многовариантный анализ отраженных волн по их форме, использование истинных амплитуд, методика стратиграфического моделирования и построение псевдоакустических диаграмм по сейсмограммам. В какой мере все они, вместе взятые, позволяют выявить такие продуктивные толщи разреза, как линзы песчаника на месторождениях Белл-Крик или Кандеяс, зоны выклинивания отложений на месторождении Боскан (чего не удавалось сделать по разрезам, полученным до появления всех этих усовершенствований)? Следует упомянуть, что многие успешные работы по выявлению продуктивных литолого-стратиграфических ловушек сейсмическими методами (либо до, либо после обнаружения залежей углеводородов) проводились с помощью такой техники, которую по современным стандартам приходится признать примитивной. Успех этих работ частично обусловлен благоприятными геологическими параметрами самого объекта, а частично его можно отнести за счет прекрасной, творческой интерпретации сейсмических данных, проведенной с полным использованием геологической информации.

Наиболее благоприятным для выявления сейсморазведкой MOB типом литолого-стратиграфических ловушек являются газовые залежи в зонах прибрежья. В настоящее время они успешно выявляются такими новыми приемами, как «яркое пятно», благодаря которому при соответствующей обработке сейсмических разрезов можно диагносциро-вать залежи газа. Повышение разрешающей способности сейсморазведки благодаря таким методам обработки данных, как извлечение нуль-фазового сигнала и анализ амплитуд (построение синтетического скоростного разреза), позволяют значительно легче, чем прежде, устанавливать местоположение продуктивных ловушек там, где геологические условия благоприятны. Разрешающая способность в целом должна быть улучшена, особенно в тех случаях, когда коллектор представлен массивным песчаником, развитым в толще пород одного состава, мощность которых выше и ниже данного продуктивного тела заметно больше длины волны. Выделенные по таким данным элементарные импульсы могут обеспечить прослеживание границ продуктивного тела ближе к его истинной форме, чем достигалось раньше. Дальнейшее совершенствование техники подавления помех должно облегчить выявление слабых отраженных сигналов от интересующих нас поверхностей раздела, где различия скоростей настолько малы, что при современном состоянии техники эти сигналы не превышают уровня волн-помех. ВЫВОДЫ Многие ограничения, которые сделали метод сейсморазведки исторически менее эффективным при поисках литолого-стратиграфических залежей нефти и газа, чем при обнаружении структурных ловушек, связаны с физическими свойствами процесса распространения упругих волн и с природой отражающих границ в недрах. Однако в последние годы достигнуты определенные успехи, позволяющие повысить возможности сейсморазведки. Новые разработки, ведущие к снижению уровня помех и усилению полезных сейсмических сигналов, должны обеспечить выявление многих, хотя и далеко не всех литолого-стратиграфических ловушек, которые ранее было невозможно выделить на сейсмических разрезах. Использование предложенных в последнее время принципов сейсмостратиграфии должно способствовать эффективности сейсмических данных при узконаправленном поиске литолого-стратиграфических залежей углеводородов путем выделения благоприятных объектов. И что еще более важно, повышение роли комплексирования геофизической и геологической информации должно привести к тому, что новые технологические разработки в сейсморазведке будут эффективно использоваться с целью решения геологических проблем, возникающих в процессе проведения сейсмических поисковых работ. Литература 1. Bazeley W. San Emidio Nose oil field, California. In: R. E. King, ed. Stratigraphic oil and gas fields. AAPG Memoir 16, 297-312, 1972. 2. Chatfield J. Case history of Red Wash field, Uintah County, Utah. In: R. E. King. ed. Stratigraphic oil and gas fields. AAPG Memoir 16, 342-353, 1972,

3. Caughlin W. G., Lucia F. J., Mclver N. L. The detection and development of Silurian reefs in northern Michigan. Geophysics, 41, 646—658, 1976. 4. Dobrin М. В. Introduction to geophysical prospecting. 3rd ed. New York, McGraw-Hill, 630 p., 1976. 5. Domenico S. N. Lithology and velocity in Stratigraphic interpretation of seismic data. AAPG-SEG School Manual (неопубл.) 6. Evans H. Zama — A geophysical case history. In: R. E. King, ed. Stratigraphic oil and gas fields. AAPG Memoir 16, 440-452, 1972. 7. Hedemann H. A., Lorenz H. Truncation traps on northwest border of Gifhom trough. East Hanover, Germany. In: R. E. King, ed. Stratigraphic oil and gas fields. AAPG Memoir 16, 532-547, 1972. 8. Hilterman F. J. Lithologic determination from seismic velocity data. In: Stratigraphic interpretation of seismic data. AAPG—SEG School Manual (неопубл.) 9. Kendall R. The role of the geophysicist in expanding man's domain. Geophysics, 32, 1-17, 1967. 10. Lindseth R. 0. Seislogs. In: Stratigraphic interpretation of seismic data. AAPGSEG School Manual (неопубл.). 11. Lyons P. L., Dobrin M. B. Seismic exploration for Stratigraphic traps. In: R. E. King, ed. Stratigraphic oil and gas fields. AAPG Memoir 16, 225, 1972. 12. Mathieu P. G., Rice G. W. Multivariate analysis used in the detection of Stratigraphic anomalies from seismic data. Geophysics, 34, No. 4, 507—515, 1969. 13. Morgridge D. L., Smith W. В., Jr. Geology and discovery of Prudhoe Bay field, eastern Arctic slope, Alaska. In: R. E. King, ed. Stratigraphic oil and gas fields. AAPG Memoir 16, 489-501, 1972. 14. Neidell N. S., PoggiagHolmi E. Stratigraphic modeling and interpretation — geophysical principles and techniques, 1977 (с. 645 настоящей книги). 15. Rocco Т., D'Agostino 0. Sergnano gas field, Po basin, Italy—a typical Stratigraphic trap. In: R. E. King, ed. Stratigraphic oil and gas fields. AAPG Memoir 16, 271-285, 1972. 16. Roll A. Bramberge field. Federal Republic of Germany. In: R. E. King, ed. Stratigraphic oil and gas fields. AAPG Memoir 16, 286-296, 1972. 17. Sutherland J. A. F. Boscan field, western Venezuela. In: R. E. King, ed. Stratigraphic oil and gas fields. AAPG Memoir 16, 559-567, 1972. 18. Vail P. R. et al. Seismic stratigraphy and global changes of sea level: this volume, 1977 (с. 127 настоящей книги). 19. Vieira L. P. Candeias field—typical Stratigraphic traps. In: R. E. King, ed. Stratigraphic oil and gas fields. AAPG Memoir 16, 354-366, 1972. 20. Waters К. H., Rice G. W. Some statistical and probabilistic techniques to optimize the search for Stratigraphic traps using seismic data. 9th World Petroleum Cong., Proc. (Tokyo), panel discussion 9, paper 1, 1975.

Анализ сейсмических данных с высокой разрешенностью Г. С. Сик и Дж. У. Селф

Краткое содержание. Анализ данных сейсмической съемки с высокой разрешающей способностью позволяет выявить детали, которые невозможно обнаружить с помощью стандартной сейсморазведки. Высокая детальность такой съемки позволяет использовать ее для картирования морского дна, поверхностей несогласия, неглубоко залегающих структур и контуров прочих объектов, а также для обнаружения скоплений углеводородов и их проявлений на морском дне. Точное малоглубинное картирование помогает при выборе площадки для бурения, так как по данным такого картирования составляются инженерно-геологические карты морского дна, используемые для выбора конструкции фундамента буровой установки, оценивается степень риска при строительстве такой установки и ее надежность в процессе бурения. Геофизическую съемку с высокой разрешающей способностью правильнее было бы называть высокоразрешающей акустической съемкой или непрерывным акустическим профилированием. Используемые системы наблюдений включают устройства, генерирующие ультразвук, приемники ультразвука и записывающее устройства, представляющее результаты в виде разрезов морского дна с указанием глубин моря и литологическим расчленением морских осадков. Как правило, используются не одна, а несколько акустических установок одновременно, за счет чего получают набор различных разрезов для разных целей исследований. Систему таких установок называют многосенсорной акустической системой. С помощью разных акустических систем получают разные данные. Системы измерения глубины позволяют получать значения глубины моря, необходимые для составления батиметрических карт; резонансные приемопередатчики предназначены для выявления скоплений газовых пузырьков, морской флоры и рыбных стай; гидролокаторы бокового обзора позволяют изучать неровности морского дна, выходы коренных пород и скопления пузырьков газа; системы «просвечивания» морского дна позволяют получать информацию о строении толщи осадков под его поверхностью. Разумеется, такие операции, как фильтрация и суммирование сигналов, позволяют повысить разрешающую способность некоторых видов акустической съемки точно так же, как и в стандартной сейсморазведке.

ВВЕДЕНИЕ В последнее время поиски и разведка полезных ископаемых в различных бассейнах, расположенных в акватории Мирового океана, приобрели решающее значение. Поисковые работы на суше традиционно начинаются с выполнения рекогносцировочного геологического картирования и отбора образцов на поверхности земли. Это делается с целью предварительной оцбнки геологического строения изучаемого бассейна, прогнозной оценки его нефтегазоносности и выделения наиболее перспективных территорий для постановки более детальных исследований. На суше изучать геологическое строение земли обычно легко и просто. В океанах же, где специалисту-геологу непосредственно наблюдать морское дно трудно, для получения данных такого типа, как получают наземные полевые геологические партии, нужно пользоваться косвенными геофизическими методами, а также отбирать образцы с морского дна. С этой целью был разработан комплекс морских геофизических приборов, обладающих высокой разрешающей способностью и позволяющих изучать не только поверхность морского дна, но и толщу морской воды и геологическое строение дна на небольшую глубину. Комплексирование отбора образцов с морского дна, проб морской воды и отбора керна из мелких морских скважин с методами съемки дна устройствами с высоким разрешением позволяет получать результаты, дающие большой объем информации о стратиграфии, тектоническом строении и геохимических характеристиках исследуемых территорий. В некоторых районах удается выявлять скопления углеводородов, получать весьма ценную информацию относительно грунтовых условий, необходимую при сооружении буровых платформ, и оценивать степень риска строительства подобных сооружений. В настоящей статье рассматриваются возможности применения геофизической съемки с высоким разрешением для широкого круга поисковых и инженерно-геологических задач. Безусловно, такие геофизические исследования являются лишь частью дорогостоящих поисковых и инженернотехнических работ, цель которых состоит в открытии и добыче углеводородов. Но необходимо подчеркнуть, что эти исследования имеют не меньшее значение, чем геологическое картирование и инженерные изыскания на суше. ОПИСАНИЕ СИСТЕМ С ВЫСОКОЙ РАЗРЕШАЮЩЕЙ СПОСОБНОСТЬЮ И ИХ ИСПОЛЬЗОВАНИЕ Термин геофизика с высокой разрешающей способностью применяют к работам, выполняемым с помощью устройств, генерирующих и принимающих ультразвук, и графопостроителей, позволяющих получать разрезы, на которых изображены слои осадков и коренных пород морского дна и указаны глубины его поверхности от уровня моря. Более правильным названием таких работ является высокоразрешающая акустическая съемка или непрерывное акустическое профилирование. Обычно одновременно используют не одно, а несколько акустических устройств, применяя в зависимости от решаемой задачи несколько разных частот, чтобы получить более полную информацию о разрезе от поверхности воды до глубин

в несколько сотен метров ниже уровня морского дна. Система, состоящая из нескольких акустических устройств, называется многосенсорной акустической системой. В табл. 1 перечислены акустические системы, включающие, как правило, высокочастотные маломощные устройства, основным назначением которых является достижение высокой разрешающей способности, а не большой глубинности исследования. Все акустические (сейсмические) системы, охарактеризованные в табл. 1, основаны на свойстве сейсмического импульса отражаться от акустической ^поверхности раздела. Под акустической поверхностью раздела понимается любая поверхность, разделяющая среды с разными акустическими свойствами. Резкость такой поверхности определяется различием в значениях акустической жесткости (функции плотности и упругих параметров) сред, расположенных по разные стороны от нее. Каждая из акустических систем позволяет получать графическое изображение этих акустических поверхностей раздела. Обычно акустические поверхности, изображаемые на профилях (разрезах) морского дна, соответствуют физическим границам раздела, таким как плоскости напластования, поверхности несогласий и сбросов, кровельные поверхности коренных пород, границы газовых скоплений, поверхности пузырьков газа в толще воды, и другим подобным элементам. Непосредственно определить вещественный состав осадков или твердых пород, как правило, невозможно по одним лишь данным акустического профилирования морского дна методом отраженных волн. Однако на получаемых разрезах выделяются «яркие пятна» (участки высоких амплитуд отражений с обращением фазы), которые могут служить признаком зон, насыщенных газом или нефтью. Поскольку в системах батиметрического зондирования и бокового обзора используются высокочастотные волны, практически вся излучаемая акустическая энергия отражается от одной акустической поверхности раздела — морского дна. Но когда используются системы, работающие на пониженных частотах, передаваемая энергия частично проникает в толщу морского дна и обычно удается получить отражения от нескольких границ. При этом часть волновой энергии, которая проходит через морское дно, распространяется вниз до следующей поверхности раздела, на которой повторяется процесс отражения. На каждой поверхности происходит уменьшение энергии отраженной волны. Отражающая способность поверхности раздела определяется разностью акустических жесткостей разделяемых ею сред. Например, граница между очень плотным песчаником, имеющим большую акустическую жесткость, и мягкой глиной с низкой акустической жесткостью ведет себя

Таблица 1 Серийные акустические системы Акустическая система

Определитель глубины воды (Фатометр) (Fathometer) * Детектор пузырьков в толще воды (резонансный приемопередатчик) Двухканальный гидролокатор бокового обзора

Частота

12—80 кГц

Назначение

Измерение глубин, построение батиметрических карт

3—12 кГц

Обнаружение скоплений газовых пузырьков, морской флоры, стай рыбы, твердых взвесей в толще воды 38—250 кГц Картирование неровностей морского дна, скоплений обломков на дне, выходов коренных пород, скоплений пузырьков

Системы акустического профилирования толщи дна: 1. Резонансные приемопередатчики 2. Электромеханические (Акустипалс) (Acoustipulse) *

3,5—7,0 кГц Обнаружение пузырьков; при мощности 10 кВт глубинность исследования толщи дна до 30 м 0,8—5,0 кГц Глубина исследования толщи дна — до 120 м, наилучшее «разрешение» неглубоко залегающих активных и неактивных газонасыщенных зон

3. Спаркер (искровой разрядник) а) стандартный

0,04—0,150 кГц Глубина исследования толщи дна — до 1000 м

б) с «оптическим суммированием»

0,04—0,150 кГц Глубина исследования толщи дна—до 1000 м, повышенная разрешающая способность по горизонтали, запись информации на магнитную ленту

в) «скорострельный» на 4 и 10 кДж

0,04—0,150 кГц Глубина исследования—до 300 и 1000 м соответственно, исключительно хорошая разрешающая способность по горизонтали и вертикали при исследовании осадков и геологических тел, магнитная запись

г) с подавлением «эффекта пузырей» и 0,04—0,150 кГц На энергетических уровнях 4 и реверберации 10 кДж обладает более высокой разрешающей способностью, чем системы «стандартные» и «с оптическим суммированием»; прямое обнаружение газоносных осадков д) многоканальные 0,04—0,150 кГц Глубина исследования — до 1000м, цифровые данные записываются на магнитную ленту для последующей многократной цифровой обработки и анализа скоростей

как сильно отражающая поверхность. Под предельной глубиной проникновения волн понимают глубину, с которой перестают поступать регистрируемые сигналы. На практике этот предел, естественно, варьирует и отчасти зависит от числа акустических поверхностей раздела в исследуемой толще и их отражающей способности. На разрезе положение каждой поверхности раздела определяется временем пробега посылаемого колебания от источника до поверхности раздела и назад до приемника. Если скорость ультразвука в породах (интервальная скорость) известна, можно рассчитать глубину залегания каждой из этих поверхностей. Однако в действительности скорость сейсмической волны изменяется по разрезу сложным образом, зависит от акустических свойств пород и в целом возрастает с увеличением плотности. По этой причине масштаб глубин на получаемых разрезах нельзя считать действительно линейным и для точной его калибровки необходимо иметь значения скоростей или соответствующие данные по скважинам. Глубины мелкорасположенных объектов в толще морского дна можно с хорошим приближением получить, приняв значения скоростей, определявшиеся ранее для аналогичных условий. Все акустические системы, за исключением гидролокаторов бокового обзора, предусматривают получение отражений от среды, расположенной непосредственно под приемно-передающим устройством или группой таких устройств; сигналы, приходящие с той или другой стороны от линии профиля, не принимаются, за исключением редких боковых отражений. Напротив, гидролокационные системы бокового обзора предназначены для регистрации отражений от объектов, расположенных по обе стороны от траектории движения судна в радиусе нескольких десятков или первых сотен метров.

Акустические системы для измерения глубины воды Обычно используемая система измерения глубины — эхолот — состоит из источника энергии, приемопередатчика (преобразующее устройство, попеременно передающее и принимающее звуковые волны) и графического регистрирующего устройства. Эхолот обычно устанавливают в корпусе судна, в его центральной части, на 2—3 м ниже ватерлинии. Электрическая энергия в нем преобразуется в звуковую, и звуковой импульс распространяется вниз до морского дна. Когда импульс падает на дно (или на другой объект, акустические свойства которого отличаются от свойств воды), часть энергии отражается и в виде эхо-сигнала достигает преобразующего устройства (приемника). Здесь звуковая энергия вновь преобразуется в электрическую и сигнал регистрируется самописцем. Если скорость звука в воде примерно постоянна, время, истекшее между моментами испускания импульса и приема сигнала, будет мерой расстояния, пройденного звуком. Разделив эту величину пополам, получим искомую глубину. На рис. 1 приведен пример эхолотной записи, полученной в заливе Якутат у берегов Аляски. Благодаря укрупнению вертикального масштаба на этом графике достаточно четко видны микронеровности дна размером до 0,3 м. Длина волны высокочастотных колебаний намного меньше 0,3 м, благодаря чему профиль морского дна получают с высокой разрешенностью. Поскольку рабочая частота относительно высока, колебания практически не проникают глубже поверхности дна. Эта система предназначена для работы при глубине воды от нескольких метров до нескольких сотен метров, и с ее помощью можно обнаруживать также пузырьки газа. Точность системы измерения глубины в значительной мере зависит от двух переменных: 1) скорости звука в воде, которая может изменяться при изменении температуры и солености, и 2) точности электронных маркировщиков времени, применяемых в данной системе.- Непостоянство этих двух величин вынуждает прибегать к частым калибровкам системы для получения точных глубин. Гидролокаторы бокового обзора С помощью таких систем получают графические изображения, дающие двумерную картину рельефа морского дна (рис. 2). При этом выделяются и наносятся на получаемый разрез газовые пузырьки, присутствующие в толще воды. Изображения напоминают аэрофотоснимки, сделанные под малым углом к поверхности. Элементы рельефа на изображениях, полученных гидролокаторами бокового обзора, видны практически в их естественной перспективе. Типичная система бокового обзора включает буксируемый снаряд с двумя приемопередатчиками и записывающее устройство, установленное на судне. Снаряд в процессе съемки буксируется над морским дном на расстоянии от него, равном 10—20% от ширины картируемой no-is*

РИС. 1. Профиль морского дна в заливе Якутат на Аляске, полученный эхолотом.

РИС. 2. Карта выходов пород на морском дне у мыса Якатага на Аляске, полученная с помощью гидролокатора бокового обзора. лосы поверхности дна. Преобразователи излучают импульсы ультразвука частотой 105 кГц в виде веера в обе стороны от буксируемого снаряда. Излучаемые пучки перпендикулярны курсу корабля и в вертикальной плоскости достаточно широки, чтобы охватить пространство от ближней кромки картируемой полосы (непосредственно под снарядом) до ее дальней кромки на расстоянии 500 м в обе стороны от снаряда при максимальном пределе измерения. В плане (в горизонтальной плоскости) ширина пучка составляет всего 1,2 ".Каждый импульс длится 0,1 мс, а частота их испускания различна в зависимости от ширины картируемой полосы. При 500-метровой ширине импульсы испускаются через каждые 667 мс. Сигналы, отраженные от дна и находящихся на нем объектов, изображаются с помощью непрерывного двухканального графопостроителя на фотобумаге. Интенсивность отражений и их распределение на двухполосйом изображении зависят от состава и структуры поверхности отражающих объектов, их размеров и ориентации по отношению к преобразователям на буксируемом снаряде. Благодаря малой дли тельности генерируемого импульса и веерной форме луча гидролокатор бокового обзора обеспечивает разрешение малых объектов на морском дне и мелких неровностей его рельефа (рис. 3).

РИС. 3. Изображение вмятин от буровой платформы на морском дне, полученное в Мексиканском заливе с помощью гидролокатора бокового обзора. Системы с резонансными приемопередатчиками Одна из самых распространенных систем такого типа состоит из приемопередатчика, работающего на частоте 7 кГц, и графического самописца. Приемопередаточное устройство либо буксируется за судном на кабеле в специальном кожухе, либо монтируется на корпусе судна сбоку. Резонансная система включает пьезоэлектрический преобразователь, генерирующий очень короткие импульсы большой мощности. Эти импульсы посредством биения преобразуются в импульсы рабочей частоты длительностью в один-два периода, между которыми следуют паузы, необходимые для приема отраженных сигналов. Принятый сигнал записывается самописцем либо с постоянным усилением, либо с коэффициентом усиления, изменяющимся во времени.

руемых преобразователя и гидрофона. Одной из таких систем является Акустипалс. Это одноканальная система морской сейсморазведки MOB, отличающаяся высокой разрешающей способностью и глубинностью исследования толщи морского дна до 100 м в тех районах, где оно сложено осадками и пластами неконсолидированных пород. Рабочая глубина исследования варьирует от 70 до 100 м. В самых идеальных акустических условиях (например, если толща дна представлена рыхлыми осадками) глубинность исследования может достигать 150 м, но в условиях твердых пород и очень плотных осадков она весьма ограниченна. Разрешенность по вертикали варьирует от 0,3 до 1,0 м, но обычно близка к 0,5 ,м (рис. 5). Поскольку система Акустипалс отличается высокой разрешающей способностью, результаты профилирования с ее помощью можно использовать для определения глубины воды в районах, где последняя изменяется от 10 до 500 м. Источник возбуждения, применяемый в этой системе, генерирует минимально-фазовый высокочастотный импульс при минимальной реверберации в источнике и без образования газового пузыря. Рабочий импульс характеризуется широкой полосой частот - от 200 Гц до 10 кГц. Упругие колебания возбуждаются источником за счет электрической энергии разряда конденсаторов через заключенную в жесткий корпус проволочную катушку. Вихревые токи, возникающие в катушке, отталкивают вмонтированную в корпус алюминиевую пластину. Изгиб пластины создает в пространстве между ней и корпусом частичное разрежение, в результате чего пластина возвращается в первоначальное положение. Резиновая диафрагма эффективно гасит возвратное движение пластины, обеспечивая минимальную реверберацию в источнике. Источником энергии служит батарея подзаряжаемых конденсаторов, обеспечивающая энергию разряда до 1000 Дж на один преобразователь. Обычно источник возбуждения состоит из трех электромеханических преобразователей, излучающих импульсы одновременно каждые 0,5 с. Энергия выхода каждого преобразователя разная. Все три элемента монтируются на катамаране, длина которого 2,5 м. Катамаран буксируется за судном на расстоянии 30 м от него по поверхности воды или под водой на небольшой глубине. Отраженные сигналы принимаются расстановкой из 10 отдельных гидрофонов, буксируемой в стороне от снаряда с источниками по поверхности моря или на небольшой глубине. Сигналы, имеющие частоту вне рабочей полосы, подавляются частотной фильтрацией. Сейсмические данные наносятся графически на разрез в интервале 0,25 с. Разрез дна обычно строится с укрупнением вертикального масштаба в 10—20 раз. Сигналы можно также записывать в аналоговой форме на магнитную ленту для воспроизведения в лабораторных условиях. Как показано на рис. 6, на получаемых разрезах видны как структурные, так и стратиграфические элементы толщи донных осадков, а также неглубоко залегающие скопления углеводородов. Вещественный состав осадков также можно оценить по их акустическим свойствам.

РИС.4. Запись, полученная в акватории Техаса с помощью резонансного приемопередатчика, на которой видны выходы газа и соответствующие им холмики.

РИС. 5. Разрез дна Мексиканского залива, полученный с помощью системы Акустипалс, иллюстрирующий разрешающую способность электромеханических систем профилирования морского дна.

РИС. б. Запись, сделанная с помощью системы Акустипалс у берегов шт. Луизиана, США.

Системы с искровым разрядом Система типа «спаркер» применяется прежде всего для исследования толщи дна в интервале промежуточных глубин (от 100 до 1000 м), чтобы ликвидировать «белое пятно» между интервалом, освещаемым системами типа Акустипалс, и большими глубинами, исследуемыми с помощью систем сейсморазведки MOB методом общей глубинной точки (ОГТ). Эта система обеспечивает разрешение по вертикали объектов минимальной мощностью около 7 м. В системах спаркер импульсы генерируются посредством разряда накопленной электрической энергии через зазор между электродами. Проскакивающая между электродами искра испаряет некоторый объем воды, в результате чего образуется пузырь пара, расширяющийся до тех пор, пока давление пара в пузыре не станет меньше гидростатического давления воды. После этого происходит схлопывание (коллапс) пузыря, сопровождающееся генерацией «импульса коллапса», амплитуда которого может быть больше амплитуды начального «импульса расширения». Этот процесс повторяется дватри раза, пока амплитуда импульса коллапса не станет ничтожно малой или пузырь не достигнет поверхности воды. Между формированием начального пузыря и последним его коллапсом проходит время порядка 30 мс. Упругие колебания, возникающие в течение этого интервала времени, обычно приводят к «размыву» отражений от поверхности дна и других горизонтов в зоне шириной от 15 до 25 м (рис. 7). Накапливаемая в конденсаторах электрическая энергия подается в разрядную искровую камеру, где установлены девять электродов. Комбинируя конденсаторы и варьируя источники питания электроэнергией, можно добиться желаемой энергии выходного импульса. В системе предусмотрена возможность использования разного количества источников электроэнергии и конденсаторов, для того чтобы обеспечить требуемую глубину исследования толщи дна. Частота импульса в системе спаркер и ее соотношение с фильтрационными характеристиками толщи пород таковы, что существует предел глубины проникновения ультразвука в породу из-за его затухания, который не удается увеличить дальнейшим повышением энергии разрядов. Поэтому при работе со спарке-ром обычно концентрируют усилия на достижении лучшей разрешающей способности при относительно небольшой глубине исследования донных осадков, а не на увеличении выходной мощности источника. Как следует из уравнения «темпа возбуждения» (см. приложение в конце статьи), наилучшего разрешения по вертикали и горизонтали в любых геологических условиях можно добиться, варьируя число источников энергии и генерируемых импульсов. Для системы на 10 кДж максимальным темпом возбуждения будет один полный разряд каждые 2 с. Такая частота обеспечивает испускание одного рабочего импульса на каждые 6 м курса корабля, идущего со скоростью 6 узлов (3 м/с). В неглубоких водах выходную энергию раз-

РИС. 7. Запись результатов съемки в заливе Аляска с использованием спаркера. Получена способом оптического суммирования.

ряда обычно снижают до 4 кДж, чтобы уменьшить число и интенсивность многократных отражений от поверхности дна, а темп возбуждения устанавливают равным одному разряду в секунду или одному разряду на каждые 3 м расстояния по горизонтали. В обоих случаях разрешающая способность по горизонтали в несколько раз выше, чем достигаемая с помощью стандартных спаркерных систем с энергией разряда 10 кДж, в которых разряды повторяются через каждые 4—6 с. На рис. 8 иллюстрируется влияние темпа возбуждения и выходной энергии спаркера на качество получаемых материалов. Приведены два разреза, полученные для одного и того же участка профиля, отработанного в акватории южной Калифорнии при двух энергетических уровнях выхода искроразрядного устройства (10 и 4 кДж). Отдельные отражения более четко выделяются в толще эоцена на записи, сделанной при энергии 4 кДж, что объясняется более частыми посылками рабочих импульсов; отметим, что глубинность исследования при этом не уменьшилась. Таким образом, основываясь на уравнениях темпа возбуждения, можно изменять выходные параметры искроразрядной системы, добиваясь оптимальных режимов работы, обеспечивающих наивысшее качество результатов в данном конкретном районе. Другими словами, система накопления электроэнергии может быть отрегулирована таким образом, чтобы скорость излучения и энергия импульсов были оптимальными в любой геологической обстановке. Разрешенность картируемых в толще морского дна объектов по горизонтали при работе с системой спаркер можно улучшить с помощью метода оптического суммирования. Термин «оптическое» введен с целью подчеркнуть отличие такого суммирования от суммирования, применяемого в методе ОГТ. Оптическое суммирование заключается в изображении трасс, соответствующих общей глубинной точке, рядом одна с другой на разрезе, а не посредством их суммирования (в виде электрических сигналов) с последующим изображением единой трассы. Благодаря этому метод оптического суммирования обеспечивает достижение максимальной энергии выхода без снижения эффективной разрешающей способности по горизонтали и вертикали при любом количестве испускаемых импульсов, причем с достижением максимальной глубинности исследования и четкости боковых границ картируемых объектов. Разрезы, полученные по способу оптического суммирования, выгодно отличаются от разрезов, которые получаются суммированием с помощью электронно-вычислительных устройств, тем, что на них лучше отражается истинное геологическое строение толщ с крутым падением пластов: на разрезах, полученных электронным суммированием трасс ОГТ, границы крутопадающих пластов имеют расплывчатый ступенчатый вид. Еще одним преимуществом оптического суммирования является возможность построения разрезов с искажением вертикального масштаба: обычно он бывает укрупнен примерно в четыре раза (см. рис. 7). Для правильного осуществления оптического суммирования искроразрядная камера и расстановка гидрофонов-приемников буксируются

РИС. 8. Записи, полученные спаркером с оптическим суммированием; использованы спаркеры с энергией 10 кДж (а) и 4 кДж (б).

РИС. 9. Запись, полученная спаркером с оптическим суммированием в заливе Аляска; иллюстрирует отрицательное влияние неправильной буксировки источника и приемника.

за кормой судна на расстоянии 30—60 м от нее по разные стороны от судна. Буксировка ведется таким образом, чтобы буксируемые снаряды шли на глубине 4 м от поверхности воды — этим обеспечивается конструктивная интерференция полезных волн с отражениями от поверхности воды. Четыре метра — это оптимальная глубина, так как она составляет примерно 1/4 длины волны основной частоты импульса источника (130 Гц). Для «фокусирования» импульсов и сигналов очень важно, чтобы источник и приемник шли на одинаковой глубине. На рис. 9 показана запись, полученная с помощью спаркера в заливе Аляска и иллюстрирующая отрицательный эффект неправильной буксировки приемника и источника. Отметим, что расстояние между станциями (на разрезе, учитывая масштаб записи) составляет примерно 2,5 см и что в левой части разреза сигналы соответствуют когерентному импульсу коллапса пузыря. С приближением к правой части разреза наблюдается заметное ухудшение качества записей. Вначале можно предположить, что различие в характере отражений вызвано изменениями геологических характеристик разреза слева направо, как это имеет место на рис. 8 при переходе от миоценовых осадков к эоценовым. Но если обратить внимание на расстояние между вертикальными линиями, отмечающими соседние станции, и на прерывистость сигнала (импульса коллапса) в правой части рис. 9, то истинная причина ухудшения качества записи становится ясной. Интервал между станциями все время оставался равным 300 м. Если в масштабе разреза он увеличивается, значит судно проходит эти 300 м с меньшей скоростью. Следовательно, при картировании правой части профиля судно либо встретилось с сильным встречным ветром, либо с сильным течением, либо его двигатель уменьшил число оборотов. Замедление движения судна привело к погружению источника ультразвука и гидрофонов, а поскольку снаряд с источником тяжелее, он погружался быстрее. В результате источник и приемник оказались на разных глубинах и сигнал от спаркера «расфокусировался». Цифровая обработка (подавление «эффекта пузыря» и реверберации) Дальнейшее улучшение сигналов, записанных в аналоговой форме с помощью искроразрядной системы, возможно посредством их цифрового кодирования и обработки. Цифровая обработка позволяет добиться существенного повышения качества результатов двумя способами: путем сжатия 30-миллисекундного импульса коллапса пузыря, чтобы обеспечить значительное улучшение разрешающей способности по вертикали (методика подавления эффекта пузыря), и путем подавления многократных отражений от поверхности морского Дна (методика подавления реверберации). Обе методики, взятые вместе и по отдельности, могут обеспечить получение оптимального качества записи. Цифровую

РИС. 12. Вид разреза после обработки записи, полученной спаркером на 10 кДж с оптическим суммированием, по способу подавления эффекта пузыря и реверберации.

обработку можно применить к записям, полученным по способу оптического суммирования; она позволяет осуществить обычное суммирование по вертикали двух трасс. На рис. 10 и 11 сопоставляются разрезы, полученные в западной части залива Аляска до такой обработки и после нее. Обработка с подавлением эффекта пузыря заключается в устранении влияния повторных импульсов коллапса и импульсов, отраженных от поверхности воды, на отраженный сигнал с помощью цифровой фильтрации. Эта фильтрация выполняется посредством предсказывающей деконволюции (винеровской фильтрации) с использованием алгоритма Левинсона. В результате на сейсмическом разрезе каждое отражение изображается одним, а не серией сигналов. Структурные элементы и тонкие пласты отображаются теперь без размыва. По обработанным трассам можно восстановить истинные значения амплитуд — следовательно, информация об амплитудах не теряется в процессе улучшения сигнала. Все это позволяет надежно выделять горизонты с малой акустической жесткостью (с обращением фазы), например газоносные пласты или глинистые слои, мощность которых не меньше 1/4 длины волны. На рис. 12 приведены прошедшие цифровую обработку материалы съемки с помощью спаркера в Беринговом море у берегов Аляски. Подавление реверберации состоит в сведении к минимуму влияния многократных отражений от морского дна и осуществляется посредством оценки коэффициента отражения от морского дна, приближенного расчета амплитуд кратных волн и вычитания их из реальной записи. Интерференция полезных сигналов с многократными отражениями от дна на обработанных таким образом записях минимальна. Поскольку при этом не предпринимается попыток подавить реверберацию, возникающую внутри толщи морского дна, риск подавления полезных сигналов минимален. Подавление реверберации дает особенно хорошие результаты в случае, когда помехами являются многократные отражения низших порядков в мелководных условиях. Это имеет очень большое значение при работе с сейсморазведочными системами с высоким разрешением и когда другие методики, например методика суммирования ОГТ, могут оказаться неэффективными. Параллельно с подавлением реверберации на получаемых разрезах обычно вырезаются вступления прямой волны, если только отражение от дна не совпадает по времени со вступлением прямой волны. ПРИМЕНЕНИЕ ПРИ ПОИСКАХ И РАЗВЕДКЕ Системы высокоразрешающих геофизических наблюдений, описанные в настоящей работе, применяются для решения как многих поисковых, так и инженерных задач, особенно если они используются в комплексе с отбором образцов. Рассмотрим несколько примеров решения различных поисковых задач.

Геологическое картирование морского дна Площадное развитие выходящих на поверхность морского дна и обладающих определенными акустическими характеристиками пачек пород различных стратиграфических подразделений можно точно установить с помощью систем акустического профилирования и бокового обзора, результаты применения которых иллюстрируются на рис. 2 и 13. Строение морского дна, включая элементы залегания пластов (простирание и угол падения), положение осей синклиналей и антиклиналей и тектонических нарушений можно определить и изобразить на карте обнажении морского дна. Если все эти детали геологического строения нанести на карту вместе с данными батиметрии и результатами анализа .образцов, отобранных со дна моря в местах обнажении коренных пород, мы получим геологическую карту, не уступающую в отношении точности большинству геологических карт поверхности суши, составляемых по данным наземной съемки. Такие карты оказывают большую помощь при выполнении поисковых работ в акваториях, так как они дают геологическую информацию, необходимую для проведения сейсморазведочных работ на глубокие горизонты, а в некоторых случаях по ним непосредственно осуществляется выбор мест для заложения скважин. Геологическое картирование погребенных коренных пород В районах, где обнаженность коренных пород слаба (например, как на рис. 7), более информативной, чем описанная выше карта поверхности морского дна, будет геологическая карта погребенных коренных пород, отражающая площадное распространение «выходов» стратиграфических подразделений на региональную поверхность несогласия. Карты подобного типа особенно полезны при изучении таких районов, как залив Аляска и залив Кука, где большая часть континентального шельфа скрыта под тонким чехлом четвертичных осадков (см. рис. 7). Погребенные выходы коренных пород можно изучать по керну мелких скважин или посредством трассирования по латерали результатов изучения образцов, отбираемых на редких обнажениях этих пород на морском дне. Получаемые при этом карты можно использовать таким же образом, как и геологические карты морского дна. Составление карт изопахит неглубоко залегающих стратиграфических комплексов Карты изопахит стратиграфических комплексов, обнажающихся на морском дне (и залегающих на глубинах до нескольких сотен метров под поверхностью дна), без труда можно построить по данным не-

прерывного акустического профилирования; эти карты важны при поисковоразведочных работах в следующих отношениях: 1) они дают точную стратиграфическую информацию, необходимую для прогнозной оценки потенциальных коллекторов и нефтематерин-ских пород в исследуемом районе или бассейне; 2) оказывают большую помощь при восстановлении истории геологического развития исследуемого района, определении положительного или отрицательного влияния тектонических факторов на возможное формирование промышленных залежей углеводородов и их влияния на историю осадконакопления; 3) могут использоваться для определения скоростей сейсмических волн при преобразовании временных сейсмических разрезов в глубинные, так как по ним можно определять площадное распределение и вариации мощности стратиграфических комплексов, характеризующихся определенными значениями интервальных скоростей. Составление приповерхностных структурных карт Структурные карты поверхности неглубоко залегающих погребенных комплексов, получаемые по данным высокоразрешающих методов профилирования, имеют большое значение для поисковых работ по следующим очевидным причинам: 1) с их помощью восстанавливают механизм и историю развития структур; 2) они позволяют трассировать результаты изучения образцов пород, отобранных на обнажениях, на аналоги этих пород, выявленные глубинной сейсморазведкой в зонах их погружения, и 3) по ним оконтуривают неглубокие структурные аномалии для более детальных исследований и т. и. Точность такого картирования (по данным акустических высокоразрешающих съемок) и его широкие возможности используются далеко не полностью.

Многих специалистов ставит в тупик обилие мелких деталей структурных элементов на акустических разрезах, что требует значительно больших затрат времени на их интерпретацию и большей скрупулезности в работе, чем при анализе равных объемов материалов стандартной сейсморазведки. Но именно благодаря этой детальности акустические данные высокой разрешенности являются столь ценными, поскольку элементы тектонического строения, не находящие отображения в результатах глубинной сейсморазведки (мелкие сбросы, крутопа-дающие пласты, слабо выраженные поверхности несогласия и т. п.), могут оказаться весьма информативными при оценке перспективности изучаемой площади. Оконтуривание структурных форм При интерпретации данных высокоразрешающих акустических съемок значительные затруднения вызывают многократные отражения, обычно присутствующие на разрезах, особенно при исследовании мел-

РИС. 14. Записи, полученные с помощью эхолота и резонансного приемопередатчика в заливе Кука у берегов Аляски; на дне моря видна впадина.

РИС. 15. Запись, сделанная с помощью системы Акустипалс по тому же профилю, что и записи, приведенные на рис. 14. Над дном моря в районе впадины виден затемненный столб; высота столба в толще воды 27 м.

ководных районов. В районах, отличающихся сложным тектоническим строением, многократные отражения могут сделать невозможными непрерывное прослеживание отражающего горизонта и составление структурной карты по данным акустических съемок, что почти всегда удается сделать по данным глубинной сейсморазведки. В таких условиях зарекомендовала себя эффективной методика структурного картирования^ успешно применявшаяся при работах у берегов Калифорнии и Аляски и получившая название «оконтуривания структурных форм». По этой методике изогипсы структуры строят по значениям кажущегося угла падения слоев какого-либо стратиграфического подразделения, измеряемым на разрезах. Если при проведении изогипс стараться не пересекать поверхности несогласия и тщательно выполнять интерполяцию, то получаемая карта будет с хорошим приближением отображать геометрическую форму пластов в пределах картируемого стратиграфического подразделения. Очевидно, что точные абсолютные значения изогипс такой карты неизвестны, однако амплитуды отдельных положительных аномалий (относительно регионального структурного фона) и амплитуды сбросов можно оценивать по ней с высокой точностью. Обнаружение естественных проявлений углеводородов и их неглубоких скоплений Анализ данных высокоразрешающей акустической съемки с целью обнаружения активных проявлений углеводородов на морском дне и их скоплений позволяет получать информацию, используемую при прогнозе промышленных зележей углеводородов. Однако для подтверждения связи выявляемых «акустических аномалий» с углеводородами необходимо отбирать пробы для геохимического анализа, поскольку прямое выявление углеводородов геофизическими методами связано с определенной неоднозначностью. Для иллюстрации трудностей, которые обычно встречаются при поисках естественных проявлений углеводородов, рассмотрим материалы, приведенные на рис. 14 и 15. На профиле глубины морского дна в заливе Кука у берегов Аляски, построенном с помощью системы фатометр, и на его разрезе, полученном с резонансным приемопередатчиком (рис. 14), между станциями 105 и 106 видна впадина. На рис. 15 приведена запись, выполненная с помощью системы Акустипалс, где также видна эта впадина морского дна, из которой поднимается затемненный столб, внедряющийся в толщу воды на высоту 27 м. Неясно, является ли этот столб изображением акустической записи выходов газа из впадины в морском дне. Если это так, то почему это проявление не нашло отражения на записях эхолота и резонансного приемопередатчика? Если затемнение на записи с помощью Акустипалса есть результат бокового «эха», то почему кажется, что оно поднимается из впадины? Боковые «эхо» должны наблюдаться в случае пересеченного рельефа дна, но только когда на дне имеются высокие холмы, а не впадины.

В действительности оказалось, что съемочное судно встретилось в море со скалой столь высокой, что она выступала из воды. Поэтому судно вынуждено было изменить курс, чтобы обогнуть препятствие. Сильные течения, обычные в этом районе, вымыли вокруг скалы округлую впадину. В том месте, где судно совершило поворот, всеми методами была зарегистрирована впадина на морском дне. В эхолотах и резонансных системах применяются узконаправленные источники, поэтому отражений от препятствия, оставшегося в стороне от плоскости профиля, получено не было. В системе Акустипалс применяется источник, посылающий колебания во все стороны, поэтому от препятствия был получен сигнал. Съемка с помощью гидролокатора бокового обзора, охватывающая морское дно по обе стороны от профиля, была выполнена в этом районе и подтвердила, что упомянутый сигнал связан с оставшимся в стороне от линии профиля препятствием, а не с газопроявлением. Определение литологии и восстановление обстановки осадконакопления Качественную оценку литологического состава и грубое выделение фаций в стратиграфических подразделениях часто можно осуществить по данным акустических съемок даже при отсутствии образцов пород с морского дна. Такая интерпретация основывается на анализе акустических характеристик отражающих границ в пределах анализируемой толщи и изучении конфигурации отражений, соответствующих определенным седиментационным формам (таким как флювиальная косая слоистость, гляциальные отложения, морские террасы, наклонное напластование дельтового фронта и т. п.), которые можно различить только на записях, полученных с высоким разрешением. Значение такой информации для восстановления истории стратиграфического развития исследуемого района трудно переоценить. ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ПОЛУЧАЕМЫХ ДАННЫХ С ЦЕЛЬЮ РЕШЕНИЯ ИНЖЕНЕРНЫХ ЗАДАЧ Составление точных батиметрических карт Точные батиметрические карты, составляемые по данным съемки с высоким разрешением, являются документами, необходимыми для проектирования буровых и эксплуатационных установок по ряду причин, включая следующие: с их помощью 1) определяют тип буровой платформы, подходящий для конкретной площадки (т. е. платформа на домкратах, полупогружная платформа и т. п.), 2) разрабатывают требования, предъявляемые к конструкции морских установок для добычи нефти и газа, и 3) выявляют зоны на морском дне, неблагоприятные или опасные для установки платформ и опор, прокладки трубопроводов и пр.

Оценка факторов, неблагоприятных для бурения и строительства Карта зон, опасных для выполнения буровых и строительных работ, представляет собой сводную схему расположения всех естественных и созданных деятельностью человека опасных участков морского дна, выявленных многосенсорной съемкой в исследуемом районе. К таким участкам относят места активных выходов углеводородов, газонасыщенные осадки, активные и неактивные сбросы, связанные с проявлениями углеводородов бугры, крутые склоны и уступы, погребенные русла рек и подводные оползни.

Многие факторы представляют опасность только тогда, когда они встречаются неожиданно, и поэтому еще одним достоинством высокоточной многосенсорной съемки является возможность своевременно выявить такие факторы. На рис. 16 в качестве примера приведена карта опасных зон, полученная для участка Мексиканского залива, на котором планировалось бурение. Показано несколько типов опасностей: одних следует вообще избегать, а другие требуют принятия определенных мер предосторожности. Получение инженерно-геологической информации для конструирования фундаментов Данные акустической съемки с высоким разрешением в комплексе с результатами инженерно-геологических изысканий (отбора проб грунта и экспериментальных работ) помогают получать полное представление о состоянии грунта в исследуемом районе. С использованием всех этих данных можно построить серию карт и разрезов, отражающих изменение важных для конструирования фундаментов параметров, таких, как состав осадков и мощность отдельных осадочных слоев, плотность грунтов, их прочность на сдвиг, сжимаемость, потенциальная плывучесть, «способность удерживать якорь» и стабильность склонов. ПРИМЕР ИЗ ПРАКТИКИ На рис. 17—24 приведены в качестве примера результаты исчерпывающего анализа данных, полученных с помощью систем акустической съемки с высокой разрешающей способностью. На рис. 17 и 18 видна

РИС. 17. Батиметрическая карта одного из участков акватории Калифорнии, составленная по данным многосенсорной системы акустического профилирования. Изобаты даны в футах ниже уровня моря.

РИС. 18. Запись, полученная в акватории Калифорнии с помощью системы спаркер на 10 кДж; видны высокая банка на морском дне и подстилающая ее антиклинальная структура.

РИС. 19. Геологическая карта морского дна (построенная по данным акустической съемки у берегов Калифорнии), на которой видна размытая антиклиналь.

высоко поднимающаяся на морском дне банка, выявленная в процессе регионального рекогносцировочного профилирования с помощью многосенсорной акустической системы у берегов Калифорнии в 1974 г., где стандартная сейсморазведка дала результаты среднего и низкого качества. Опорным методом акустического профилирования была съемка по сети профилей 5 х 16 км с помощью системы спаркер на 10 кДж. Этой первичной съемкой было установлено наличие крупной антиклинальной структуры под банкообразным поднятием морского дна, с которой, по-видимому, были связаны аномалии типа «проявление углеводородов» и «обнажение коренных пород» на значительных по площади участках (рис. 19). Рекогносцировочный отбор образцов с морского дна подтвердил связь между обнажениями и четко выделяющимися на акустических разрезах стратиграфическими подразделениями; было установлено, что они имеют третичный возраст. Последующие литоло-гические, палеонтологические и геохимические исследования позволили получить данные, свидетельствующие о перспективности поисков на этой площади. Были составлены предварительные карты и разрезы, послужившие основой для выполнения последующих морских работ. На втором этапе морских поисковых работ на этой структурной аномалии была выполнена съемка с помощью многосенсорной системы профилирования; в качестве опорного метода применялся спаркер на 4 кДж. Был выполнен также детальный отбор образцов пород с морского дна в местах предположительных обнажении с помощью системы бросаемых грунтоотборников. Анализ образцов на борту судна включал их литологическое описание и определение содержания свободных углеводородов с помощью газового хроматографа. Затем образцы отправляли в лабораторию для дополнительного геохимического анализа с целью выявления потенциально нефтематеринских пород. Из образцов вырезали керн, по которому изучали фауну (фораминифер) для определения геологического возраста пород, обнажающихся на морском дне (согласно данным спаркерной съемки, рис. 18), и выполняли геологический анализ с целью восстановить обстановку осадконакопления этих пород. Используя полученные данные, по результатам акустических съемок с высоким разрешением построили серию надежных геологических карт и профилей. На третьем этапе работ потребовалось выполнение неглубокого бурения с отбором керна для дополнительных палеонтологических и геохимических исследований и получения данных о пористости и проницаемости пород, для гранулометрического анализа, определения возраста (вулканических пород) радиометрическими методами и инженерных исследований для строительства фундаментов под эксплуатационное оборудование. Карты и разрезы были уточнены, и была выполнена прогнозная оценка нефтегазоносности этой территории, более детальная, чем по данным только глубинной сейсморазведки. Как следует из рис. 19, структурной аномалии соответствует глубоко эродированная антиклиналь несколько асимметричной формы с обна-

РИС. 23. Геологический разрез исследуемой площади у берегов Калифорнии. Вертикальный масштаб увеличен в 4 раза.

жением на поверхности дна моря пород, возраст которых варьирует от голоценового до эоценового (отложения плиоцена на данной площади отсутствуют). На площади фиксируются небольшие приповерхностные сбросы, не оказывающие, по-видимому, существенного влияния на амплитуду структуры. По данным съемки со спаркером для уточнения строения ловушки были построены две структурные карты — по кровле среднего миоцена (рис. 20) и по кровле в улкано генной олигоценовой пачки (рис. 21). Сходство этих карт указывает на то, что основной рост антиклинали в структурном плане происходил после начала среднемиоценового времени. Рост структуры в позднемиоценовое — плиоценовое время подтверждается сокращением мощности верхнемиоценового разреза в пределах этой структуры (рис. 22) и отсутствием плиоценовых отложений. Как следует из анализа структурных карт и карт изопахит, а также геологических разрезов (рис. 23), олигоценовые и более молодые отложения не следует считать перспективными, поскольку они эродированы и обнажаются на морском дне. Что касается эоценовых отложений, то им соответствует неразрушенная антиклинальная ловушка, и, исходя из структурных критериев, эти отложения следует считать перспективными. Перспективность эоцена далее подтверждается данными по керну мелкой скважины, свидетельствующими о наличии свободных углеводородов и удовлетворительных пород-коллекторов. Региональное изучение разреза эоцена позволило установить, что мощность его в этом районе, по-видимому, превышает 3000 м и он включает пласты глин, которые могут служить покрышками, обеспечивающими сохранность углеводородов. Площадь была классифицирована как потенциально нефтегазоносная и подготовленная к поисковому бурению. При постановке бурения использование карты неблагоприятных для бурения и строительства факторов (рис. 24) и батиметрической карты позволит ' исключить осложнения, связанные с пересеченностью рельефа дна, наличием крутых склонов и т. д. ПРИЛОЖЕНИЕ. ОПРЕДЕЛЕНИЯ Firing rate — темп возбуждения [число килоджоулей (кДж)/число источников питания] х 0,8. Power supply — источник питания. Переменное напряжение 220 В, преобразованное в постоянное напряжение 4000 В. Trigger capacitor bank — пусковая батарея конденсаторов. Десять 16микрофарадных конденсаторов, соединенных параллельно проводящими шинами с разрядными электродами. Capacitor bank — основная батарея конденсаторов. Двадцать 16-микрофарадных конденсаторов. Joule — джоуль. То же, что ватт-секунда [емкость х (напряжение) 2] :2. Емкость выражается в микрофарадах, напряжение — в киловольтах; при этом энергия разряда пусковой батареи из десяти 16-микро-

фарадных конденсаторов составит 1280 ватт-секунд (или джоулей), так как 10 х (16 х 42/2) = 1280. Энергия разряда основной батареи конденсаторов = 2560 Дж, так как она включает в два раза больше конденсаторов, чем одна пусковая батарея. Sparker — спаркер. Один из типов источников ультразвука. Представляет собой металлическую (решетчатую) камеру длиной около 2,4 м, включающую треугольную раму, каждая сторона которой имеет длину 32 см и на которой монтируются три группы электродов (по три в каждой группе, всего девять), равномерно располагающихся в искровой камере. Накопленный электрический заряд разряжается через электроды на корпус металлической камеры, являющейся «землей», в результате чего образуется пузырь перегретого пара. Этот пузырь растет в размерах и затем охлопывается; процесс повторяется несколько раз, пока перегретый пар не рассеется. С каждым повторным ростом и коллапсом пузыря генерируется еще один упругий импульс. Основная частота колебаний, генерируемых спаркером, равна примерно 135 Гц. Длительность импульса пузыря примерно равна 30 мс; этот импульс состоит из трех или четырех периодов расширения и сжатия пузыря. Длина импульса в воде составляет примерно 22 м. Acoustipulse — Акустипалс. Источник в системе Акустипалс состоит из катушки диаметром около 40 см, нижний торец которой площадью 50 см2 покрыт слоем эпоксидной смолы толщиной примерно 5 см. На этом торце смонтирована резиновая диафрагма, в которую вставлена алюминиевая пластинка. Когда через катушку происходит разряд накопленной электроэнергии, возникающие в пластинке вихревые токи отбрасывают ее от эпоксидной «пяты». Резиновая диафрагма возвращает пластинку в первоначальное положение, прижимая ее к «пяте», и одиночное колебание пластинки создает импульс длительностью 1 мс. High-resolution hydrophone — высокоразрешающий гидрофон. Этот гидрофон состоит из шланга длиной от 3 до 12 м и диаметром 2—5 см, в котором установлено от 1 до 30 кристаллических элементов на расстоянии около 30 см друг от друга. Гидрофоны можно соединять последовательно либо прямо друг с другом, либо через переводник, представляющий собой нерабочий (лишенный кристаллических элементов), наполненный маслом шланг длиной от 6 до 15 м, вставленный между двумя рабочими секциями; таким образом достигаются различные расстановки гидрофонов по длине и числу каналов. Optically stacked sparker — система спаркера с оптическим суммированием. Спаркер с энергией разряда 10000 Дж является базовой системой, состоящей из графического самописца, трех источников питания, трех пусковых конденсаторных батарей и трех основных конденсаторных батарей. Источники питания работают от сети 220 В, давая выпрямленное напряжение 4000 В каждый для зарядки конденсаторов. Десять конденсаторов пусковой батареи по 16 мкФ и 20 кон-

денсаторов основной батареи по 16 мкФ, будучи заряженными до 4000 В, накапливают энергию почти в 3900 Дж. Таким образом, максимальная энергия излучаемого импульса системы достигает 3900 -3=11700 Дж; округляя эту величину с учетом того, что напряжение может быть 4000 В, получим, что система имеет энергию разряда 10000 Дж. Накопленная энергия разряжается в девятиэлектродной искровой установке. Сигналы, отраженные от морского дна и пластов, слагающих осадочную толщу, воспринимаются двухканальной системой гидрофонов, обеспечивающей запись с оптическим суммированием. В каждый канал включено 20 кристаллических элементов, установленных в отрезке шланга длиной 6 м, причем расстояние между этими отрезками (центрами рабочих секций) также равно 6 м. (Расстояние 6 м выбрано исходя из следующих соображений: при скорости судна 6 узлов, что эквивалентно 3 м/с, оно успевает пройти расстояние 6 м в течение двухсекундного цикла работы источника сейсмических колебаний.) Принятые сигналы поступают в электронную схему, включающую цифровую ячейку временной задержки и блока суммирования (а также, если необходимо, и блока фильтрации по частоте). Затем сигналы подаются на графопостроитель, в котором используется бумага шириной 50 см. До того как сигнал подается на фильтр, он может быть записан в аналоговом виде на магнитную ленту шириной 0,4 см с сохранением широкой полосы частот. Двухканальная система записи сигналов спаркера отрегулирована таким образом, что запись двух трасс от одного импульса производится с интервалом времени в 1с, а импульс возбуждается каждые 2 с. Другими словами, после разряда с энергией 10 000 Дж накопление следующего заряда в 10000 Дж происходит за 2 с. После каждого разряда отраженный сигнал принимается каналом 1, гидрофоны которого расположены ближе к судну, и почти одновременно (с задержкой, равной нормальной кинематической поправке) каналом 2. Сигнал канала 2 проходит по электронной схеме аппаратуры, фильтруется и записывается на бумаге в виде сейсмотрассы 2 с помощью графопостроителя в течение 1 с. В течение этого времени сигнал, принятый каналом 1, задерживается в цифровой ячейке временной зедержки. Его запись в виде трассы 1 осуществляется самописцем после окончания записи трассы 2. За это время судно успевает продвинуться на 6 м по профилю, происходит очередной разряд накопленной энергии, и самописец начинает писать следующую трассу 2, а запись следующей трассы 1 задерживается, так как сигнал 1 задерживается ячейкой временной задержки. В результате трасса 2 последующего разряда (второго импульса) пишется на бумаге рядом с трассой 1 предыдущего разряда (импульса); если учесть, что этим трассам соответствует одна глубинная точка, то становится понятным, почему такой способ изображения трасс называется оптическим суммированием в отличие от обычно практикуемого электронного суммирования трасс.

Если кинематическая поправка достигает существенной величины, что обычно наблюдается в мелководных условиях, ее введение можно отрегулировать с помощью специальной ручки настройки на панели суммирования. С этой целью оператор, визуально контролируя смещение трасс и поворачивая ручку «фокусировки», добивается того, чтобы отражения от дна моря, принимаемые обоими каналами, расположились рядом друг с другом. При правильной настройке и введении кинематической поправки для неглубоких отражений (и учитывая относительно малое расстояние между группами гидрофонов) внесение кинематических поправок в отражения от глубоких горизонтов необязательно из-за их пренебрежимо малой величины. Фактически получают информацию с помощью одной из трасс, записанной в течение 2 с, а не двух трасс, записанных в течение 1 с каждая. Этим достигается возможность получения геологической информации, если она имеется на глубинах, эквивалентных временам более 1 с. При этом, конечно, всегда можно получить данные для времен от 1 до 2 с, если возникнет необходимость их аналоговой обработки и воспроизведения. Таким образом, применение оптического суммирования в спар-керных системах позволяет повысить энергию возбуждаемых колеба-, ний, сохраняя разрешающую способность, присущую системам с меньшей энергией излучения, и при той же производительности работ (километраже профилирования). Debubbled sparker — спаркер с подавлением эффекта пузыря. Подавление эффекта пузыря заключается в подавлении побочных импульсов и волн, отраженных от поверхности воды, посредством цифровой фильтрации методом предсказывающей деконволюции (винеровской фильтрации), с использованием алгоритма Левинсона. В результате на сейсмической записи каждому отражению соответствует одна, а не несколько осей синфазности. Благодаря этому элементы тектонического строения и тонкие пласты выделяются намного более четко. Свободные от эффекта пузыря данные содержат также информацию об истинных значениях амплитуд, т. е. амплитуды отраженных сигналов не искажаются в результате обработки. Это позволяет четко выделять отражающие горизонты с низкими значениями акустической жесткости (с последними, характеризующимися обращением фазы, связаны газонасыщенные зоны). В системе подавления эффекта пузыря используется вычислительное устройство, позволяющее рассчитывать оператор для обратной фильтрации оцифрованного сейсмического импульса с целью придания ему желаемой формы. В качестве желаемого импульса используется нуль-фазовый эквивалент импульса Рикера. Оцифрованные отраженные сигналы с помощью этого фильтра подвергаются деконволюции в реаль-" ном времени, затем исправляются за сферическое расхождение фронта сейсмической волны и потери на затухание в процессе ее распространения (для этого приближенно вычисляется коэффициент затухания волн

Если кинематическая поправка достигает существенной величины, что обычно наблюдается в мелководных условиях, ее введение можно отрегулировать с помощью специальной ручки настройки на панели суммирования. С этой целью оператор, визуально контролируя смещение трасс и поворачивая ручку «фокусировки», добивается того, чтобы отражения от дна моря, принимаемые обоими каналами, расположились рядом друг с другом. При правильной настройке и введении кинематической поправки для неглубоких отражений (и учитывая относительно малое расстояние между группами гидрофонов) внесение кинематических поправок в отражения от глубоких горизонтов необязательно из-за их пренебрежимо малой величины. Фактически получают информацию с помощью одной из трасс, записанной в течение 2 с, а не двух трасс, записанных в течение 1 с каждая. Этим достигается возможность получения геологической информации, если она имеется на глубинах, эквивалентных временам более 1 с. При этом, конечно, всегда можно получить данные для времен от 1 до 2 с, если возникнет необходимость их аналоговой обработки и воспроизведения. Таким образом, применение оптического суммирования в спар-керных системах позволяет повысить энергию возбуждаемых колеба-, ний, сохраняя разрешающую способность, присущую системам с меньшей энергией излучения, и при той же производительности работ (километраже профилирования). Debubbled sparker — спаркер с подавлением эффекта пузыря. Подавление эффекта пузыря заключается в подавлении побочных импульсов и волн, отраженных от поверхности воды, посредством цифровой фильтрации методом предсказывающей деконволюции (винеровской фильтрации), с использованием алгоритма Левинсона. В результате на сейсмической записи каждому отражению соответствует одна, а не несколько осей синфазности. Благодаря этому элементы тектонического строения и тонкие пласты выделяются намного более четко. Свободные от эффекта пузыря данные содержат также информацию об истинных значениях амплитуд, т. е. амплитуды отраженных сигналов не искажаются в результате обработки. Это позволяет четко выделять отражающие горизонты с низкими значениями акустической жесткости (с последними, характеризующимися обращением фазы, связаны газонасыщенные зоны). В системе подавления эффекта пузыря используется вычислительное устройство, позволяющее рассчитывать оператор для обратной фильтрации оцифрованного сейсмического импульса с целью придания ему желаемой формы. В качестве желаемого импульса используется нуль-фазовый эквивалент импульса Рикера. Оцифрованные отраженные сигналы с помощью этого фильтра подвергаются деконволюции в реаль-" ном времени, затем исправляются за сферическое расхождение фронта сейсмической волны и потери на затухание в процессе ее распространения (для этого приближенно вычисляется коэффициент затухания волн

Если кинематическая поправка достигает существенной величины, что обычно наблюдается в мелководных условиях, ее введение можно отрегулировать с помощью специальной ручки настройки на панели суммирования. С этой целью оператор, визуально контролируя смещение трасс и поворачивая ручку «фокусировки», добивается того, чтобы отражения от дна моря, принимаемые обоими каналами, расположились рядом друг с другом. При правильной настройке и введении кинематической поправки для неглубоких отражений (и учитывая относительно малое расстояние между группами гидрофонов) внесение кинематических поправок в отражения от глубоких горизонтов необязательно из-за их пренебрежимо малой величины. Фактически получают информацию с помощью одной из трасс, записанной в течение 2 с, а не двух трасс, записанных в течение 1 с каждая. Этим достигается возможность получения геологической информации, если она имеется на глубинах, эквивалентных временам более 1 с. При этом, конечно, всегда можно получить данные для времен от 1 до 2 с, если возникнет необходимость их аналоговой обработки и воспроизведения. Таким образом, применение оптического суммирования в спар-керных системах позволяет повысить энергию возбуждаемых колеба-, ний, сохраняя разрешающую способность, присущую системам с меньшей энергией излучения, и при той же производительности работ (километраже профилирования). Debubbled sparker — спаркер с подавлением эффекта пузыря. Подавление эффекта пузыря заключается в подавлении побочных импульсов и волн, отраженных от поверхности воды, посредством цифровой фильтрации методом предсказывающей деконволюции (винеровской фильтрации), с использованием алгоритма Левинсона. В результате на сейсмической записи каждому отражению соответствует одна, а не несколько осей синфазности. Благодаря этому элементы тектонического строения и тонкие пласты выделяются намного более четко. Свободные от эффекта пузыря данные содержат также информацию об истинных значениях амплитуд, т. е. амплитуды отраженных сигналов не искажаются в результате обработки. Это позволяет четко выделять отражающие горизонты с низкими значениями акустической жесткости (с последними, характеризующимися обращением фазы, связаны газонасыщенные зоны). В системе подавления эффекта пузыря используется вычислительное устройство, позволяющее рассчитывать оператор для обратной фильтрации оцифрованного сейсмического импульса с целью придания ему желаемой формы. В качестве желаемого импульса используется нуль-фазовый эквивалент импульса Рикера. Оцифрованные отраженные сигналы с помощью этого фильтра подвергаются деконволюции в реальном времени, затем исправляются за сферическое расхождение фронта :! сейсмической волны и потери на затухание в процессе ее распространения (для этого приближенно вычисляется коэффициент затухания волн

в осадочной толще) и изображаются в аналоговой форме на обычной бумаге. В отличие от обычной практики оператор для деконволюции рассчитывают, основываясь на точно известных характеристиках импульса, возбуждаемого источником, при известных глубинах источника и 'гидрофонов и известном значении коэффициента отражения от поверхности морской воды. Форма этого импульса не вычисляется исходя из анализа сигналов, отраженных от морского дна, — следовательно, фильтр деконволюции не содержит ошибок, связанных со сложностью оценки акустических характеристик осадков и пород морского дна. Поскольку источник возбуждения в системе спаркер отличается стабильным импульсом, этот фильтр не нужно пересчитывать для каждого нового положения источника. Тем не менее такой перерасчет выполняют периодически или как только будут замечены изменения во взаимном расположении источника и приемников, вызывающие ухудшение конечных данных (после их деконволюции).

Dereverberated sparker — спаркер с подавлением реверберации. Деревер-берация позволяет подавить многократные отражения от морского дна (реверберацию) посредством обработки типа «вычитание». При этом оценивается коэффициент отражения от морского дна, приближенно рассчитываются амплитуды и времена прибытия первого, второго, третьего и прочих кратных отражений, и затем результаты вычитаются из регистрируемых сигналов. Таким образом, на получаемых в результате записях интерференция с многократными донными отражениями сводится к минимуму. При этом не преследуется цель подавления ревербераций между границами пластов, так что риск подавления полезных сигналов минимален. Дереверберация дает хорошие результаты при подавлении кратных отражений низких порядков в мелководных условиях, что очень важно при работе с системами высокоразрешающего акустического профилирования и когда другие способы, такие, как горизонтальное суммирование ОГТ, оказываются недостаточно эффективными. Параллельно с подавлением ревербераций обычно достигается и вырезание вступлений прямой волны, если только не происходит прямого наложения отражения от дна на прямую волну.

Отдел 3 СТРАТИГРАФИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ПО СЕЙСМИЧЕСКИМ ДАННЫМ

Геофизическое обоснование и методика сейсмостратиграфического моделирования и интерпретации* Н. С. Нейдель и Э. Поджиаглиолми

Краткое содержание. Принимается упрощенная схема зависимости между данными сейсморазведки и стратиграфией исследуемой осадочной толщи. Считается, что каждому отражению или форме отраженной волны на каждой трассе сейсмического разреза соответствует резкое изменение акустической жесткости среды непосредственно под точкой, к которой привязана эта трасса. Интерпретация изменений акустических свойств пород с использованием данных геологических наблюдений и имеющихся представлений о геологическом строении позволяет судить о литологии пород и стратиграфии разреза. Сложность реальных сред и процессов обусловливает значительные отклонения от описанной упрощенной схемы, что вызывает серьезные затруднения при использовании такого простого интерпретационного подхода. Однако различные способы обработки сейсмических данных позволяют представить эти данные в виде, удобном для интерпретации по упомянутой простой методике. Более того, возможность регистрации истинных значений амплитуды и преобразования реального отраженного сейсмического сигнала в форму, более удобную для интерпретации, открывает новые перспективы перед количественной интерпретацией данных сейсморазведки. Исследования в области сейсмического моделирования помогают установить точные требования, в соответствии с которыми следует выполнять стратиграфические корреляции и определять сейсмические характеристики различных поисковых объектов. Такие исследования, помимо прочего, обеспечивают выполнение стратиграфической корреляции на количественной основе, причем не только при корреляции мощных литологических толщ, но и маломощных пластов, мощность которых меньше 20 м. Этого позволяют достичь методы, основанные на изучении амплитуд и формы сейсмической волны. Методы стратиграфической корреляции, базирующиеся на количественных критериях, в комплексе с недавно разработанными методами интерпретации

рисунков отражений на разрезах MOB являются эффективным инструментом для изучения стратиграфии осадочных толщ. Это направление не только обещает получение более однозначных результатов с повышенной разрешающей способностью, но и открывает перспективы внедрения в широкую поисковую практику методов, позволяющих выполнять стратиграфическую корреляцию в условиях сложного тектонического строения. СВЯЗЬ СЕЙСМИЧЕСКИХ И СТРАТИГРАФИЧЕСКИХ ХАРАКТЕРИСТИК Стратиграфическая интерпретация данных сейсморазведки означает получение геологической информации по сейсмическим данным. Геологические представления о строении Земли развивались на основе исследований обнажении пород на ее поверхности, общих закономерностей геологического развития и материалов бурения скважин. Материалы бурения включают промыслово-геофизические данные, получаемые в результате исследований скважин различными методами. Данные сейсморазведки анализируют с геологических позиций, изучая конфигурацию зарегистрированных отражений и коррелируя их с каротажными диаграммами, в частности с кривыми акустического (АК) и плотностного (ГГК) каротажа. Такой анализ и корреляции, выполняемые с использованием геологических и геофизических представлений о строении исследуемой толщи, лежат в основе стратиграфической интерпретации сейс-моразрезов. Обычно комплекс промыслово-геофизических исследований включает измерение естественного электрического потенциала, удельного сопротивления, параметров радиоактивности, времени пробега акустической волны (ее скорости) и плотности пород. Хотя детальность получаемых кривых по вертикали очень высока, возможности прослеживания по ним латеральных вариаций свойств залегающих на глубине пород ограничены. Поэтому стратиграфическая интерпретация должна базироваться на параметрах, позволяющих применять фундаментальные геологические принципы и представления. Следует отметить, что данные промысловой геофизики дают возможность оценивать пористость пород и содержание в них флюидов, а также литологию пород. Это обеспечивает уточнение стратиграфических построений, основанных только на результатах полевых наблюдений. Сейсмические наблюдения, включая определение времени пробега волны и ее амплитуды, позволяют определять форму геологических тел и оценивать акустическую жесткость пород, т. е. судить о их скорости и плотности. Детальность этих определений по вертикали ограничена длиной (периодом) сейсмического импульса и взаимным перекрытием

РИС. 1. Увязка сейсмических отражений с геологическими данными, выраженными с помощью синтетической сейсмограммы, для одного из нефтяных месторождений Северного моря. Синт. трассы вставлены в разрез вместо трассы 225, наиболее близкой к скважине. Слева внизу показаны каротажные диаграммы для продуктивного интервала разреза.

сигналов от близко расположенных отражающих границ. Разрешающая способность по горизонтали может считаться удовлетворительной, хотя она и ограничивается размерами зоны осреднения, известной под названием «зоны Френеля». Специальные определения, например формы волны и ее скорости, и методы интерпретации результатов позволяют использовать сейсмическую информацию для общей оценки типа пористости, содержания флюидов и литологии пород. В этом случае, как и в предыдущем, интерпретация основывается на высокоинформативных параметрах, анализируемых с использованием фундаментальных геологических представлений. С учетом сказанного очевидна необходимость специального метода, позволяющего осуществлять синтез геологических представлений с информацией, получаемой сейсмическими методами. В этом направлении самым простым подходом, применяемым на протяжении многих лет, является построение синтетической сейсмограммы [15, 27]. Синтетическая сейсмограмма строится для ограниченной по площади части осадочной толщи, рассматриваемой как горизонтально-слоистая среда. Делается допущение, что по этой части толщи распространяется плоская волна, и ведется расчет сейсмограммы посредством суммирования сигналов (плоских волн), отраженных от каждой плоской границы. На рис. 1 приведены данные сейсморазведки по профилю, пересекающему одно из нефтяных месторождений Северного моря с залежами в юрском песчанике; показана четкая корреляция синтетических сейсмограмм с реальными. В этом примере для расчета коэффициентов отражения использовались значения плотности и скорости, определенные по соответствующим каротажным кривым. Форма исходного импульса, выбранная для построения синтетических сейсмотрасс, близка к форме сейсмического импульса, для которого получены реальные трассы. Для удобства сравнения несколько реальных трасс в окрестностях исследованной скважины были заменены шестикратным повторением одной и той же синтетической сейсмотрассы. Детальное сопоставление подтверждает весьма хорошее совпадение синтетических и реальных сейсмотрасс. Необходимо отметить следующие два момента : 1) плотность является важным физическим параметром, и неучет ее при рсчетах резко снижает достоверность и коррелируемость результатов; 2) важным условием получения коррелируемых результатов является идентичность формы импульсов, используемых при синтетических построениях и при получении реальных сейсмограмм. Для получения корреляции синтетических и реальных сейсмограмм, подобной показанной на рис. 1, требуется соблюдение следующих условий: 1) поверхности напластования должны быть практически плоскими, выдержанными по латерали и однородными как минимум в пределах зоны Френеля (эффективная часть отражающей поверхности, принимающая участие в формировании отражения); 2) переход между пластами разной литологии должен быть не постепенным, а резко выраженным; 3) форма импульса должна быть одинакова для синтетических и реальных сейсмотрасс.

Мы полагаем также (это допущение не было оговорено выше), что каждый сигнал на сейсмотрассе соответствует определенной литологической границе, а не является волной-помехой или другим, непосредственно не связанным с геологическими факторами сигналом. Рассмотрение геологических сред с более сложной геометрией пластов и соответствующих им сейсморазрезов показывает недостаточность модели, использованной при построении синтетической сейсмограммы в предыдущем примере. Для анализа таких разрезов нужно использовать модели, более точно отражающие строение недр; распространение волн в них характеризуется разнообразными явлениями, затрудняющими интерпретацию сейсмических данных. Рассмотрим схематическую модель взброса, показанную на рис. 2, и соответствующую ему сейсмическую картину, рассчитанную по формулам волновой теории. Неоднозначность стратиграфической интерпретации подобных материалов очевидна. Добрая половина полученных сейсмических сигналов не является результатом отражения падающей волны, а относится к дифрагированным волнам. Последние возникают на краях поверхностей раздела пород с разной акустической жесткостью или же бывают связаны с резко искривленными (выпуклостью вверх) поверхностями; эти волны не поддаются простой интерпретации, разработанной для отраженных волн. Отражения, соответствующие контакту вода—углеводороды, отмечаются только на трассах 23—26 в виде слабо наклоненной оси синфазности на временной отметке 1,5 с. Смещение положения этого контакта относительно эродированного свода антиклинали вызвано преломлением или искривлением траекторий отраженных волн, не учтенным при привязке сейсмотрасс к средней точке между источником и приемником (отнесение всех вступлений к вертикальной линии). Существуют и другие трудности, не нашедшие отражения на рис. 2. Например, выявляемые при детальном анализе оси синфазности волн-помех или волн, многократно отраженных от неглубоких горизонтов, также могут осложнить интерпретацию сейсмических данных. Обработка сейсмических данных, помимо обычных операций по систематизации сейсмической информации, должна обеспечивать представление этой информации в виде, удобном для сопоставления с результатами теоретических и модельных исследований, получаемых исходя из идеальных разрезов и условий (например, с результатами синтезирования сейсмограмм). Можно считать, что такие операции относятся уже не к обработке сейсмических данных как к таковой, а скорее к их интерпретации.

РИС. 2. Модель структуры, нарушенной взбросом, и ее изображение на сейсморазрезе, рассчитанное на ЭВМ. На этом изображении преобладают дифрагированные волны, а искривление траекторий 'сейсмических волн затрудняет выделение отражений от углеводородной залежи. Заштрихована зележь углеводородов.

Чтобы устранить искажения отражающих горизонтов, связанные с отнесением вступлений к вертикали при построении разреза и с влиянием преломления, а также чтобы подавить дифрагированные волны (см. рис. 2), применяется операция обработки, в которой учитывается сейсмический снос, — так называемая миграция. На разрезах, прошедших такую обработку, отражения от глубинных границ раздела располагаются в тех местах, где находятся отражающие площадки, от которых они получены. На мигрированных разрезах антиклинали и синклинали изображаются в их «истинном» виде с соблюдением геометрических пропорций, а крутые изгибы и края пластов должны вырисовываться четко, без затушевывания или размазывания, вызываемого дифракцией. Для подавления многократноотраженных сейсмических волн применяется также комбинация операций суммирования и декон-волюции (описание последней см. в работе [14]). Поскольку необходимая обработка не всегда выполнима, интерпретатору часто приходится иметь дело с материалом невысокого качества, выделять стратиграфические границы при наличии указанных помех. Как уже отмечалось, форма сейсмической волны является важным фактором, который необходимо учитывать при стратиграфической корреляции и который в значительной мере определяет разрешающую способность сейсморазведки. На рис. 3 (см. также статью Шрамма и др. в конце этой книги) показана часть литологической колонки и соответствующая ей кривая изменения акустической жесткости пород. Каждому изменению акустической жесткости соответствует отраженный сигнал, имеющий простую форму. Полярность отражения и его интенсивность определяются контрастностью акустических свойств на границе раздела пород. Для изображенной модели разреза приведены как отдельные отражения, так и суммарная сейсмотрасса, образуемая в результате их наложения друг на друга. Стратиграфическая интерпретация начинается с построения для каждой сейсмической трассы кривой изменения акустической жесткости или эквивалентной ей диаграммы изменения коэффициента отражения. Эти графики затем коррелируют от трассы к трассе, что позволяет выполнять структурные построения, и сопоставляют с имеющимися геологическими данными. С помощью методов геологического анализа, используя имеющиеся представления о строении изучаемого района, делают прогнозную оценку литологического состава разреза; затем, основываясь на этих оценках и на выявленных вариациях литологии, а также на анализе характерных форм поверхностей напластования, отображенных на сейсмических разрезах, расчленяют разрез на осадочные комплексы и восстанавливают историю осадконакопления. Как уже отмечалось, на практике всегда наблюдаются отклонения от «идеальной» модели и преследуемая цель (стратификация разреза) не всегда может быть достигнута столь прямым способом. Тем не менее существуют средства, например различные специальные приемы обработки сейсмических данных, которые могут обеспечить достижение этой цели. Роль их при этом трудно переоценить. Высокое качество первичных материалов и их обработки — необходимое исходное условие для выполнения любых стратиграфических построений по данным сейсморазведки. Очевидно, что необходимо располагать средствами, которые позволяли бы регистрировать, анализировать и преобразовывать

сейсмические сигналы с целью облегчить те построения, по которым будет проводиться корреляция. Ниже рассматриваются такие средства и методы и анализируется их влияние на полярность и амплитуду волны. Мы также отдаем себе отчет в том, что при выполнении интерпретации необходимо учитывать влияние геометрической формы геологических тел, дифракции сейсмических волн и других искажающих факторов и явлений. Специально в этом свете будет рассмотрена роль моделирования, в частности основанного на теории распространения волн в двух- и трехмерном пространстве. Наконец, необходимо заострить внимание на следующих проблемах: разработка принципов оценки литологического состава, улучшение методов корреляции и количественная оценка разрешающей способности и возможностей сейсморазведки. ИНФОРМАТИВНОСТЬ АМПЛИТУДЫ И ФОРМЫ СЕЙСМИЧЕСКОЙ ВОЛНЫ Возобновление интереса к амплитудам сейсмических отражений как к высокоинформативному поисковому параметру [6] расценивается не только как поворотный этап в развитии прямых методов поиска углево-

РИС. 3. Схема связи между литологическим составом, формой падающего импульса и отраженным сигналом [З].

РИС. 4. Преобразование исходного импульса, полученного от морского источника колебаний, в импульс удобной для интерпретации формы с помощью специальной винеровской фильтрации, а — типичный импульс морского источника (записанный непосредственно); б — желательная" форма импульса (идеальные для интерпретации характеристики); в — оператор (винеровского фильтра); г — получаемый импульс (форма близка к желательной). дородов, обеспечивший прогресс этих методов в последнее время; использование этого параметра признается одним из краеугольных камней количественного анализа маломощных стратиграфических интервалов. В недавнем прошлом использовать амплитуды было трудно из-за быстрого убывания их с глубиной (или во времени) вследствие расхождения волн, потерь их энергии на отражение и за счет затухания. При таком быстром убывании амплитуд трудно выделить значимые для интерпретации различия между сильными и слабыми отражениями. Прогресс в области регистрирующей сейсмической аппаратуры и использование новых способов калибровки сигналов перед их изображением на разрезах позволили преодолеть эти трудности. Теперь рассмотрим такой параметр, как форма сейсмической волны. Типичные сейсмические импульсы, в частности те, которые генерируются морскими источниками, обычно отличаются большой протяженностью, «пилообразны» и в целом имеют сложную форму. Характерная форма импульса обычно мало изменяется по профилю от одного пункта взрыва к другому. Существенные параметры импульса в большинстве случаев остаются в значительной степени неизменными при прохождении импульса сквозь толщу пород. Это утверждение следует понимать следующим образом: любые изменения, которые все же претерпевает импульс при прохождении в породах, не влияют на те вариации сигнала, которые служат информативными признаками при интерпретации данных, представленных в графическом виде с использованием нормальных масштабов, когда каждый отдельный сигнал может иметь амплитуду максимум 2 см.

В последнее время решена проблема записи и воспроизведения формы сейсмической волны. Это достигается либо прямой регистрацией ее в воде на большой глубине, либо восстановлением формы импульса путем изучения сейсмических отражений от комплексов с простым строением и известной литологией. Такими сигналами могут служить отражения от морского дна и мощных или маломощных пластов пород, обладающих аномально высокой или низкой акустической жесткостью по сравнению с вмещающими породами, например отражения от газоносных песчаников в бассейне Галф-Кост, имеющих весьма низкую акустическую жесткость по сравнению с вмещающими породами. На рис. 4 показан типичный импульс, возбужденный морским источником 'и записанный способом прямой регистрации, и иллюстрируется его преобразование посредством винеровской фильтрации в симметричный импульс, форма которого близка к желаемой. Фильтрация по способу Винера хорошо известная процедура обработки сигнала, используемая на протяжении многих лет и позволяющая с хорошим приближением преобразовывать сигналы, имеющие данную форму, в сигналы желаемой формы по способу наименьших квадратов (описание винеровских фильтров см. в работе [17]). Пропуск каждой трассы, полученной для данного сейсмического разреза, через фильтр Винера позволяет как бы заменить действительный импульс на симметричный. Такая обработка материалов называется «обработкой формы импульса» или просто «обработкой импульса». Все преимущества, достигаемые заменой реального исходного импульса на нуль-фазовый, или симметричный, импульс, не очевидны с первого взгляда. Ясно, что каждому изменению акустической жесткости будет теперь соответствовать более простое и понятное изменение формы волны, что важно для целей интерпретации, однако такое преобразование открывает еще ряд других существенных возможностей. Укорочение импульса повышает эффективность стандартных операций обработки, применяемых для подавления помех и многократных отражений. Помимо этого повышение разрешающей способности, обусловленное малой длительностью импульса, позволяет получать более детальные (по вертикали) оценки сейсмических скоростей. Преобразованный импульс (рис. 4, г) характеризуется в точности той же полосой частот, что и исходный основной; поэтому не требуется проводить никакой экстраполяции информации, содержащейся в записи. В работах [1, 2 и 19] показано, что изменение формы волны без расширения полосы частот может повысить разрешающую способность и информативность записи. Сохранение исходного диапазона частот позволяет повысить разрешающую способность без появления дополнительных шумов. Напротив, применение способов повышения разрешающей способности, связанных с расширением полосы частот (например, деконволюция сжатия), приводит к появлению интенсивных помех и к получению в целом менее приемлемых результатов.

Преобразование импульса, генерируемого пневматической пушкой «Теледин», иллюстрирует рис. 5. Изображение начального импульса, приведенное на рис. 5, в, получено в результате прямой записи сейсмического колебания с помощью глубоко погруженного гидрофона. Импульс на рис. 5, в получен после обработки записи с помощью оператора, учитывающего влияние отражения от поверхности воды (интерференцию с волнойспутником). Это облегчает его сравнение с изображением импульса, приведенным на рис. 5, а, которое получено в результате обработки интенсивного отражения от морского дна, принятого рабочими гидрофонами. Эффект группирования гидрофонов не был исключен, однако изображение импульса на рис. 5, а мало отличается от изображения на рис. 5,в, что свидетельствует о правильности нашего подхода. Отметим, что на амплитудном спектре исходного импульса (рис. 5, б) имеется глубокий провал на частотах порядка 25 Гц. Обработка импульса призвана ликвидировать этот провал и в целом сгладить амплитуды, чтобы получить равноамплитудный частотный спектр, которому соответствует идеальная (для интерпретации) форма импульса (рис. 5,д). Промежуточный импульс, показанный на рис. 5,г, характеризуется тем же амплитудным спектром, что и исходный импульс, включая упомянутый глубокий провал, а «конечный» импульс (рис. 5, д) сглаженным и выровненным амплитудным спектром. Анализ конкретных данных, полученных в результате такой обработки импульса, свидетельствует о том, что они обладают повышенной разрешающей способностью и легче интерпретируются. Сравнение по-разному обработанных сигналов показано на примере двух сейсмических временных разрезов, построенных для нефтяного месторождения в Северном море, которое уже рассматривалось на рис. 1. На одном разрезе (рис. 6,а) форма начального импульса сохранена, тогда как на втором (рис. 6, б) действительный импульс был заменен более коротким простым симметричным импульсом. На разрезах, получаемых для обработанного импульса, осей синфаз-ности выделяется меньше благодаря подавлению многократных волн. Способы обработки, направленные на подавление многократных отражений, оказываются более эффективными, если используется более короткий импульс, обеспечивающий повышение разрешающей способности. При этом становится возможной также более определенная интерпретация отражений и других признаков, соответствующих водо-нефтяному контакту. Таким образом, импульс, форма которого определяет вид получаемых сигналов, можно видоизменять и преобразовывать, добиваясь получения простых его форм, при которых интерпретация сигналов значительно облегчается. Подобные преобразования легче осуществить на материалах морской сейсморазведки, однако в работе [7] приведены данные, доказывающие возможность достижения подобных результатов и при обработке материалов сейсморазведки, проводимой на суше. Отметим в заключение, что обработанные указанным образом данные сейсморазведки легче коррелировать с материалами геологических исследований, а это приводит к получению более определенных результатов.

РИС. 6. Результаты обработки сейсмического разреза через нефтяное месторождение в Северном море, выполненной с сохранением импульса первоначальной формы и с обработанным импульсом. Видно улучшение интерпретируемости данных и их разрешенности за счет обработки импульса, я— предсказывающая деконволюция до суммирования; б—обработка импульса до суммирования, предсказывающая деконволюция после суммирования. Звездочкой обозначена скважина. ЗНАЧЕНИЕ ТРАДИЦИОННОГО МОДЕЛИРОВАНИЯ И МОДЕЛИРОВАНИЯ С ИСПОЛЬЗОВАНИЕМ ВОЛНОВОЙ ТЕОРИИ Имитация данных поисковой сейсморазведки, или сейсмическое моделирование, является дальнейшим развитием синтезирования сейсмограмм; оно позволяет сверять различные варианты корреляции сейсмических данных с геологическими и является также средством проверки геологических гипотетических построений. Хотя публикации, в которых рассматриваются методика и область применения моделирования, немногочисленны [24, 21], в этой области достигнут достаточно высокий уровень разработок. В работе [13] рассмотрены наиболее современные представления о сейсмическом моделировании и ограничения, с которыми связано его использование. В отличие от построения синтетических сейсмограмм, при сейсмическом моделировании учитывается широкая гамма характеристик: геометрическая форма геологических тел и их акустические параметры, включая скорость распространения продольных волн, плотность и коэффициент затухания. Системы двумерного моделирования предназначены для анализа геологического строения таких сред, которые в направлении, перпендикулярном плоскости модели, считаются непрерывными и однородными. При этом можно анализировать сколь угодно сложные геометрические формы. Сейсмические параметры могут варьировать как по

горизонтали, так и по вертикали, отражая лито-логические замещения и нерезкие изменения стратиграфического строения разреза. В примере с моделированием структуры, нарушенной взбросом, на основе волновой теории (см. рис. 2) отмечались возможности моделирования как средства, позволяющего учесть ошибки, связанные с невертикальным приходом вступлений и с другими искажениями сейсмического разреза из-за сложности геометрической формы стратиграфических объектов, которые могут осложнить интерпретацию, а также как средства распознавания дифрагированных волн. В последующем изложении мы будем рассматривать моделирование с более современных позиций. В частности, обратим внимание на возможности моделирования для развития представлений о разрешающей способности пространственной сейсморазведки и о самом процессе образования отражений от трехмерных геологических тел. Кроме того, модельные исследования очень важны при построении сейсмической модели поисковых объектов и оценке ее общих характеристик. Рассмотрим результаты двумерного моделирования на основе волновой теории. Целью его является решение задачи о том, как элементы геологического строения, размеры которых сравнимы с протя женностью зоны Френеля, изображаются на сейсмическом разрезе. Проведенные при этом расчеты выполнены в соответствии с георетиче-скими представлениями, изложенными в работе [5]. Изображение зоны Френеля приведено на рис. 7. Распространяющиеся сферические волны падают на плоскую поверхность, разделяющую среды с разной акустической жесткостью. На этой поверхности обозначена область максимальной площади, в пределах которой все частицы движутся в одном направлении. Размеры зоны Френеля прямо зависят от размеров этой области, однако площадь зоны Френеля все же принимается меньшей, чем указанной области, так как к зоне Френеля принято относить только те точки, амплитуда смещения которых не ниже некоторого порогового значения. Если расстояние от источника волн до отражающей границы выразить величиной R, равной длине пробега волны со скоростью V в течение двойного времени t ( в секундах), а главную частоту сейсмического отражения обозначить fy то радиус зоны Френеля Гу можно приближенно рассчитать по формуле Эта формула выведена на основе геометрических построений с учетом эмпирических весовых определений. При V= 3000 м/с, t = 1 с, f^=25 Гц радиус Yf = 150 м.

РИС. 7. Распространение сферических волн и их падение на плоскую отражающую границу, иллюстрирующее образование зоны Френеля как области, от которой образуется отраженный сигнал.

РИС. 8. Песчаные тела разных размеров и их отображение на модели с помощью сейсмических сигналов, рассчитанное по формулам волновой теории и иллюстрирующее значение размеров зоны Френеля.

Прохождение сейсмических колебаний в изучаемой толще можно уподобить лучу прожектора, а зону Френеля рассматривать как площадь, освещаемую этим лучом. Основываясь на таком схематическом представлении, рассмотрим некоторые фундаментальные вопросы: каковы должны быть минимальные размеры некоторого элемента геологического строения по сравнению с зоной Френеля, чтобы он мог быть обнаружен и эффективно выделен, и в чем будет заключаться его влияние на сейсмическую запись. Мы замечаем (рис. 8), что по мере приближения горизонтальных размеров песчаного тела к размерам зоны Френеля (и особенно после их дальнейшего уменьшения) изображение этого песчаника на сейсмо-разрезе все меньше напоминает отражение и все больше приобретает вид дифракции, соответствующей отражающей точке. Отсюда следуют очевидные выводы: 1) маломощные пласты, имеющие малую протяженность по площади, отображаются на сейсмическом разрезе, однако не обязательно в виде отражения; 2) хотя форма изображений, соответствующих разным песчаным телам, более мелким, чем размеры зоны Френеля, почти идентична, телам разного размера соответствуют сейсмические сигналы разной интенсивности. От более мелких тел приходят более слабые сигналы, так как этим телам соответствует меньшая часть зоны Френеля. Анализ амплитуд возможен при условии Записи с сохранением истинных значений интенсивности сигнала. Как следует из только что рассмотренных выводов, относительная величина амплитуды, если ее можно измерить, может служит критерием для выявления непротяженных лито логических неоднародностей. На практике размеры зоны Френеля вначале определяют, исходя из значения четверти длины волны доминирующей гармоники частотного спектра сейсмического импульса и скоростей, типичных для верхней части разреза. Как следует из формулы для вычисления Гу, с глубиной размеры зоны Френеля возрастают при увеличении эффективной скорости, которую легко определить по сейсмическим данным. На рис. 8 приведен пример, типичный для песчаников, распространенных на средних глубинах в провинции Галф-Кост. Рассмотрим далее влияние зоны Френеля на получение сигналов от объемных тел с позиций пространственных представлений о волновом поле. На рис. 9 показана модель рифа прямоугольной формы, через которую проходят два сейсмических профиля, и приведены соответствующее сейсмические разрезы, рассчитанные с помощью волновой теории. Профиль 1 пересекает структуру по ее продольной оси; профиль 4 параллелен профилю 1, но проходит на расстоянии 150 м от боковой кромки структуры. Глубина залегания структуры 1500 м от поверхности земли. На разрезе, проходящем через профиль 1, этой структуре соответ-

РИС. 9. Трехмерное сейсмическое моделирование прямоугольного рифа с помощью волновой теории, иллюстрирующее влияние зоны Френеля на формирование отражений. ствуют четкое отражение и типичные дифрагированные сигналы от ее краев. Наложение дифрагированных сигналов, поступающих от зоны перегиба исследуемого горизонта в основании рифа, создает ложное впечатление непрерывности этого горизонта под рифовой структурой. Отметим, что в районе рифа и за его пределами амплитуды отражений от горизонта, на котором риф образовался, сравнимы по величине. На разрезе по профилю 4 сигналы, свидетельствующие о наличии структуры, видны (хотя они и более слабые) выше и ниже опорного го-

РИС. 12. Сейсмическая модель разреза с взаимным вклиниванием песчаников и глин. ризонта. Выше опорного горизонта видны сигналы, отраженные от плоской кровельной части структуры. Зона Френеля, в пределах которой создаются отражения, частично попадает на кровлю рифа, а частично располагается вне рифа. Фактически амплитуды отражения, соответствующего кровле рифа, пропорциональны площади той части зоны Френеля, которая приходится на кровлю рифа. Амплитуды отражения от опорного горизонта, видимого ниже отражения от кровли рифа, также ослаблены, поскольку они тоже пропорциональны только части зоны Френеля (хотя их ослабление в данном примере не столь очевидно). Слабые сигналы, наблюдаемые ниже опорного горизонта, являются результатом конструктивной интерференции дифрагированных волн, пришедших от подошвенных краев рифа, расположенных вне плоскости разреза.

РИС. 13. Сравнение сейсмических сигналов, полученных для импульса А, с синтетической сейсмограммой, построенной для импульса А. Изучение трехмерных моделей показало, что при интерпретации данных сейсморазведки всегда следует иметь в виду трехмерность исследуемых толщ пород. Анализ таких моделей является, пожалуй, самым передовым современным направлением в области усовершенствования интерпретации сейсморазведки. Рассмотрим еще один пример исследования стратиграфической мо-

РИС. 14. Сравнение сейсмических сигналов, рассчитанных для импульса Б, с синтетической сейсмограммой, построенной для импульса Б. дели с учетом зоны Френеля. Оно позволяет уточнить условия, при которых можно использовать построение синтетических сейсмограмм для выполнения более надежной корреляции. Объектом исследования была так называемая «модель взаимного вклинивания песков и глин» (см. рис. 10-15) [8]. Гранины между породами разного литологического состава могут быть резкими или в разной степени градиентными. Отсутствие четко

РИС. 15. Сравнение сейсмических сигналов, рассчитанных для импульса Б, с синтетической сейсмограммой, построенной для импульса А.

выраженной границы безусловно скажется на характере сейсмических отражений. Кроме того, будет наблюдаться осреднение по горизонтали в пределах зоны Френеля. Если граница имеет переходный характер, наблюдается некоторое ослабление отраженного сигнала, а также ухудшение непрерывности отражений в латеральных направлениях. Более того, сейсмический сигнал будет отличаться от прогнозируемого с помощью синтетической сейсмограммы, строящейся по данным промысловой геофизики, даже если при этом используются одинаковые исходные импульсы. Каротаж скважин дает информацию о литологии пород в узкой зоне диаметром в несколько десятков сантиметров вдоль ствола скважины, тогда как сейсмические волны содержат сведения с осреднением по горизонтали в пределах зоны диаметром порядка сотен метров, и поэтому характер литологических Границ, выявленный по сейсмическим данным, может быть иным, чем по данным каротажа, за счет их возможной латеральной изменчивости. На рис. 10 изображена модель взаимного вклинивания песчаников и глин, на которой исследуется влияние нерезкой границы на сейсмические сигналы. Представлен пласт песчаника мощностью примерно 30,0 м; вмещающими

породами являются глины. Подошва песчаника ровная, выдержанная по площади, а в кровле наблюдаются локальные взаимные вклинивания с пластами вышележащих глин. Показано также расположение четырех скважин (А — D). Литологические колонки для этих скважин приведены на рис. 11. Рассчитанные согласно волновой теории сейсмические сигналы для разреза, изображенного на рис. 10, показаны на рис. 12. В верхней части рисунка сигналы получены для случая симметричного сейсмического импульса, причем полярность выбрана так, что положительным отражениям (от границ, на которых происходит переход от «рыхлых» пород, т. е. пород с низким значением акустической жесткости, к «твердым» породам) соответствуют отклонения вправо, закрашенные черным цветом. Этот импульс является идеальным для визуального выделения пластов в тонкослоистых разрезах и оценки их литологии по акустическим свойствам. В нижней части рисунка показаны сейсмические сигналы, рассчитанные для этой модели в случае импульса, близкого к реальным импульсам, создаваемым морскими источниками колебаний; его форма не симметрична, и в целом импульс имеет «неправильную» форму. На рис. 13—15 приведено сопоставление сейсмических сигналов, рассчитанных с помощью волновой теории для импульсов А и Б, с синтетическими сейсмограммами, построенными по данным каротажа скважин для этих же импульсов. Синтетическая трасса нанесена на разрез в том месте, где расположена соответствующая скважина, и повторена еще шесть раз. Отметим, что в районе скважин Л и С совпадение синтетических и расчетных трасс хорошее, а в районе скважины D плохое (рис. 13 и 14). Заметим также, что при использовании разных по форме импульсов не наблюдается не только совпадения, но и хотя бы приближенной корреляции (рис. 15). Выполненные исследования позволяют сделать несколько важных выводов относительно использования синтетических сейсмограмм. Во-первых, очень важно, чтобы форма падающей сейсмической волны была идентичной для синтетических и фактических данных. Во-вторых, корреляция синтетической сейсмограммы с реальными трассами будет наблюдаться только в случае, если последовательность пластов, вскрытых скважиной, выдерживается в латеральных направлениях на расстоянии, не меньшем чем размер зоны Френеля (в случае, изображенном на рис. 10, это около 300 м). Наши исследования лишний раз подтверждают, что развитие новых, более совершенных методов не исключает использования и простых средств, а скорее помогает уточнить их возможности и область применимости. Четко выраженной подошве песчаника соответствуют отражения с выдержанными амплитудами и временем вступлений, чего нельзя сказать о нерезко выраженной кровле этого песчаника. Переходный характер кровли выражается в общем уменьшении величины амплитуды и, что более заметно, в искажении формы сигналов. При поисковых работах на рифовые отложения в шт. Мичиган (США) были получены данные, в которых нашли отражение некоторые элементы модельных исследований, описанных в работе [12]. Значительное повышение эффективности поисковых работ в шт. Мичиган на силурийские рифы было достигнуто применением такой обработки сейсмических данных, которая позволила прежде всего решить проблему внесения статических поправок, отличавшуюся исключительной сложностью; неправильное внесение этих

поправок приводило к получению материалов низкого качества (см. [9]). Кроме того, произведенная обработка позволила сохранить значения амплитуд сейсмических сигналов в условиях наземной съемки, что рассматривается как очень серьезное достижение. И наконец, расчет сейсмических характеристик рифовых объектов посредством моделирования завершил комплекс методических приемов, разработанных для этого района. Согласно выводам, приведенным в работе [12], рифы выделяются по характерным нарушениям непрерывности определенных отражений. Оценив изменения акустических свойств пород, соответствующие изменениям их литологического состава, мы рассчитали схему траекторий сейсмических волн (рис. 16). Анализ ее показал, что благодаря большой кривизне отражающих границ в зоне рифа отражения от этих границ рассеиваются по "значительной площади на земной поверхности, что ослабляет интенсивность сигналов. Следует отметить, что при этом аномалии на сейсмических разрезах получаются в основном за счет характерных элементов рельефа пластов и рифовых тел и в меньшей степени за счет различий в акустической жесткости между ангидритами, эвапо-ритами и карбонатными породами. В частности, сейсмическая аномалия, соответствующая рифу (т. е. типичной литологостратиграфической ловушке), выглядит как «стратиграфическая» аномалия, но все же она по своей природе является «структурной» сейсмической аномалией. Отметим также, что благодаря рассеянию сейсмических отражений рифом его отображение на сейсморазрезе оказалось значительно более масштабным, чем само рифовое тело. На рис. 17 показаны результаты моделирования временного разреза, выполненного для одного из участков Северного моря; приведены однократные отражения. На отметке 3,3 с видно выклинивание, рассматриваемое как весьма вероятная стратиграфическая ловушка. Модель

РИС. 16. Моделирование сейсмического изображения одиночного рифа [12]. а — схематический разрез; б — траектории лучей для случая нормально падающей волны; в—эффект ослабления отражений над мичиганским рифом.

РИС. 17. Модель горста в Северном море; решение получено с помощью волновой теории (показаны только однократные отражения).

РИС. 18. Модель горста в Северном море— геологические и сейсмические

рассчитана исходя из блокового строения данного участка Северного моря; рабочая гипотеза строения этого горста приведена на рис. 18. Если для построения сейсмического изображения этой модели использовать импульс простой формы (рис. 19), то такое изображение достаточно близко отображает ее тектоническое строение. Однако на разрезе, построенном для импульса более типичной сложной формы (рис. 17), в центральной части приподнятого блока горста четко виден рисунок выклинивания. В этом случае взаимный эффект более длинного импульса и небольшого углового несогласия отражающих границ привел к изображению на разрезе ложного стратиграфического элемента, не существующего в действительности. Если ограничиться применением традиционных методов обработки, ложное изображение стратиграфической ловушки остается на разрезе, даже если варьировать форму импульса, не изменяя существенно его длину. И только с переходом к симметричному короткому импульсу достигается более близкое к реальному сейсмическое отображение структуры. Отсюда следует, что к оценке получаемых на сейсморазре-зах изображений стратиграфических ловушек нужно подходить очень осторожно, поскольку они могут быть результатом различных сейсмических эффектов, а не наличия такой ловушки в геологическом разрезе. Наконец, рассмотрим пример сейсмического трехмерного моделирования с помощью волновой теории, когда геологический объект включает в себя как структурные, так и стратиграфические элементы (ловушки). Изогипсы структуры, ее разрез и литологическая характеристика пород показаны на рис. 20, приведен также план расположения профилей и точек «наблюдений» (расчетных сейсмических трасс). Образующий антиклиналь пласт песчаника литологически замещается глиной, немного не доходя до свода структуры. Песчаник частично заполнен газом. На рис. 21 показаны меридиональный и широтный сейсмические разрезы через данную структуру. Поскольку продольная и поперечная оси структуры ориентированы под углом 45° к этим профилям, их интерпретация далеко не очевидна с первого взгляда. И все же на этих профилях четко выделяется аномалия амплитуд, наблюдаемая сбоку от свода на одном из склонов. Сейсмические разрезы по главным осям структуры показаны на рис. 22. Они в значительной степени облегчают интерпретацию, но, к сожалению, на практике совпадение профилей с осями структур встречается редко. Анализ этого примера позволяет сделать прежде всего один очевидный вывод: если мы будем следовать обычному правилу «бурить нужно в своде», газовая залежь открыта не будет. Ловушка здесь связана не со структурой, а с литологическим замещением, и ее поиск нужно проводить исходя из литолого-стратиграфических сейсмических критериев. Бурение на «яркое пятно», видное на профиле ЗЕ (рис. 21), будет безрезультатным. Это яркое пятно образовано отражениями, сформировавшимися вне плоскости разреза.

РИС. 19. Модель горста в Северном море; решение получено с помощью волновой теории (показаны только однократные отражения).

РИС. 20. Трехмерная геологическая модель — модель «С» (изогипсы даны в футах). Опыт сейсмического моделирования показывает, что вероятность получения одинаковых сейсмических изображений для значительно отличающихся друг от друга моделей геологического строения недр мала, особенно если расчеты сейсмических трасс производить с учетом расположения источника и приемника в разных точках, благодаря чему расчетные данные будут более похожи на реальные материалы ОГТ. Трудности при изучении геологического строения посредством сейсмического моделирования связаны в основном с невозможностью учесть влияние множества второстепенных элементов геологического строения, а не с неоднозначностью его оценки в целом. Вместе с тем изучение этих второстепенных элементов очень важно для решения стратиграфических задач; поэтому изучение конкретных примеров такой интерпретации помогает получить полное представление о возможностях стратиграфической интерпретации данных современной сейсморазведки с помощью соответствующих методов и средств. Эффективность поисков с помощью имеющейся аппаратуры и известных методических разработок зависит в основном от глубокого понимания нами геологических и геофизических принципов, положенных в их основу, и нашей изобретательности в применении их на практике.

ВЫПОЛНЕНИЕ СТРАТИГРАФИЧЕСКОЙ КОРРЕЛЯЦИИ НА КАЧЕСТВЕННОЙ И КОЛИЧЕСТВЕННОЙ ОСНОВЕ Чтобы по данным сейсморазведки оценить все разнообразие характеристик стратиграфических объектов, необходим тонкий анализ этих данных и умелое использование имеющихся методических разработок. Это в некоторой степени иллюстрируют рассмотренные выше примеры моделирования. Применение такого анализа и высокоэффективных методов интерпретации сейсмических данных часто позволяет получить информацию, представляющую интерес для самых разных геологоразведочных дисциплин, связанных с поисками углеводородов. Мы можем проиллюстрировать это утверждение, рассмотрев пример, приведенный на рис. 1 и 6, под несколько иным углом зрения. При описании обработки импульса были использованы два вида разреза через нефтяное месторождение Северного моря (рис. 6). На рис. 6, а показан разрез, полученный обычным способом — с выполнением предсказывающей деконволюции сигналов до их суммирования. Разрез на рис. 6, б соответствует применению такой же деконволюции, но после обработки импульса. В левой части разреза б видно отражение, свидетельствующее о нарушении непрерывности геологической среды (указано стрелкой); оно интерпретируется как весьма вероятный водонефтяной контакт. В данных геологических условиях (юрский песчаник под поверхностью киммериджского несогласия), для того чтобы возникла контрастность акустических свойств водо- и нефтенасыщенных частей пласта, достаточная для образования столь заметного сейсмического изображения, необходимо какое-то необычное сочетание характера флюидонасыщенности и свойств флюидов. Кровля песчаника четко отбивается отрицательными экстремумами сигналов, но правее трассы 205 этот минимум практически исчезает, что связано, повидимому, с изменением литологии. Правее правой кромки приведенного разреза на трассах, не показанных на рисунке, кровля этого песчаника вновь четко видна и появляется еще отражение, возможно соответствующее водонефтяному контакту. Если указанному «изменению литологии» соответствует изменение пористости песчаника, то эти результаты представляют большой интерес для разработчиков данного месторождения. Способность столь четко выделять пласты-коллекторы и даже прогнозировать изменения пористости по сейсмическим данным выходит далеко за рамки обычной стратиграфической интерпретации этих данных. Показанная на рис. 1 корреляция синтетической сейсмограммы с сейсмотрассами также выполнена для этого нефтяного месторождения Северного моря. Юрский песчаник четко выделяется как зона низких скоростей и плотностей на каротажных диаграммах и соответственно как серия положительных и отрицательных экстремумов на сейсмотрас-сах. Если в осадочной толще встречаются мощные, литологически однородные подразделения, количественный подход к стратиграфической корреляции на основе описанных методов осуществляется достаточно просто. Подошве и кровле мощных пластов соответствуют отражения, разность времен прихода которых достаточна для их четкого разрешения. Для таких пластов времена вступления отражений нетрудно пересчитать в глубину залегания и разности времени вступления — в мощность на основе данных о скоростях, получаемых

по каротажу близлежащих скважин. Если литологическая единица имеет достаточно четкие границы и большую мощность, скорость упругих волн в ней иногда возможно рассчитать по одним сейсмическим данным (об основах определения сейсмических скоростей см. работу [23]). При нормальном качестве сейсморазведочных материалов к мощным толщам относятся литологически однородные единицы, имеющие мощность 20 м или больше в зависимости от глубины залегания, региональной изменчивости скоростей с глубиной и специфических характеристик эффективного сейсмического импульса. Это значение хорошо согласуется с нашими представлениями о разрешающей способности сейсморазведки, которые были рассмотрены ранее [22]. Поскольку во многих случаях поисковой практики приходится иметь дело с пластами, мощность которых меньше 20 м, проблема их разрешения на количественной основе чрезвычайно актуальна. Поэтому рассмотрим

РИС.21. Сейсмические разрезы для трехмерной модели С. Указанное яркое пятно образованное сигналами, пришедшими от точек вне плоскости разреза.

РИС.22. Сейсмические разрезы для трехмерной модели С.

РИС. 23. Сигналы от низкоскоростного пласта (пластовая скорость=1520 м/с) — синтетические сейсмограммы, построенные для импульса Рикера частоты 25 Гц.

с аналитических позиций потенциальные возможности расчленения маломощных стратиграфических подразделений по сейсмическим данным. При описании принципов обработки импульса и практических примеров отмечалось, что разрешающая способность сейсмических данных, по крайней мере качественно, связана с формой импульса (см. рис. 6). Несколько ниже при рассмотрении моделей, иллюстрирующих влияние зоны Френеля, было указано, что ключевым критерием при разрешении трехмерных геологических тел может быть амплитуда сейсмического сигнала (см. рис. 8). Поэтому можно ожидать, что учет именно этих факторов окажется полезным при разработке аналитических критериев для оценки разрешающей способности сейсморазведки по вертикали (по времени пробега).

Мощность n/focfno s двойном времени пробега бо/iw, мс

а

Мощность пласта в двоит»! времени пробега волны, мс

РИС. 24. Изучение маломощных пластов с помощью синтетических сейсмограмм. о—импульс Рикера частоты 20 Гц; б—импульс с полосой частот 8—32 Гц, крутизна среза частот фильтром 48/48 дБ/октава.

РИС. 25. Калибровочные кривые для определения разрешающей способности на основе синтетических сейсмограмм, полученных для импульса Рикера частоты 20 Гц. Изгиб фактической кривой свидетельствует о невозможности разрешения пласта посредством измерения разности времен экстремумов. Кажущаяся мощность — время между соседними экстремумами. Относительная полная амплитуда — величина полного размаха колебания между соседними разнополярными экстремумами. Автор одной из первых работ, посвященных разрешающей способности сейсморазведки, Рикер [16], обозначил основные направления исследований в этой области. По его мнению, разрешающая способность сейсмической волны полностью определяется ее длиной. Эта идея была доведена до ее логического завершения Уайдессом [26], по мнению которого предел разрешающей способности сейсмического сигнала определяется как 1/8 длины волны основной гармонической составляющей ее частотного спектра. На основе изучения синтетических сейсмограмм было установлено, что с уменьшением мощности высокоскоростного пласта ниже 1/8 длины волны доминирующей частоты расстояние между ближайшими разнополярными экстремумами отраженного от него сигнала уже не изменяется при изменениях мощности. На рис. 23 приведены синтетические сейсмограммы, рассчитанные для отдельного низкоскоростного пласта при нескольких значениях его мощности. В качестве падающей сейсмической волны взят импульс Ри-кера частоты 25 Гц; оказалось, что длина отраженной волны остается неизменной при мощностях меньше 12,2 м — в согласии с выводами Уайдесса. Справа показаны экстремальные значения полной амплитуды сигналов (измеряемой между соседними разнополярными экстремумами). При мощности пласта, начиная с которой длина отраженной волны становится инвариантной, наблюдается «резонанс», т. е. при этой мощности наблюдается максимальное

значение амплитуд отраженного сигнала, что вызвано его интерференционным усилением. Когда мощность пласта меньше, чем соответствует «резонансу», о ней можно судить, по-видимому, только по величине амплитуд. Уайдессом [26] были получены аналогичные результаты, однако такая их значимость осталась незамеченной. На симпозиуме геофизического общества в Хьюстоне [6] Линдси подробно изложил принципы использования амплитуд отражений от тонких пластов для оценки мощности таких пластов. При рассмотрении примеров, иллюстрирующих влияние зоны Френеля, мы уже упоминали аналогичное явление, суть которого заключается в том, что амплитуды сейсмических сигналов от малых отражающих тел зависят от протяженности этих тел в трехмерном пространстве. Таким образом, обработка сейсмических материалов, в результате которой получаются данные, «приведенные» к короткому импульсу и сохраняющие высокоинформативные значения амплитуды отражений, является мощным средством стратиграфического анализа, позволяющим «разрешать» маломощные пласты. Область практического применения этой методики и отдельные ее «тонкости» заслуживают особого рассмотрения; многое еще остается неясным. Однако несомненно то, что этот новый подход к оценке разрешающей способности сейсморазведки сыграет большую роль в поисках стратиграфических ловушек, существенно повышая их экономичность. Следует еще раз подчеркнуть, что эта новая точка зрения на разрешающую способность в значительной степени основана на возможности контроля за формой распространяющегося сейсмического импульса И получения импульсов простой формы. При отсутствии таких возможностей применение новых методических разработок весьма малоэффективно, как это показано в работе [II]. Несмотря на то что влияние маломощных пластов на запись было изучено, до полного решения задачи дело не дошло, так как использовались близкие к действительно получаемым от сейсмических источников сложные по форме длинные импульсы. Таким образом, количественный анализ тонких пластов по данным сейсморазведки применим только при работе с данными, получаемыми с использованием обработанного импульса, причем эта обработка должна быть выполнена в соответствии с определенными требованиями, предъявляемыми к форме импульса. На рис. 24 вновь показано несколько синтетических сейсмограмм, рассчитанных для тонких пластов с использованием двух разных симметричных импульсов —импульса Рикера частоты 20 Гц и широкополосного (8—32 Гц) импульса Баттеруорта. Мощности пластов здесь выражены в единицах двойного времени пробега волны. По каждому такому построению обычно находят мощность пласта, при которой наблюдается «резонансная» амплитуда сигнала, а меньшие мощности характеризуются только значениями амплитуд соответствующих трасс. По результатам исследования таких наборов сейсмограмм можно построить серию калибровочных кривых типа тех, которые приведены на рис. 25. По оси ординат отложены значения фактической мощности пласта в миллисекундах, а на оси абсцисс показаны две шкалы: кажущейся мощности пласта, измеряемой в единицах времени (расстояние между двумя соседними экстремумами разной полярности, измеряемое вдоль оси трассы, т. е. длина полупериода колебания), и амплитуды сигнала (расстояние между двумя соседними разнополярными экстремумами, измеряемое поперек оси трассы, т. е. полная амплитуда

колебания), выраженной в относительных единицах. Кривые на графике построены по данным, которые непосредственно считывались с синтетических сейсмограмм, построенных для импульса Рикера частоты 20 Гц. Если бы фактическая мощность пласта и его кажущаяся мощность, измеряемая как расстояние вдоль трассы между соседними разнополярными экстремумами, были одинаковы, калибровочная кривая разрешающей способности по вертикали (по времени) совпадала бы с прямой, показанной на графике пунктирной линией. Для мощных литологически однородных толщ или пластов это действительно так; следовательно, такие пласты с высокой точностью могут быть разрешены по временам вступления сигналов от кровли и подошвы. На рассматриваемом графике, полученном для импульса Рикера частоты 20 Гц, минимальной длиной полупериода сигнала является 17,3 мс (к этой величцне асимптотически приближаются значения разности во времени между экстремумами, см. «предел разрешения по времени» на рис. 25). При мощности пласта 19 мс амплитуда отражения имеет резонансное значение, примерно на 40% превышающее нормальный уровень амплитуд, которые имеют отражения от пластов мощностью 45 мс и более. Следовательно, если сейсмические данные обработаны таким образом, что роль падающей волны играет импульс Рикера частоты 20 Гц, оценивать толщину пластов, которым соответствует кажущаяся мощность (длина полупериода сигнала) меньше 25 мс, лучше по калиброванным значениям амплитуд. Вспомним, что методика обработки и преобразования сейсмических сигналов позволяет нам получать данные, соответствующие любой желаемой форме исходного импульса, если только частотный спектр реального исходного импульса остается прежним. Калибровочные кривые для пересчета амплитуд и кажущихся мощностей в фактические мощности, подобные тем, что показаны на рис. 25, можно получить для любого данного импульса симметричной формы, применяемого в процессе обработки данных. Кроме того, выведены аналитические выражения, позволяющие количественно разграничивать пласты на «тонкие» и «мощные» и выявлять в разрезе тонкие пласты при любом исходном импульсе известной формы. Из изложенного следуют несколько выводов, имеющих практическое значение. Во-первых, ясно, что пласт с уменьшающейся мощностью, или выклинивающийся пласт, будет наиболее четко выражен на сейсмограмме в том месте, где его мощность будет близка к резонансной. Этот вывод очень важен с точки зрения интерпретации по нескольким причинам. Наиболее простым следствием из сказанного будет следующее: отражение от тонкого пласта газоносного песчаника будет иметь самую высокую амплитуду не обязательно в том месте, где его мощность максимальна или где максимальна его газонасыщенность, а скорее там, где его мощность близка к резонансной. Это обычно наблюдается в краевых частях газонасыщенной зоны. Более важным следствием является то, что выявление на обработанном разрезе резонансных амплитуд и определение их значений позволяет найти одну из двух эталонных величин, знание которых необходимо для увязки амплитуд сигналов на этом разрезе со шкалой относительных амплитуд на калибровочном графике. Вторая эталонная величина (калибровочная точка) обычно определяется по наблюдаемым значениям нормальных амплитуд на участках, где мощность достигает больших значений. Отсюда очевидна

необходимость сохранения фактических значений амплитуд в процессе обработки сейсмических данных. Рассмотрим далее полученное с помощью волновой теории сейсмическое изображение схематической модели (рис. 26), состоящей из тонкого пропластка глин в песчаном теле постоянной мощности, согласно Линдси и др. [8]. Мощность песчано-глинистой толщи постоянна и равна 15 м, поэтому форма сигнала не меняется. Мощность глин (их процент от общей мощности тела) можно оценить непосредственно по амплитуде сигнала (измеряемой между соседними экстремумами). В нижней части рисунка приведены результаты, полученные на выходе ЭВМ и показывающие изменение полной амплитуды и полупериода сигнала от трассы к трассе. Заметно хорошее совпадение кривой изменения амплитуды и кривой мощности песчаника (его процента от общей мощности тела). Кривая изменения полупериода сигнала в этом случае неинформативна, так как тело в целом относится к категории тонких пластов. Отметим, что самые большие расхождения между кривой фактической мощности чистого песчаника и кривой изменения амплитуд, по которой прогнозируется мощность самого песчаника, наблюдаются в местах, где пласты «заканчиваются». Концы пластов являются источниками дифрагированных волн, искажающих запись отраженных волн, что вызывает отклонения от теоретических прогнозов, обоснованных выше, поскольку последние сделаны на основе синтетических сейсмограмм, для построения которых используется упрощенная теория. Изучение модели, показанной на рис. 26, позволяет понять одно из важных ограничений, присущих предлагаемой методике, которое необходимо учитывать при ее использовании. Хотя по сейсмическим сигналам можно оценить мощность чистых глин в тонком песчаном теле, положение и число глинистых пропластков остаются неопределенными. В идеальном случае, например, мы можем утверждать, что в пласте, мощность которого 15м, глины занимают 5 м, но не можем определить их положение или распределение по этому пласту (т. е. пять полуметровых пропластков дадут такой же эффект, как и один про-пласток толщиной 2,5 м, и т. п.). Кроме того, очевидно, что дифракция, которую мы не учитывали в предыдущих построениях, может внести искажения в количественные результаты, используемые для построения корреляционных зависимостей. Описанная модель указывает и на другие возможные ограничения рассматриваемой методики. В построениях, иллюстрируемых рис. 23 и 24, подразумевалось, что низкоскоростной пласт ограничен с обеих сторон одинаковыми средами, и исходя из этого выполнялись расчеты и калибровка параметров сигнала. В случаях, когда подстилающие и покрывающие породы имеют разные акустические свойства, необходимо соответственно корректировать калибровку амплитуд (для пересчета амплитуд в мощность тонких пластов). В таких случаях, чтобы правильно откалибровать шкалу амплитуд, потребуется независимая геологическая информация, получаемая в основном по каротажу расположенных поблизости скважин. Далее, в рассмотренной модели не учитывался эффект невыраженности контактов при переходе от пород одной литологии к другой. Влияние переходной зоны нетрудно оценить с помощью синтетических сейсмограмм, как показано на рис. 27 и 28. Из анализа рис. 27 следует, что наличие ее сказывается в основном на величине амплитуды сигнала, которая в этом случае

уменьшается, причем быстрее уменьшается положительный пик (закрашенный черным цветом), чем отрицательный. Аналогичный эффект обнаруживается при исследовании трехмерных моделей таких контактов, как это уже отмечалось выше (см. рис. 10—14). Рассмотрение кривых, приведенных на рис. 28, показывает, насколько трудно судить о типе контакта по сейсмическому сигналу. Следовательно, для учета таких эффектов при количественном анализе данных сейсморазведки необходимо иметь модель, заведомо разработанную на основе геологической информации. В заключение рассмотрим еще одну модель Линдси и др. [8], включающую элементы литологического замещения на структурном фоне, что аналогично трехмерной модели, рассмотренной выше (см. рис. 20—22). Эта модель показана на рис. 29, причем в левой части пласт на рушен сбросом. Для определения литологических характеристик вновь выполнен автоматический анализ амплитуд и полупериодов, но теперь уже в более сложном случае, когда имеется нарушение антиклинали. За начало отсчета амплитуд принят их уровень на трассах, соответствующих водонасыщенному песчанику; отметим, что все вариации амплитуд связаны с изменениями литологического состава, а не мощности исследуемого пласта.

РИС. 27. Сейсмический сигнал при наличии наклонного контакта пород разной литологии и разной мощности.

РИС.28. Сейсмический сигнал в случае резкого вертикального контакта. Использован импульс Баттеруорта с полосой частот 10-40 Гц.

РИС. 29. Модель ловушки, связанной с непроницаемым барьером в верхней части наклонного пласта, — анализ разрешения тонких пластов по величине амплитуды и полупериода сигнала, а — значения полупериода (Дг) и амплитуды, рассчитанные на ЭВМ; б — кривые расчетных (пунктир) и истинных (сплошная кривая) значений мощности газоносного песчаника; в — геологическая модель; г — модель сейсмического временного разреза, полученная для импульса с полосой частот 8—32 Гц.

Рассмотренная методика количественного анализа (сейсмических сигналов) используется в последнее время при решении различных практических задач. Во всех случаях большое значение имеют применяемые оборудование и методика обработки. Описанные здесь приемы и принципы можно считать многообещающими, но следует отметить, что стратиграфические исследования для поиска ловушек нефти и газа с помощью сейсмических методов далеко не ограничиваются проблемой выделения тонких пластов. Назовем, в частности, такие новаторские работы, как [4, 18, 25], в которых заложены основы стратиграфического анализа для поиска ловушек посредством восстановления условий осад-конакопления по данным сейсморазведки. Методы, позволяющие повысить разрешение объектов по вертикали и по площади, в комплексе с таким стратиграфическим анализом открывают самые широкие возможности для выполнения стратиграфических построений по сейсмическим данным на качественно более высоком уровне. ЗАКЛЮЧЕНИЕ Возможность выполнения стратиграфических построений по данным сейсморазведки можно обосновать, исходя из следующих «простых» рассуждений. Возьмем отдельную сейсмотрассу и предположим, что такое отражение представлено элементарным симметричным сигналом и обусловлено изменением акустической жесткости, связанным с изменением литологии. Учитывая полярность и интенсивность отраженных волн, можно построить серию отражающих границ по разрезу и рассчитать акустические жесткости слагающих разрез пластов. Построение таких разрезов для всех трасс, выполненное с учетом имеющихся данных по скважинам и геологической информации о строении разреза, позволяет осуществлять точную привязку сейсмических данных к имеющимся скважинным материалам и экстраполировать их посредством корреляции на другие площади. Перечисленные в настоящей работе трудности связаны с более сложным характером реальных сейсмических данных по сравнению с идеальными, которыми мы оперировали в ходе наших простых рассуждений. Для решения каждой из этих проблем разработаны способы обработки сигналов, суть которых заключается в преобразовании фактических данных или улучшении их качества, с тем чтобы они имели характеристики, приближающиеся к характеристикам простой модели.

Как известно, сейсмическое моделирование пришло на смену построению синтетических сейсмограмм. Получение и исследование двух-и трехмерных сейсмических моделей позволило установить множество эффектов, имеющих большое значение для интерпретации данных сейсморазведки. Результаты модельных исследований свидетельствуют о необходимости постоянно помнить о трехмерности реальных осадочных толщ при интерпретации сейсмических разрезов с целью выполнения как структурных, так и стратиграфических построений. Наконец, разрешающую способность сейсморазведки в отношении расчленения разреза можно охарактеризовать количественными критериями. Имеющаяся методика обработки данных на ЭВМ включает измерение как времен прихода сигналов, так и их амплитуд с применением обработки сейсмического импульса и амплитуд, позволяющей резко повысить разрешенность литологических отдельностей. В настоящее время возможности сейсморазведки для выполнения стратиграфических построений и поисков углеводородов в ловушках неантиклинального типа представляются весьма широкими, если учитывать имеющиеся для этого средства и методы. Совершенствование средств и методов может еще больше расширить наши возможности. Вопросы практического применения рассмотренных положений и подходов для решения реальных поисково-разведочных задач рассматриваются и иллюстрируются далее в настоящей книге в статье Шрамма и др [20]. Литература 1. Berkhout A. J. On the minimum-length of one-sided signals. Geophysics, 38, 657672, 1973. 2. Berkhout A. J. Related properties of minimum-phase and zero-phase time functions. Geophys. Prosp. (Netherlands), 22, 683-703, 1974. 3. Dedman E. V., Lindsey J. P., Schramm M. W., Jr. Strarigraphic modeling: a step beyond bright spot. World Oil, 180, No. 6, 61-65, 1975. 4. Harms J. C., Tackenberg P. Seismic signatures of sedimentation models. Geophysics, 37, 45-58, 1972. 5. Hilterman F. J. Three-dimensional seismic modeling. Geophysics, 1020—1037, 1970. 6. Geophysical Society of Houston. A symposium: lithology and direct detection of hydrocarbons using geophysical methods. Houston, 1973. 7. Lindseth R. 0. Mapping stratigraphic traps with seislog (abs.). 46th Ann. Mtg. Soc Exploration Geophys., Houston, 1976. 8. Lindsey J. P., Schramm M. W., Nemeth L. K. New seismic technology can guide field development. World Oil, 183, No. 7, 59-63, 1976. 9. McClintock P. L. Seismic data-processing techniqies for northern Michigan reefs. AAPG Stud. Geol. No. 5, 1977. 10. Meckel L. D., Nath A. K. Geologic considerations for stratigraphic modeling and interpretation. 1977 (следующая статья настоящей книги). 11. Meissner R., Meixner E. Deformation of seismic wavelets by thin layers and layered boundaries. Geophys. Prosp. (Netherlands), 17, 1 —27, 1969.

12. Nath A. K. Reflection amplitude, modeling can help locate Michigan reefs. Oil and Gas Joum., 73, No. 11, 180-182, 1975. 13. Neidell N. S. What are the limits in specifying seismic models? Oil and Gas Joum., 73, No. 7, 144-147, 1975. 14. Peacock K. L., Treitel S. Predictive deconvolution theory and practice. Geophysics, 34, 155-169, 1969. 15. Peterson R. A., Filliporie W. R., Coker F. В. The synthesis of seismograms from well log data. Geophysics, 20, 516-538, 1955.

16. Richer N. Wavelet contraction, wavelet expansion and the control of seismic resolution. Geophysics, 18, 769-792, 1953. 17. Robinson E. A., Treitel S. Principles of digital Wiener filtering. Geophys. Prosp. (Netherlands), 15, 311-333, 1967. 18. Sangree J. В., Widmier J. M. Interpretation of depositional facies from seismic data. Continuing Education Symposium, Geophysical Society of Houston, 1974. 19. Schoenberger M. Resolution comparison of minimum-phase and zero-phase signals. Geophysics, 39, 826-833, 1974. 20. Schramm M. W., Jr., Dedman E. V., Lindsey J. P. Practical stratigraphic modeling and interpretation. 1977 (с. 795 настоящей книги). 21. Shah P. M. Ray tracing in three-dimensions. Geophysics, 38, 600-604, 1973. 22. Sheriff R. E. Inferring stratigraphy from seismic data. AAPG Bull., 60, 528-542, 1976. 23. Taner M. Т., Koehler F. Velocity spectra — digital computer derivation and applications of velocity functions. Geophysics, 34, 859—881, 1969. 24. Taner M. Т., Cook E. E., Neidell N. S. Limitations of the reflection seismic method; lessons from computer simulations. Geophysics, 35, 551—573, 1970. 25. Vail P. R. et al. Interpretation of seismic sequences from reflection patterns. Preprint, 29th Ann. Mtg., Midwest Sect. Soc. Exploration Geophysicists, Dalas, 1976. 26. Widess M. B. How thin is a thin bed? Geophysics, 38, 1176-1180, 1973. 27. Wuenschel P. E. Seismogram synthesis including multiples and transmission coefficients. Geophysics, 25, 106-129, 1960.

Геологическое обоснование сейсмостратиграфического моделирования и интерпретации Л. Д. Мекел мл. и А. К. Нат

Краткое содержание. Цель сейсмического моделирования состоит в том, чтобы построить геометрическое изображение и дать математическое описание геологического строения недр; при этом исследуются сейсмические сигналы от всех элементов геологического строения, образующиеся при прохождении по ним упругих волн. Сейсмическое моделирование позволяет решать важные поисковые задачи: 1) определять возможность картирования данного геологического объекта; 2) определять влияние вариаций геологических параметров (пористость, мощность и пр.) в ожидаемых пределах на сейсмические сигналы и 3) оценивать значимость изменений характера отражений, или аномалий, выявляемых на полевых сейсмических записях. Сейсмические данные традиционно использовались для картирования элементов тектонического строения (сбросов, складок, структурных носов) или крупномасштабных седиментационных элементов (одиночных рифов, поверхностей несогласия) посредством прослеживания реперных горизонтов. Для решения этой задачи важно было добиться усиления слабых сейсмических сигналов при обработке записей. Поэтому вариации интенсивности сигналов (истинных амплитуд) преднамеренно ликвидировали, чтобы улучшить визуальную выраженность отражений. В настоящее время установлена высокая геологическая информативность формы, полярности и истинной амплитуды отражений. Если установить количественные характеристики этих параметров (откалибровать их), то можно будет извлечь ценную информацию о породах и насыщающих их флюидах из сейсмических данных с неискаженными, истинными значениями амплитуд. По этой информации можно выявлять литологические изменения, соответствующие границам пласта-коллектора (т. е. оконтуривать ловушки), или изменение типа флюида, которое является прямым индикатором скопления углеводородов. Изучение указанных сейсмических параметров дает в распоряжение исследователей еще один метод оценки и прогноза поисковых объектов. Точность прогнозов по параметрам сейсмического сигнала значительно возрастает, если установлена количественная корреляция этих параметров со свойствами пород и флюидов; последние могут оцениваться по данным каротажа и керна. Моделирование становится ведущим методом для установления таких корреляционных зависимостей.

ВВЕДЕНИЕ В настоящей работе исследуются геологические факторы, оказывающие наибольшее влияние на форму сейсмической волны. В силу этого они являются важными исходными параметрами при построении сейсмических моделей, отображающих стратиграфическое строение недр. Полученные модели испбльзуются при изучении распределения коллекторов и оценки их качества в пределах структурных ловушек, равно как и при картировании зон выклинивания пластов-коллекторов при поисках ловушек неантиклинального типа. Таким образом, моделирование приобретает все большее значение при интерпретации сейсмических данных. Настоящая статья включает рассмотрение трех основных вопросов: Разрешающая способность сейсморазведки — что мы можем измерить по вертикали и в горизонтальных координатах? Седиментационные факторы, влияющие на характер отражения — анализ отдельных геологических характеристик как терригенных, так и карбонатных пород с целью оценки их влияния на сейсмические сигналы. Анализ конкретных примеров: 1) использование моделей для иллюстрации изменений формы волны в зависимости от геометрических характеристик, типичных для ловушек на многих нефтяных и газовых месторождениях; 2) показ возможных ошибок при определении литологии пород по сейсмическим данным. Геометрические характеристики моделей Задавали, основываясь на изучении строения краевых зон различных литолого-стратиграфических ловушек. Значения скоростей снимали с «поинтервально осредненных» кривых акустического каротажа (и сейсмокаротажа) близлежащих скважин. Для терригенных пород величину плотности рассчитывали по формуле Гарднера (р = 0,23 V0'25), связывающей плотность со скоростью. Для карбонатных пород представительные значения плотности получали по кривым плотностного каротажа скважин, расположенных в пределах моделируемой ловушки или вблизи нее. С таким не совсем строгим заданием исходных данных связаны определенные неточности, однако качество полученных моделей при правильной калибровке было достаточным, чтобы проиллюстрировать принципы интерпретации и те слабые вариации формы волны, которые являются информативными (по ним выделяют границы ловушки). Более строго было бы использовать значения плотности и скорости, определяемые по соответствующим образом обработанным кривым плотностного и акустического каротажа, зарегистрированным во всем исследуемом интервале глубин. Для изучения стратиграфической изменчивости разреза разработаны и используются различные методы моделирования на ЭВМ [2, 9, 14, 20, 27, 30]. В указанных публикациях описаны эти методы. В настоящей работе рассматриваются модели, полученные на основе решения волнового уравнения с использованием одного из трех импульсов, показанных на рис. 1. Два из них — импульс Баттеруорта с полосой частот 10—40 Гц

РИС. 1. Примеры импульсов, использованных в настоящей работе: а — широкополосный импульс с частотами 10—40 Гц; б—импульс Рикера, частота 25 Гц; в — импульс от шлангообразного морского взрывного источника. и импульса Рикера частоты 25 Гц — симметричные нуль-фазовые импульсы, аналогичные тем, которые обычно применяются при нормировании сейсмических данных по импульсу [16]. Третий импульс более сложный: это реальный (не подвергнутый деконволюции) исходный импульс, генерируемый при морских съемках с использованием взрывного шлангообразного источника. Каждый конкретный пример иллюстрируется геологическим разрезом, на котором приведены акустические свойства системы порода — флюид. На модельных сейсмических построениях указаны номера пунктов взрыва и время в секундах. Увязка геологического разреза и сейсмической модели осуществляется, когда разрез и модель приводятся на одной странице. На всех сейсмических моделях изображены истинные значения амплитуд.

РАЗРЕШАЮЩАЯ СПОСОБНОСТЬ При поисковых работах одним из важнейших вопросов всегда является следующий: какова разрешающая способность применяемого метода сейсморазведки? Следует отметить, что в исследованиях по этому вопросу наблюдается быстрый прогресс, так что достигнутый сегодня уровень может завтра показаться устаревшим. Этот вопрос фактически включает два вопроса: 1) сколь мощным (или тонким) может быть пласт-коллектор, оставаясь при этом различимым по сейсмическим данным, и 2) насколько протяженным (или небольшим по протяженности) должно быть геологическое тело, чтобы его можно было «увидеть» на сейсморазрезе? Ив том и в другом случае вопрос о разрешенности геологических объектов возникает, когда их размеры становятся малыми по сравнению с длиной используемых сейсмических волн. Этой проблеме посвящены работы [29, 15, 18]. Ниже кратко излагаются обобщенные результаты этих исследований. Мощность (разрешение по вертикали) Возможность разрешения пластов по вертикали определяется частотным спектром сейсмического импульса, распространяющегося через толщу пород. Отдельные отражения от кровли и подошвы пласта можно различить, пока его мощность не станет меньше 1/8 длины волны главной гармоники частотного спектра импульса [29]. Эта величина получила название критической разрешаемой мощности. Если мощность пласта меньше этой критической величины, длина полупериода отраженного сигнала (расстояние между экстремумами, соответствующими его кровле и подошве) перестает зависеть от мощности пласта. Для типичных сейсмических волн и средних значений скорости их распространения в породах критическая мощность составляет от 15 до 24 м. Многие продуктивные пласты-коллекторы (возможно, подавляющее их большинство) имеют мощность меньше 20 м; поэтому важной поисковой задачей является определение по сейсмическим данным мощности пластов в области их значений, меньших критической. На рис. 2 показано изменение формы отраженного сигнала при уменьшении мощности (выраженной в миллисекундах) пласта с низкой акустической жесткостью, заключенного в литологически однородные породы с более высокой акустической жесткостью. Мощность пласта выражена в двойном времени пробега сейсмических волн и изменяется от трассы к трассе с шагом в 4 мс. Сейсмические сигналы рассчитаны путем свертки двух отражающих границ с импульсом Баттеруорта, имеющим частотную полосу 8—32 Гц. На рис. 3 приведен график, рассчитанный по данным рис. 2 и показывающий количественную зависимость полупериода сигнала (служащего мерой кажущейся мощности пласта в миллисекундах) и относительной величины его амплитуды от

Мощность пласта в двойном времени пробега, мс

РИС. 2. Сейсмические сигналы от пласта, мощность которого уменьшается справа налево.

РИС. 3. График изменения сейсмических параметров с изменением мощности пласта при импульсе с полосой частот 8—32 Гц. фактической мощности пласта. Для «акустически мощных» пластов (мощность которых больше 1/8 длины видимого периода волны) разность во времени между отраженными сигналами от кровли и подошвы пласта можно измерить, и эта разность пропорциональна мощности пласта, если последняя значительно превышает критическую величину.

Для акустически тонких пластов (мощность меньше 1/8 видимого периода волны) величина полупериода сигнала постоянна и только его амплитуда изменяется с изменением мощности пласта. Вначале наблюдается заметное возрастание амплитуды с уменьшением мощности пласта, потом убывание. Точка перегиба, т. е. амплитудный максимум, наблюдается при резонансной мощности; примерно в этой точке длина полупериода сигнала перестает зависеть от мощности (становится инвариантной). Убывание амплитуд при дальнейшем уменьшении мощности пласта происходит нелинейно. Таким образом, информация о мощности как бы «закодирована» в значениях амплитуд. Указанные закономерности установлены в предположении одинаковой литологии вмещающих пород, благодаря чему значения коэффициента отражения подошвы и кровли пласта равны. Однако в геологической практике встречаются случаи, когда породы, подстилающие изучаемый коллектор, обладают иной акустической жесткостью, чем породы, перекрывающие этот пласт, в результате чего коэффициенты отражения в кровле и подошве пласта-коллектора имеют разные значения. На рис. 4 показаны три дополнительные кривые изменения амплитуд для случаев, когда коэффициенты отражения от кровли и подошвы различны. Изменение коэффициента отражения (в подошве он уменьшается, в кровле постоянен) приводит к смещению кривой относительных амплитуд в сторону их пониженных значений, а разница в форме кривых объясняется только относительным уменьшением масштаба. Величина резонансной мощности одинакова для всех случаев. Таким образом, разность времен между разнополярными экстремумами можно использовать для оценки мощности пластов большей, чем резонансная. Ниже резонансной мощности мерой мощности тонких пластов, если известны значения коэффициентов отражения, может служить амплитуда сейсмической волны. В приведенном примере отсутствуют волны-помехи. При интерпретации амплитуд реальных сейсмических записей возможность использования слабых отражений будет ограниченной и определяться отношением сигнал/помеха. Разрешение по горизонтали Отражения не приходят от конкретных точек геологической среды, а являются результатом суммирования сигналов от некоторой площадки отражающей поверхности вокруг геометрически определяемой «отражающей точки». Эта площадка называется первой зоной Френеля. Размеры зоны Френеля зависят от нескольких величин: от расстояния до источника волн, эффективной скорости и частотного спектра импульса. Например, в Мексиканском заливе на глубине 1500 м для сейсмических волн обычной длины зона Френеля имеет диаметр порядка 300 м. Вопрос о разрешенности объектов по площади в сущности является вопросом о том, каковы должны быть горизонтальные размеры геологического тела, чтобы его можно было выявить по сейсмическим данным. На рис. 5 приведены рассчитанные сигналы от нескольких двумерных песчаных тел разного размера, ширина которых выражена в единицах, кратных диаметру зоны Френеля. Когда отражающее тело приближается по размерам к диаметру

первой зоны Френеля, привычное изображение его посредством отраженных сигналов начинает изменяться и при дальнейшем уменьшении размеров принимает вид дифрагированных сигналов от точки. Отметим, что амплитуды будут тем меньше, чем меньше ширина пласта. Эта закономерность используется при интерпретации для оценки горизонтальной протяженности тел. Зона Френеля трехмерна, и ее влияние нужно учитывать с пространственных позиций. Распространение описанных представлений на трехмерное моделирование сделано в работе [10].

РИС. 4. Влияние изменения коэффициентов отражения сейсмических волн от границ пласта на амплитуду отраженного сигнала, а — разрешение пласта переменной мощности на сейсмотрассах при разных значениях коэффициентов отражения в кровле и подошве; б—построение калиброванных амплитудных кривых при разных коэффициентах отражения (импульс с частотной полосой 8-32 Гц). Кр./Под. — отношение коэффициента отражения в кровле к коэффициенту отражения в подошве пласта. Выводы Сейсмические данные с неискаженными истинными амплитудами и с обработанным импульсом позволяют определять мощность и оценивать горизонтальные размеры поисковых объектов. При условии правильной калибровки (шкалы амплитуд) удается разрешать объекты, мощность и горизонтальные размеры которых меньше считавшихся прежде минимально допустимыми. При решении конкретных практических задач предельную разрешающую способность метода следует оценивать, исходя из отношения сигнал/помеха, из частотного спектра сейсмического импульса и качества обработки сейсмических данных. Но даже сама возможность такого существенного повышения разрешающей способности сейсмики оказывает огромное влияние на перспективы поисково-разведочных работ. Так точность оценки объема ловушки в конечном итоге зависит от точности оценки мощности и горизонтальной протяженности пласта-коллектора.

-

РИС. 5. Сейсмическая модель песчаного пласта переменной ширины, полученная с применением волновой теории, иллюстрирующая разрешающую способность сейсморазведки по горизонтали.

СЕДИМЕНТАЦИОННЫЕ ФАКТОРЫ, ВЛИЯЮЩИЕ НА ХАРАКТЕР СЕЙСМИЧЕСКОГО СИГНАЛА Допустим, что геологу представлена возможность спуститься в скважину и выявить те факторы геологического строения, которые в основном определяют отражающую способность горных пород. Какой отчет он напишет? Вспомним, что в геологии существует колоссальное количество терминов, позволяющих описывать горные породы с той или иной целью. Большинство из этих терминов окажется полностью или частично бесполезным для характеристики пород по их акустическим свойствам. Нам необходимо определить те параметры пород, которые наиболее тесно связаны с их отражающей способностью; без этого трудно построить реалистическую модель, с которой сравниваются фактические сейсмические данные с целью их достоверной интерпретации. При изложении материала в настоящей статье информация о горных породах классифицируется следующим образом: 1) параметры, характеризующие пласт-коллектор (литологический состав, пористость и т. п.); 2) параметры, характеризующие контакт коллектора с покрышкой (тип контакта, контрастность акустических жесткостей на этом контакте и пр.); 3) характеристики стратиграфического окружения исследуемого пласта (например, близость соседних акустических поверхностей и их расположение). Параметры, характеризующие пласт-коллектор Здесь мы рассмотрим такие геологические характеристики изучаемых коллекторов, как литологический состав, пористость, тип порового флюида, эффективное напряжение, количество и характер распределения непроницаемых пропластков в пределах коллектора. Связь этих характеристик с акустическими свойствами пород описана во многих опубликованных работах. В настоящем разделе все эта

геологически значимая информация излагается в компактной форме вместе с некоторыми новыми представлениями. Литология и пористость. Под литологическим составом (типом) понимают состав минерального скелета (матрицы) породы. Пористость есть величина, характеризующая объем пустот в горной породе. Обе эти характеристики оказывают существенное влияние на плотность породы и скорость распространения в ней упругих колебаний. У большинства типов пород наблюдается определенная связь между плотностью и скоростью. На рис. 6 [5] показаны полученные эмпирическим путем графики зависимости между скоростью и плотностью для многих распространенных типов горных пород в широком диапазоне глубин и геологического возраста из самых разных бассейнов. В отличие от изображения этого графика в работе Гарднера и др. [5] на рис. 6 добавлены линии равных значений акустической жесткости, чтобы более наглядно проиллюстрировать влияние литологического состава и пористости на акустическую жесткость (р V) пород. Породы, попадающие на одну и ту же линию, обладают одинаковой акустической жесткостью, и их контакт не вызовет отражения сейсмической волны, несмотря на то что их

РИС.6. Графики акустической жесткости разных пород (про Гарднеру и др.)

ЗД 60 80 100 120 Интервальное время, мкс/срут

РИС. 7. Связь между пористостью, плотностью и скоростью для различных породколлекторов. 1 фут = 0,30 м. скорости и плотности по отдельности могут различаться заметным образом. Для каждого из указанных типов пород увеличение плотности и скорости обычно связано с уменьшением пористости (рис. 7). При известной литологии и пористости можно вычислить скорость с помощью эмпирически выведенного уравнения среднего времени. Это уравнение наиболее достоверно описывает связь между названными параметрами в случае нормально уплотненных пород, насыщенных минерализованной водой. Как следует из анализа зависимостей, показанных на рис. 6, линии, соответствующие породам определенного литологического состава, пересекаются с линиями равных акустических жесткостей под прямым углом. Из этого анализа можно сделать несколько важных для поисковой практики выводов: 1. По точному описанию литологического состава породы и оценкам , пористости можно определить плотность и скорость — два параметра, позволяющие вычислять акустическую жесткость пород. 2. Породы, имеющие совершенно разные плотности и скорости, могут характеризоваться одинаковой акустической жесткостью. Отсюдаследует, что даже значительные изменения литологического состава могут не сопровождаться изменением акустических свойств и не отмечаться на сейсмических записях. Кроме того, разным геологическим моделям может соответствовать одно и то же сейсмическое изображение. 3. Незначительные вариации пористости сильно влияют на акустическую жесткость породы. 4. Существуют эмпирически полученные формулы ([5], с. 779, ур. 8), позволяющие оценивать коэффициенты отражения только по информации о скоростях: R,=0,5(1,25 lnV1/V2)

Влияние плотности на величину коэффициента отражения учитывается введением коэффициента 1,25, на который умножается индекс контрастности скоростей. Тип порового флюида. Изменение типа порового флюида может привести к заметному изменению акустической жесткости коллектора. Влияние пластовых флюидов на скорость распространения продольных волн было математически описано Гассманом [б]. Как изменяется акустическая жесткость пород при вытеснении углеводородов из порового пространства соленым рассолом, исследовано в работах [3, 5]. Насыщенность углеводородами, имеющими меньшие плотность и скорость, чем вода, снижает акустическую жесткость породы-коллектора. Отсюда вытекают два важнейших практических вывода, иллюстрируемые рис. 8: 1) влияние изменения состава поровых флюидов на сейсмический сигнал зависит от соотношения акустических жесткостей коллектора и вмещающих его пород и 2) при замене рассола в порах пласта-коллектора углеводородами могут наблюдаться (в зависимости от соотношения акустических жест-костей коллектора и вмещающих пород) следующие особенности увеличение амплитуды отрицательного экстремума отраженного, сигнала (яркое пятно), если относительно высокой акустической жесткостью обладают вмещающие породы; уменьшение амплитуды положительного экстремума сигнала (тусклое пятно), если вмещающие породы имеют относительно меньшую акустическую жесткость; перемена полярности сигнала, если акустическая жесткость вмещающих пород лишь ненамного меньше, чем заполненного рассолом пласта-коллектора. Эффективное напряжение. Геостатическое давление, создаваемое весом всех вышележащих пород с насыщающими их флюидами, возрастает с глубиной примерно на 0,023 МПа на 1 м. Градиент давления, создаваемого весом столба флюидов, насыщающих поровое пространство, составляет в среднем 0,01 МПа на метр глубины. Эффективное давление на матрицу породы равно разности между геостатическим и гидростатическим давлениями и возрастает приблизительно на 0,013 МПа на метр глубины. Как показано в работах [5, 26, 31], скорость продольных волн в пористых породах возрастает с увеличением эффективного давления. Это не вызывает удивления, так как скорость волн во флюидах в поровых системах возрастает с увеличением давления. Однако аналогичное возрастание скорости 'волн с увеличением эффективного давления наблюдается и у изверженных пород (гранитов), лишенных пористости и, следовательно, не имеющих внутренних флюидальных систем (см. [5], с. 773). Такое возрастание скорости объясняют закрытием микротрещин в породах, наличие которых предполагается во всех породах, испытавших подъем с максимальной глубины их залегания. Анализ кривых на рис. 9 показывает, что возрастание скорости с увеличением давления идет более быстрыми темпами вначале (при низких давлениях) у самых разнообразных типов пород. Это начальное быстрое возрастание скорости объясняется быстрым закрытием микротрещин, в результате чего образуется как бы более «целостная» матрица породы. При дальнейшем повышении давления роль смыкания трещин уменьшается и приращение скорости становится небольшим. У большинства глубоко погруженных пород вариации скорости, вызванные изменениями эффективного давления, малы по сравнению с вариациями, обусловленными воздействием других факторов, таких как пористость. Однако при измерении скорости на образцах горных пород (керна или из обнажении) наиболее точные данные будут получены, если измерения вести при давлениях, соответствующих условиям залегания

РИС.8. Изменение амплитуды сейсмического сигнала при изменении типа флюида в порах пласта- коллектора.

1500 2100 2700 5300 3300

5700 6300 6900 Скорость,

РИС. 9. Скорость распространения продольных волн как функция эффективного напряжения для нескольких типов пород [5]. пород. Отдельные аномалии акустической жесткости могут быть непосредственно связаны с резкими изменениями эффективного напряжения пород. Непроницаемые пропластки. Пласты-коллекторы обычно включают пропластки, представленные литологическими разностями, которые не являются коллекторами. Например, в песчаниках встречаются пропластки глин, а в пористых доломитах — плотные слои известняков. Как мощность, так и распределение таких пропластков в пористом пласте (число их и расположение) могут быть самыми разными. Рассмотрим влияние таких пропластков на характер отражений от акустически тонкого пластаколлектора на следующих примерах, где в песчаном коллекторе мощностью 15 м имеются пропластки глин. На рис. 10 показана модель песчаного пласта, имеющего мощность 15 м, в котором фиксируется один глинистый пропласток переменной мощности. Время прихода сигналов от кровли и подошвы пласта не изменяется при изменении мощности глинистого пропластка. Однако амплитуда сигнала варьирует пропорционально мощности глин. Как показали Линдси и др. [12], охарактеризовав количественно эту зависимость (выполнив калибровку), по значениям амплитуды можно вычислить «чистую», или эффективную, мощность песчаника в таком пласте.

В модели на рис. 11 имеется песчаный пласт мощностью 15 м, содержащий пропласток глин, положение которого в пласте меняется. Наличие глинистого пропластка вызывает уменьшение амплитуды по сравнению со случаем чистого песчаника без глин. Продолжительность полупериода сигнала не изменяется ни при появлении пропластка глин, ни при изменении его положения. Измеренная

РИС. 10. Сейсмическая модель песчаного коллектора с глинистым пропластком переменной мощности, иллюстрирующая влияние глины и ее распределения по пласту.

РИС. 11.. Сейсмическая модель песчаного коллектора с глинистым пропластком постоянной мощности. Сейсмические сигналы получены при использовании импульса с полосой частот 8—32 Гц. полярными экстремумами величина размаха колебания (полной амплитуды) изменяется при наличии глинистого пропластка, но не зависит от того, где именно он расположен в пределах коллектора. Таким образом, по сейсмическим данным можно судить только об общей мощности песчаника в акустически тонком коллекторе, так как сейсмический сигнал отображает лишь осредненный эффект разности акустических жестко-стей. На рис. 12 приведена модель пласта песчаника мощностью 15 м, в котором содержится несколько пропластков глины, число которых изменяется, но суммарная мощность остается неизменной. Длина полупериода сигнала при этом не изменяется, а величина амплитуды отражает осредненный эффект наличия пород с разной акустической жесткостью (в данном случае она зависит от суммарной мощности чистого песчаника). В случае когда мощность исследуемого пласта-коллектора меньше резонансной мощности для данного сейсмического импульса, величина амплитуды служит мерой суммарной мощности прослоев-коллекторов; однако по ней нельзя судить о числе непроницаемых пропластков и их расположении в пласте. Имея откалиброванную шкалу амплитуд, мы можем определять среднее содержание пропластков разной литологии в исследуемом пласте. Такая информация весьма полезна при геологическом анализе — она существенно дополняет оценки эффективной мощности коллекторов, обычно выполняемые геологами на основе представлений о генезисе исследуемого пласта. Однако оценить точное число, взаимное расположение и расстояние

между пропластками, не являющимися коллекторами, в таком слоистом коллекторе трудно.

РИС.12. Сейсмическая модель песчаного коллектора с несколькими глинистыми пропластками. Расчитана для импульса с полосой частот 10-40 Гц. Параметры, характеризующие контакты коллекторов с покрышками Форма сейсмического сигнала, отраженного от пласта, в значительной мере определяется характеристиками его кровли и подошвы. Геологическими особенностями пласта определяются его акустическая контрастность относительно вмещающих пород, четкость кровли и подошвы и природа боковых границ пласта. Контрастность акустических свойств. Геологические характеристики породы, рассмотренные выше (литологический состав, пористость и др.), оказывают существенное влияние на абсолютное значение ее акустической жесткости. Абсолютные значения плотности или скорости можно определить по данным каротажа скважин. Однако с помощью сейсморазведки измеряется не абсолютная, а относительная величина акустической жесткости (fiV) породы. Возвращаясь к рис. 6, на котором показаны графики акустической жесткости, мы видим, что породы разного литологического состава могут иметь одинаковую акустическую жесткость (т. е. быть неконтрастными акустически), несмотря на существенно различающиеся значения плотности и скорости. Это положение иллюстрируется рис. 13, где различные породы, типичные для карбонатных разрезов (глины, пористый известняк, плотный известняк, пористый доломит, ангидрит и каменная соль), рассматриваются в условиях вмещающей толщи, представленной известковистыми глинами. Отражение волн от всех этих пород получается разным. Отраженные сигналы от двух разновидностей пористых карбонатных пород, которые обычно являются основным объектом поисковых работ, оказались самыми слабыми. Самые сильные отражения получены от

контактов между непроницаемыми породами, не являющимися коллекторами, и вмещающими известковистыми глинами. Выраженность кровли и подошвы. Переход от одной породы к другой по вертикали может быть резким или, что чаще встречается в действительности, более или менее постепенным (градиентным). Зоны перехода имеют разную мощность (от нескольких десятков сантиметров до первых десятков метров) и могут наблюдаться как в кровле, так и в подошве пласта. Как такие «переходные» границы влияют на характер сейсмического отражения? Рис. 14 иллюстрирует влияние переходной границы на отраженный сигнал в случае акустически мощных пластов. На приведенных примерах по мере увеличения мощности подошвенной переходной зоны наблюдается уменьшение амплитуды сигнала и потери высоких частот. Визуально «перевернув» эту модель, нетрудно представить себе аналогичный эффект от наличия переходной зоны в кровле пласта. В случае акустически тонких пластов (рис. 15) также наблюдается уменьшение амплитуды сигнала при увеличении мощности переходной зоны. Здесь опять изучение амплитуд позволяет получить только осред-

Иэвестковистые (бассейновые) глины. V^ 5S20 м/с , JO =2,80 г/см 3

РИС. 13. Изменение отраженного сигнала в зависимости от различной акустической жесткости на контакте пород.

РИС. 14. Сейсмический сигнал от мощной переходной зоны в подошве пласта (импульс с полосой частот 10—40 Гц). ненную информацию — об общей мощности коллектора; положение переходной зоны (принадлежность ее к кровле или подошве) при этом определить невозможно. Амплитуда уменьшается с увеличением мощности переходной зоны, свидетельствуя об уменьшении «чистого» коллектора. Природа боковых границ. Латеральный переход от пласта-коллектора к непроницаемой породе может быть различным: 1) резкий переход (например, в случае палеорусла реки или рифа); 2) постепенный переход за счет взаимного вклинивания двух разных пород с образованием зоны чередования пород с разными свойствами, как это наблюдается при фа-циальных замещениях (см. левую часть модели на рис. 16), или 3) постепенный переход от одной породы к другой за счет медленного изменения литологического состава пласта, как это показано в правой части рис. 16. С резкими границами обычно связано прекращение прослеживаемо-сти отражений (осей синфазности); на них могут возникать дифрагиро-ванные волны. Если мощность пласта меньше резонансной (как на рис. 16), тип переходной границы по характеру сейсмического сигнала установить не удается. Как и в предыдущих примерах, по величине амплитуды можно

РИС. 15. Сейсмический сигнал от маломощных переходных зон с разным характером контакта (импульс с полосой частот от 10-40 Гц).

РИС. 16. Сейсмические сигналы при латеральных переходах разного типа. Расстояние между трассами 75 м, полоса частот импульса 10—40 Гц. судить о среднем литологическом составе исследуемого интервала, а детальное расчленение на литологические разности невозможно. И взаимное вклинивание, и плавное изменение литологического состава отображаются на сейсмическом разрезе одинаково — им соответствует постепенное уменьшение амплитуды сигнала при латеральном переходе от типичного коллектора к типичной покрышке.

Характеристики смежных стратиграфических элементов Характер отражений от одиночного пласта (коллектора) зависит также от расстояния до других акустических поверхностей и их расположения над изучаемым пластом и под ним. Сейсмический сигнал представляет собой интерференционную картину, образуемую всеми отражениями от поверхностей, находящихся на расстоянии одной длины волны над исследуемым пластом и под ним. В случае когда пласт-коллектор заключен в однородную мощную толщу, сигнал от него является результатом интерференции только двух отражений — одного от кровли, "другого от подошвы этого пласта. На рис. 2 показана такая интерференционная картина, позволяющая определить мощность этого коллектора. Если выше и ниже пласта-коллектора (на расстоянии около одной длины волны) имеются акустические поверхности раздела, то отражения от каждой из этих поверхностей «вносят свой вклад» в сигнал от рассматриваемого пласта. Если упомянутые поверхности не изменяют своего взаимного расположения и своих свойств в латеральных направлениях, то по сейсмическим данным можно выявить литологические изменения в пределах

исследуемого пласта. Но если близлежащие акустические поверхности претерпевают изменения (рис. 17), эти изменения вызовут вариации характера наблюдаемого сигнала и по ним будет очень трудно установить изменения, которые возможны в исследуемом пласте, т. е. отличить их от изменений, происходящих за счет непостоянства соседних пластов (рис. 18). На рис. 19 (в его верхней части) показан схематический разрез регрессивного берегового комплекса в формации Белли-Ривер мелового возраста из бассейна провинции Альберта (Канада). На разрезе видны три выклинивающихся пласта барьерных песчаников, мощность каждого из которых составляет от 8 до 11 м. В направлении погружения бассейна эти песчаные бары переходят в морские глины и алевриты (незаштрихованная зона). В направлении суши бары замещаются неморскими и солоноватыми глинами и алевритами (диагонально заштрихованная зона), в которых встречаются отдельные маломощные линзы

РИС.17. Модель пласта, близ которого расположены другие акустические поверхности разделов.

РИС. 19. Сейсмическая модель выклинивания береговых барьерных песчаников формации Белли-Ривер бассейна Альберта (Канада). Расстояние между трассами 90 м. Импульс Рикера частоты 25 Гц.

песчаника. Хотя все три пласта-коллектора имеют одинаковую мощность и пористость и ограничены аналогичными поверхностями раздела, из анализа сейсмической модели следует, что им соответствуют разные сейсмические изображения. Каждому барьерному песчанику отвечает положительное отражение (рис. 19), но все три отражения отличаются друг от друга по форме сигналов и их амплитуде, что объясняется влиянием интерференции с сигналами от соседних акустических границ. На этом примере хорошо видно, что общая стратиграфическая обстановка — наличие близко расположенных акустических границ раздела и их пространственный рельеф — имеет очень большое значение и ее необходимо учитывать при анализе характера отражения, соответствующего изучаемому пласту-коллектору. СЕЙСМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ЛОВУШЕК Рассмотрим несколько примеров сейсмических моделей, построенных для терригенных и карбонатных разрезов с известным строением и известными акустическими свойствами пород. На них видны сейсмические изображения нескольких типов наиболее распространенных ловушек, с которыми связаны многие месторождения нефти и газа. Геометрическая форма и свойства пород при изучении аналогичных объектов в других районах могут значительно отличаться от рассматриваемых здесь в зависимости от глубины залегания, возраста, расположения в пределах бассейна и фактической мощности; поэтому приводимые примеры не следует считать единственно возможными сейсмическими изображениями моделируемых ловушек соответствующего типа. Эти примеры преследуют цель показать: 1) стратиграфическую значимость «незначительных» изменений формы отраженной волны и 2) важность калибровки параметров сигнала на основе данных бурения и промысловой геофизики. Определение флюидных контактов в ловушках, приуроченных к поверхностям несогласия Пример: юрские отложения, месторождение Брент, Северное море. Общие сведения. Месторождение Брент расположено в самой северной части сектора Северного моря, принадлежащего Великобритании, вблизи его границы с сектором, принадлежащим Норвегии. Месторождение приурочено к северной части грабена Викинг — крупной, вытянутой в меридиональном направлении структуры в акватории, разделяющей Шотландию и Норвегию. Геологическая характеристика. Месторождение связано со сложной ловушкой структурно-стратиграфически экранированного типа, сформировавшейся на наклоненном на запад, частично эродированном тектоническом блоке, включающем два юрских пласта-коллектора, которые

РИС. 21. Сейсмическая модель месторождения Брент. Временной разрез встроен для нуль-фазового импульса Баттеруорта с полосой частот 10—40 Гц юмехи добавлены). перекрыты с угловым несогласием глинами мелового возраста, запечатывающими коллекторы (рис. 20). Два пласта-коллектора — песчаники Брент и Статфьорд — характеризуются пористостью в пределах 7—37% и проницаемостью от 5,5 до 8 Д. Среднеюрский песчаный коллектор Брент был обнаружен раньше песчаника Статфьорд — в 1971 г. Он имеет мощность около 255 м с этажом насыщенности углеводородами высотой 213 м. В нижнеюрском песчанике Статфьорд, продуктивность которого установлена в 1973 г., этаж насыщенности углеводородами составляет 182 м, пористость в среднем равна 23 %. Ожидается, что суммарные запасы этих двух залежей превысят 160 млн. т нефти и 90 млрд. м3 газа. Геологическое строение и физические свойства пород этого месторождения показаны на рис. 20 на разрезе в направлении падения пластов. Сейсмическое изображение. На рис. 21 показан временной сейсмический разрез, полученный для данной модели с помощью волновой теории при исходном нуль-фазовом импульсе Баттеруорта с частотной полосой 10-40 Гц. На этой сейсмической модели хорошо видны газонефтяной и водонефтяной контакты в пределах песчаника Брент. Однако на реальных сейсмических разрезах они видны плохо из-за нерезкого характера контактов между флюидами. Следует отметить четкие вариации характера отраженного сигнала, соответствующего кровле песчаника Брент. Сильный положительный пик вначале ослабляется, а затем становится отрицательным (перемена полярности); эти вариации коррелируются с положением контактов флюидов в залежи. Изменение характера отраженного сигнала в направлении восстания пластов обусловлено изменением в этом направлении коэффициента отражения

от кровли песчаника Брент, что связано с изменением состава пластовых флюидов — переходом от воды к нефти и далее к газу. Выделение контактов флюидов в песчанике Статфьорд представляет более трудную задачу. Имеющий высокую акустическую жесткость вышележащий известняк Бресси оказывает определяющее влияние на волновую картину, «маскируя» отражение от кровли песчаника. Если проследить вверх по восстанию отрицательный экстремум, следующий непосредственно за положительным, соответствующим известняку Бресси, то видно, что его амплитуда возрастает на двух участках. В кровле газоносного песчаника (под нижнемеловым мергелем) наблюдается серия отражений, которые легко спутать с дифрагированными волнами. Здесь присутствуют также и настоящие дифрагированные волны, генерируемые поверхностью несогласия и осложняющие картину еще больше. Газонефтяному контакту соответствует ось синфазности положительных экстремумов, имеющая наклон в восточном направлении. Она коррелируется с более высоко расположенным участком возрастания амплитуд отрицательных экстремумов. Водонефтяной контакт не виден из-за дифракции; тем не менее можно различить признаки наличия этого контакта (по аналогии с песчаником Брент) в зоне, где отрицательные амплитуды отражения, выделяемого ниже границы между из вестняком Бресси и песчаником Статфьорд, начинают возрастать. Сложность интерпретации сейсмического изображения этой залежи можно считать причиной того, что она была открыта последней на площади Брент. Стратиграфические ловушки в дельтовых отложениях Пример: формация Мадди, бассейн Паудер-Ривер, шт. Вайоминг (США). Общие сведения. Бассейн Паудер-Ривер является одним из ларамий-ских бассейнов; он расположен между горами Биг-Хорн и Блэк-Хилс в северовосточной части шт. Вайоминг. Северо-восточный склон этого бассейна, представляющий собой пологую моноклиналь, погружающуюся под углом 1° в западном направлении к осевой части бассейна, был ареной интенсивных поисковых работ с целью обнаружения стратиграфических ловушек с середины 1960-х годов. Геологическая характеристика. Формация Мадди представляет собой отложения дельтовой системы, наступавшей в западном направлении и заполнявшей меловой морской палеобассейн в течение раннеме-лового времени. В этой формации встречаются коллекторы, связанные с геологическими телами двух типов: 1) серия береговых баров, простирающаяся в направлении СВ — ЮЗ, и 2) серия дельтовых рукавов, ориентированных в западном направлении [4]. Эти осадочные серии образуют пояса и извилистые полосы, что способствовало формированию стратиграфических ловушек на моноклинальном склоне этого па-леобассейна (рис. 22). Мощность большинства из этих пластов-коллекторов меньше 15 м, так что с акустической точки зрения они относятся к категории тонких пластов. Типичными примерами месторождений, связанных со стратиграфическими ловушками такого типа в этом районе, могут служить месторождения Белл-Крик и Реклюз. На месторождении Белл-Крик продуктивным является песчаник береговых баров мощностью 9 м в нижней части формации Мадди. Он подстилается

морскими глинами и перекрыт неморскими алевритами, глинами и каменными углями верхней части формации Мадди. В латеральном направлении вверх по восстанию главный продуктивный песчаник выклинивается, замещаясь лагунными глинами и алевритами (рис. 23). На месторождении Реклюз добыча ведется из песчаника, связанного е палеоруслом дельтового рукава, приуроченным к нижней части формации Мадди. Песчаник-коллектор развит только в нижней части русла палеопротока и резко обрывается у берега этого палеорусла (рис. 24). Покрышкой служат породы верхней части формации Мадди, имеющие тот же литологический состав, что и на месторождении Белл-Крик. Сейсмическое изображение. Акустическая модель, рассчитанная для этих двух стратиграфических ловушек с использованием импульса Рике-

РИС. 22. Распространение песчаников в формации Мадди, северная часть бассейна Паудер-Ривер, шт. Вайоминг (США) [4]. Основные коллекторские фации: 1 — дельтовые рукава; 2 — береговые бары. ра частоты 25 Гц, показана на рис. 25. В верхней части показан разрез, а в нижней — его сейсмическое изображение и результаты количественного анализа латеральных вариаций следующих параметров: 1) амплитуды сейсмического сигнала и 2) длительности полупериода отраженных сигналов в пределах продуктивных песчаников. В зонах ловушек наблюдается возрастание амплитуд, связанное с наличием песчаного коллектора в нижней части разреза формации Мадди и его отсутствием в этих отложениях на соседних с ловушками участках. Однако следует отметить, что на величину амплитуды сигнала больше влияет мощность формации Мадди, чем наличие или отсутствие в ней песчаника. Тем не менее мощность формации Мадди обычно больше там, где в ее разрезе есть коллектор, что объясняется влиянием дифференциального постседиментационного уплотнения. Это явление более заметно в случае неравномерного заполнения русел. Во многих осадочных русловых системах наблюдается глинистое заполнение части русла, в результате чего хороший коллектор не будет развит по всему сечению палеорусла. Схема такого замещения коллектора приведена в верхней части рис. 26. Этот разрез расположен ниже по падению пластов от разреза,

показанного на рис. 25, поэтому использованы более высокие для соответствующих пластов значения пластовых скоростей. На рис. 27 показано, какова была бы сейсмическая модель в случае, если бы русло было целиком Заполнено песчаным коллектором, как это

РИС. 23. Разрез месторождения Белл-Крик, бассейн Паудер-Ривер, шт. Монтана (США), — песчаник берегового бара в формации Мадди.

РИС. 24. Разрез месторождения Реклюз, бассейн Паудер-Ривер, шт. Вайоминг (США), — русловый песчаник в формации Мадди. наблюдается на модели месторождения Реклюз. Здесь опять на сейсмические сигналы большее влияние оказывает полная мощность формации Мадди, чем наличие песчаника-коллектора. Небольшие вариации амплитуды и длины полупериода связаны с влиянием палеогеоморфологи-ческого элемента — берега палеорусла, а не конца пласта-коллектора, т. е. границы ловушки. Поиск систем очень тонких продуктивных пластов Пример: формация Кардиум, бессейн Альберта (Канада). Общие сведения. Бассейн Альберта - крупная асимметричная текто-Е| ническая впадина ларамийского времени. Плавно погружающийся во-| сточный склон этого бассейна представляет собой обширную область |; развития стратиграфических ловушек. В меловое время большая часть | песчаного материала, сносившегося с орогена, располагавшегося на за-| паде, транспортировалась на восток через весь этот бассейн и отлага-| лась в виде пластов, выклинивающихся в восточном направлении (в на-i стоящее время по восстанию пластов) с замещением морскими глинами. Геологическая характеристика. История открытия стратиграфически

РИС. 25. Сейсмическая модель стратиграфических ловушек, а — стратиграфические ловушки в бассейне Паудер-Ривер, шт. Монтана и Вайоминг; б—сейсмические сигналы, полученные с импульсом Рикера частоты 25 Гц.

РИС. 26. Сейсмическая модель руслового песчаника с глинистым заполнением у одного из берегов потока; формация Мадди, шт. Вайоминг. Расстояние между трассами 45 м. Использован импульс Рикера 25 Гц.

13

27

«

46

РИС. 27. Сейсмическая модель руслового песчаника; формация Мадди, шт. Вайоминг. Расстояние между трассами 45 м. Использован импульс Рикера 25 Гц. экранированных залежей в верхнемеловой формации Кардиум в бассейне Альберта представляет собой пример успешного поиска неантиклинальных ловушек. Формация Кардиум включает множество отдельных морских песчанисто-конгломератовых пластов-коллекторов, мощность которых варьирует от 1 до 21 м. На одном из крупнейших нефтяных месторождений Канады — месторождении Пембина — добыча ведется из отложений одной такой морской палеоотмели, развитой на обширной территории и имеющей повышенную мощность. Последующим бурением здесь было обнаружено еще несколько залежей, приуроченных к стратиграфическим ловушкам, связанным с отмелями меньших размеров. В настоящее время большинство относительно мощных пластов разбурено и ведется поиск маломощных пластов морских конгломератов, вмещенных в более мощные песчаные пласты. Эти тонкие (мощностью до 3 м) конгломераты обычно окаймляются «плотными» алевритами, переходящими далее по латерали в морские глины (см. разрез в верхней части рис. 28). Сейсмическое изображение. Сейсмические сигналы, рассчитанные SfcC использованием импульса Рикера частоты 25 Гц, показаны в нижней части рис. 28. Коллектору-конгломерату соответствует четко выраженный положительный пик. Переход коллектора в алевритовую оторочку сопровождается уменьшением полной амплитуды сигнала, измеряемой между положительным и отрицательным экстремумами; величина полупериода сигнала при переходе от конгломерата к «непроницаемым» алевритам не изменяется. Границу ловушки, приуроченную к контакту пористого конгломерата с плотным алевритом, по сейсмическим данным провести трудно.

Уменьшение амплитуды положительного экстремума отражения от конгломерата формации Кардиум вверх по восстанию пластов (вправо) можно считать результатом следующих явлений: 1) уменьшения мощности этого конгломерата (такое выклинивание, как было показано выше, сопровождается уменьшением амплитуд) или 2) влияния насыщения порового пространства конгломерата-коллектора газом (наличие газа вызывает уменьшение акустической жесткости породы). Если одна из этих двух версий окажется верной, то скважина, заложенная в точке, для которой получена трасса 27, вскроет тонкий продуктивный пласт (содержащий газ). Если же ситуация в недрах окажется такой, как изображенная на геологической модели, то такая скважина вскроет лишь «плотный» алеврит, а залежь в пористом конгломерате окажется пропущенной, так как располагается ниже по падению пластов. Таким образом, слабые изменения формы сигнала являются информативными признаками изменения литолого-стратиграфической характеристики, но их истолкование может быть неоднозначным. На примере анализа формации Кардиум видно, что знание геологического строения помогает оценить степень риска, связанного с такой неоднозначной интерпретацией.

Ловушки, приуроченные к окраине карбонатного шельфа Пример: пермские формации Або и Сан-Андрее, бассейн Делавэр, шт. НьюМексико (США). Общие сведения. На северном склоне бассейна Делавэр, расположенного в юговосточной части шт. Нью-Мексико, выделяют протяженную полосу развития пористых краевых рифов, разделяющую морские глубоководные отложения, развитые на юге, от шельфовых платформенных отложений на севере. Здесь выделяют также коллекторы, связанные с доломитизацией известняков, выровненных приливно-отливными течениями и развитых вверх по восстанию от кромки шельфа. Коллекторы обоих этих типов являются объектом поисковых работ.

Геологическая характеристика. Часть этих приуроченных к шельфо-вой окраине рифов, например риф Або, с которым связано месторождение Эмпайр, имеет небольшую ширину (от 0,8 до 3,2 км). Линзообраз-ное рифовое тело Або, максимальная мощность которого достигает

РИС. 29. Акустический разрез через толщу формации Або, приуроченную к окраине карбонатного палеошельфа; бассейн Делавэр, шт. Нью-Мексико (США).

180м в направлении палеосуши переходит в цикличные шельфовые карбонаты (плотные) и глины, а в направлении глубоководного бассейна — в морские глины (рис. 29). Риф перекрыт бассейновыми морскими глинами (формация Бон-Спринг) и непроницаемыми шельфовыми породами. Переход от пород одной литологической разновидности к другой на шельфовой окраине имеет резкий характер. Сейсмическое изображение. Кровле коллектора соответствует выраженный положительный пик отраженной волны (рис. 30), по которому в изучаемом разрезе трассируется геометрическая форма верхней кромки рифа. Однако края рифа, как со стороны бассейна, так и со стороны палеосуши, по этому отражению четко не выделяются. С краем, ориентированным в сторону палеосуши, связано изменение характера отраженных сигналов (резкое возрастание амплитуд), которое можно интерпретировать, если прокалибровать шкалу амплитуд; возможно, оно связано с фокусированием отраженных волн за счет кривизны этой кромки рифа. С геологической точки зрения риф — это четко выраженное в толще пород тело, и может показаться странным, что его края невозможно легко и точно установить по сейсмическим данным. Однако если принять во внимание различие акустических жесткостей рифового тела и замещающих его по латерали пород, то недостаточная четкость боковых границ рифа становится понятной (акустические характеристики пород см. на рис. 29). Геологическая характеристика. Серия прибрежных шельфовых отложений Сан-Андрее, накопленная в целом в регрессивной обстановке, | включает три сглаженные приливами доломитизированные карбо- натные пачки, образующие слабо выраженную схему регрессивного прилегания (рис. 31). В отличие от рифового коллектора шельфовой кромки Або эти пластыколлекторы имеют меньшую мощность (от 9 до 15 м) и постепенно переходят по латерали в непроницаемые разности. В направлении палеобассейна они переходят в пористые мелководные морские доломиты, а в направлении палеосуши — в непористые ангидритовые доломиты за пределами прибрежной равнины. Оптимальные условия для поисков имеются в полосе шириной от 16 до 35 км, где наблюдается взаимное вклинивание пористых и плотных доломитов. Крупнейшей залежью, обнаруженной в этой полосе, является месторождение Слотер-Левелленд. Ловушка образована за счет замещения выровненных приливами пористых доломитов плотными континентальными фациями вверх по восстанию пластов по схеме взаимного вклинивания. Акустические свойства пород, образующих систему коллекторов и покрышек, указаны на разрезе в верхней части рис. 31. Самый верхний пласт в кровле серии, показанной на разрезе, представлен низкоскоростной морской глиной, перекрывшей формацию Сан-Андрее в результате региональной трансгрессии.

Сейсмическое изображение. Размытой трансгрессией кровле пород СанАндрее (контакту морских глин с эвапоритами-доломитами) соответствует четко выраженное отражение (положительный пик). Несмотря на наличие многочисленных поверхностей раздела между коллекторами и покрышками, в остальной части исследуемого разреза заметных отражений не наблюдается, так как акустические свойства этих пород отличаются незначительно. Выклинивание основных продуктивных пластов вверх по восстанию (вправо на модели) по сейсмическим данным определить не удается. Согласно схеме, на которой приведены значения акустических жесткостей пород (см. рис. 6), плотный ангидритовый доломит может характеризоваться такой же величиной акустической жесткости, что и пористый доломит, хотя значения как скорости, так и плотности у этих двух пород различны.

ВЫВОДЫ Рассмотрение приведенных примеров показало, что для сейсмического картирования отдельного пласта-коллектора определяющее значение имеют следующие два фактора: 1) его мощность и 2) разность значений акустической жесткости этого пласта и вмещающих пород (покрышек, • расположенных выше, ниже и сбоку от него).

„ На рис. 32 схематически изображена зависимость степени «видимости» пласта (на сейсморазрезах) от этих двух параметров. Если пласт имеет большую мощность или если его границы характеризуются боль-;; щими перепадами значений акустической жесткости, то он хорошо «ви-,;;ден» и его легко картировать. С уменьшением мощности или акустической контрастности пласта он перестает выделяться на сейсмических ||Дазрезах. Между зонами хорошей и нулевой видимости расположена

РИС. 32. Влияние мощности пласта и разности акустических жесткостей на его границах на качество сейсмического изображения. /—область четкой выраженности; //—зона слабой видимости, зависящей от исходного импульса, отношения сигнал/помеха и др.; ///—пласт на сейсморазрезах не виден. область слабой видимости, в пределах которой возможность картирования пласта определяется качеством данных сейсморазведки, например уровнем помех, возможностью определения точной формы импульса и степенью сохранности значений амплитуд. Сейсмическое моделирование превратилось в важное средство интерпретации сейсмических данных с целью выполнения стратиграфических построений. Моделирование позволяет решать следующие задачи: 1. Проверять возможность картирования различных геологических объектов и их сочетаний. Устанавливать вид сейсмического изображения ловушек того типа, которые являются предметом поиска. 2. Исследовать влияние вариаций геологического строения поискового объекта на его сейсмическое изображение. В геологической практике встречаются самые разнообразные пласты-коллекторы, параметры которых, в том числе и такие важные с экономической точки зрения, как мощность и пористость, варьируют в широких пределах. Сейсмическое моделирование позволяет установить, какие вариации сейсмического изображения связаны с представляющими для нас интерес изменениями параметров поискового объекта. 3. Оценивать значимость амплитудных аномалий, наблюдаемых на разрезах, не прошедших обработку с целью количественного анализа амплитуд. Подобные

аномалии не могут быть проинтерпретированы однозначно, и моделирование помогает оценить большую или меньшую достоверность того или иного варианта геологической интерпретации. Моделирование полезно при поисковых работах как в хорошо изученных, так и в почти не исследованных ранее районах. Слабые вариации амплитуды и формы сигналов могут прямо коррелироваться с вариациями таких геологических характеристик пород, как их литоло-гический состав, мощность и содержание флюидов, или объясняться наличием близко расположенных акустических поверхностей раздела и вариациями их взаимного расположения. При известной форме импульса падающей волны можно выполнить калибровку сейсмических параметров с целью количественной интерпретации тонких пластов. Надежность такой интерпретации целиком определяется точностью калибровки, выполняемой по данным каротажа и анализа керна и образцов пород, отобранных на обнажениях, а также качеством сейсмических записей. Литература 1. Bowen J. M. The Brent oil field. In: A. W. Woodland, ed. Petroleum and the continental shelf of north west Europe. New York, Wiley and Sons, 353-361, 1975. 2. Dedman E. V., Lindsey J. P., Schramm M. W. Stratigraphic modeling: a step beyond brigth spot. World Oil (May), 180, No. 6, 61-65, 1975. 3. Domenico S. N. Effect of water saturation on seismic reflectivity of sand reservoirs encased in shale. Geophysics, 39, No. 6, 759—769, 1974. 4. Gaither A., Meckel L. D., Jr. The Muddy Formation of northern Powder River basin-a Stratigraphic paradox (abs.). AAPG Bull. 56, 618-619, 1972. 5. Gardner G. H. F., Gardner L. W., Gregory A. R. Formation velocity and density — the diagnostic basics for Stratigraphic traps. Geophysics, 39, No. 6, 770-780, 1974. 6. Gassman F. Elastic waves through a packing of spheres. Geophysics, 15, 673685, 1951. 7. Geophysical Society of Houston. A symposium: Lithology and direct deterction of hydrocarbons using geophysical methods. Houston, 1973. 8. Harms J. C., Tackenberg P. Seismic signatures of sedimentation models. Geophysics, 37, No. 1, 45-58, 1972. 9. HUterman F. Three-dimensional seismic modeling. Geophysics, 35, No. 6, 1020-1037, 1970. 10. HUterman F. J. Interpretative lessons from three-dimensional modeling. Pre-[ print, SEG Convention, Houston, 1976. 11. King R. E., ed. Stratigraphic oil and gas fields — classification, exploration '•'; methods, and case histories. Soc. Exploration Geophysicists Spec. Pub. 10; 12. Lindsey J. P., Schramm M. W., Nemeth L. K. New seismic technology can guide 1, field'development. World Oil (June), 182, No. 7, 59-63, 1976. i: 13. Meissner R., Meixner E. Deformation of seismic wavelets by thin layers and layered boundaries. Geophys. Prosp. (Netherlands), 17, No. 1, 1—27, 1969.

14. Nath А. К. Reflection amplitude, modeling can help locate Michigan reefs. Oil and Gas Joum. (March 17), 73, No. 11, 180-182, 1975. 15. Nath А. К., Meckel L. D., Jr. Seismic modeling for structural and stra-tigraphic interpretation. Preprint, SEG Convention, Houston, 1976. 16. Nath A. K., Patch J. R. Full utilization of seismic resolution — the key to deterministic stratigraphic interpretation from marine data. Offshore Tech. Conf. Proc., Paper No. 2784, May 1977. 17. Neidell N. S. What are the limits in specifying seismic models? Oil and Gas Joum; (Feb. 17), 73, No. 7, 144-147, 1975. 18. Neidell N. S., Poggiagliolmi E. Stratigraphic modeling and interpretationgeophysical principles and techniques. 1977 (предыдущая статья настоящей книги). 19. Pegrum R. M., Rees G., Nay lor D. Geology of the north west European continental shelf. In: The North Sea: London, Graham Trotman Dudley, Ltd., 2, 1975. 20. Peterson R. A., Fillipone W. R., Coker F. B. The synthesis of seismograms from well log data. Geophysics, 20, No. 3, 516-538, 1955. 21. Ricker N. Wavelet contraction, wavelet expansion and the control of seismic resolution. Geophysics, 18, No. 4, 769-792, 1953. 22. Sangree J. В., Widmier J. M. Interpretation of depositional facies from seismic data. Continuing Education Symposium, Geophys. Soc. of Houston, 1974. 23. Seaton E. Brent field nears first oil delivery. Oil and Gas Joum. (Jan. 26), 74, No. 4, 125-129, 1976. 24. Schoenberger M. Resolution comparison of minimum-phase and zero-phase signals. Geophysics, 39, No. 6, 826-833, 1974. 25. Sheriff R. E. Inferring stratigraphy from seismic data. AAPG Bull., 60, No. 4, 528-542, 1976. 26. Todd Т., Simmons G. Effect of pore pressure on the velocity of compressional waves in low-porosity rocks. Joum. Geophys. Research, 77, No. 20, 3731—3743, 1972. 27. Trorey A. W. A simple theory for seismic diffractions. Geophysics, 35, No. 5, 762-784, 1970. 28. Vail P. R. et al. Interpretation of seismic sequences from reflection patterns. Preprint, 29th Annual Midwestern SEG, Dallas, 1976. 29. Widess M. B. How thin is a thin bed? Geophysics, 38, No. 6, 1176-1180, 1973. 30. Wuenschel P. С. Seismogram synthesis including multiples and transmission coefficients. Geophysics," 25, No. 1, 106-129, 1960. 31. Wyllie M. R. J., Gardner G. H. F., Gregory A. R. Principles underlying the interpretation of acoustic velocity logs. Preprint (paper 1639-G). Soc.Petroleum Engineers Formation Evaluation Symposium, Houston, Nov. 21—22, 1960.

Сейсмостратиграфическая модель окраины осадочной платформы: восточная часть бассейна Анадарко, шт. Оклахома (США)* У. Е. Галловей, М. С. Янси и А. П. Уиппл

Краткое содержание. Всесторонний анализ стратиграфии окраин кратонового бассейна позволил установить сложную генетическую взаимосвязь фаций шельфа, шельфовой окраины и прилегающей глубоководной впадины. Использование сейсмостратиграфического моделирования в значительной мере облегчило анализ пространственного рельефа отложений пенсильванской группы Хоксбар (миссурийского возраста) на платформенной окраине в восточной части бассейна Анадарко в шт. Оклахома (США). Сейсмическое моделирование предполагает выполнение четырех последовательных операций: 1) составление таблиц значений петрофизических параметров пород разного литологического состава, входящих в геологическую модель; 2) составление серии стратиграфических моделей геологического разреза по каждому сейсмическому профилю; 3) расчет синтетических сейсмограмм для каждой стратиграфической модели и 4) сравнение синтетических сейсмотрасс с соответствующими трассами полевых измерений. Результаты такого моделирования в комплексе с данными глубокого бурения позволяют восстановить историю развития Хоксбарской платформы и выделить две эпохи бокового наращивания отложений, в перерыве между которыми происходил вертикальный намыв осадочных толщ. ВВЕДЕНИЕ Комплексная интерпретация данных сейсморазведки и традиционных стратиграфических исследований приобретает все большее значение при поисково-разведочных работах. Яркие примеры использова-

ния сейсмических данных при региональном фациальном анализе приведены в ряде работ [4, 3, 5J. Цель данной статьи состоит в том, чтобы показать возможность выделения фаций посредством итеративного сейсмического моделирования. Эффективность использования данных сейсморазведки для уточнения стратиграфии достаточно хорошо изученных осадочных толщ непосредственно зависит от способности интерпретаторов установить соответствие характера сейсмических сигналов пластам пород определенного литологического состава. Сейсмическое моделирование представляет собой методический прием, позволяющий связать сейсмические сигналы и их латеральные изменения с соответствующими стратиграфическими фациями и фациальными границами. Поскольку простые сейсмические модели можно строить с помощью обычной программы, используемой для расчета синтетической сейсмограммы, сейсмическое моделирование в настоящее время может быть доступно широкому кругу поисковых организаций. В зависимости от конкретной геологической задачи можно применять методы как одно-, так и двумерного моделирования. В программах одномерного моделирования синтетическую сейсмограмму рассчитывают по вертикальному профилю с разбивкой его на интервалы глубины, характеризующиеся определенной скоростью (или акустической жесткостью). Такие программы считают программами одномерного моделирования, потому что они составлены исходя из допущения о прямолинейном вертикальном ходе лучей при пересечении всех отражающих поверхностей раздела (рис. 1,а). Все поверхности раздела считаются горизонтальными. Программы двумерного моделирования, которые составляют на основе нескольких теоретических подходов, позволяют воспроизводить эффект наклона пластов и кривизны поверхностей (рис. 1,6). Применение двумерного моделирования необходимо, когда предметом исследования является пространственная форма элементов геологического разреза. Программы одно- и двумерного моделирования позволяют получить лишь упрощенное представление об отражениях, приходящих из реальных геологических разрезов, но результаты моделирования обычно удовлетворительно согласуются с полевыми данными. Возможности практического применения сейсмического моделирования показаны на примере использования сейсмических данных при реконструкции и интерпретации строения окраины пенсильванского шельфа бассейна Анадарко в шт. Оклахома (США). При выполнении этой реконструкции, в частности, решались следующие вопросы: 1) корреляция фаций шельфа и глубоководной впадины через кромку шельфа и 2) оконтуривание основных песчаных и карбонатных фаций в трех измерениях с целью восстановления истории осадконакопления.

РИС. 1. Характеристики одномерной (а) и двумерной (б) сейсмических моделей, а — сейсмическая волна распространяется по геологическому разрезу и возвращается в место расположения источника (приемника) по одной и той же прямолинейной траектории сейсмического луча; при расчете отраженного сигнала учтены мощность, интервальная скорость и плотность различных слоев, б — траектория луча преломляется на наклонных поверхностях раздела; при моделировании учитываются мощность, скорость, плотность, латеральные изменения и геометрическая форма пластов, благодаря чему можно получить изображение в виде разреза на плоскости. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ОСНОВА И ОТПРАВНЫЕ ДАННЫЕ Исследуемая территория расположена в Канадском округе шт. Оклахома на восточном палеошельфе бассейна Анадарко, который был главной ареной осадконакопления в течение позднепенсильванского времени (рис. 2). В

течение этого времени через территорию, ныне занимающую центральную часть шт. Оклахома, несколько раз происходило наступление в западном направлении зон осадконакопления обломочного материала, в результате которого бассейн заполнился цикличными комплексами, представленными алевролитами, песчаниками и известняками. Региональная смена фаций наблюдается в пределах верхней части группы Хоксбар (миссурийской серии) вдоль узкой меридиональной полосы, которую можно проследить на протяжении не менее 40 км (см. рис. 2). Серия переслаивающихся шельфовых известняков, глин и линзо-видных прерывистых песчаников, развитая в западной части шельфовой платформы, в западном направлении резко переходит в широко развитый комплекс преимущественно песчанистых и алевритовых отложений (рис. 3). Хотя число скважин относительно велико, резкость фациальных переходов не позволяет уверенно коррелировать стратиграфические подразделения через зону фациальных замещений. Поэтому стратиграфические разбивки в районе шельфа не такие, какие приняты в районе глубоководной впадины. В разрезе шельфовых отложений при расчленении и корреляции разрезов обычно выделяют известняки Белл-Сити, Хаскелл и Тонкава, а в разрезе отложений впадины присутствуют следующие песчаники: Медрано, Нижний Уэйд и Верхний Уэйд (рис. 3). Район исследования полосы фациальных замещений покрыт не только сетью скважин, по которым имеются диаграммы обычных видов электрокаротажа, но и двенадцатью взаимно пересекающимися сейсмическими профилями, отработанными методом общей глубинной точки (ОГТ) (рис. 2). По некоторым из этих скважин имеются диаграммы акустического каротажа; для расчета синтетических сейсмограмм были отобраны две записи акустического каротажа, типичные для разрезов шельфа и глубоководной части бассейна. Хотя эти диаграммы АК записаны в скважинах, которые не расположены непосредственно ни на профиле, по которому составлен геологический разрез, ни на каком-либо ином из этих сейсмических профилей, полученные синтетические сейсмограммы хорошо коррелируются с полевыми сейсмическими записями. Известняк Тонкава является наилучшим репером, прослеживающимся по всей картируемой территории. Таким образом, конкретные сейсмические сигналы оказалось возможным связать с конкретными стратиграфическими подразделениями (рис. 3), а анализ геометрической формы отражающих поверхностей можно непосредственно использовать при анализе фациальных изменений. Как и следовало ожидать, фа-циальным изменениям соответствуют определенные геометрические формы, образуемые сейсмическими отражающими границами, что хо-

РИС. 2. Схематическая карта, на которой показана осевая линия зоны смены фаций в верхней части формации Хоксбар и расположение скважин и сейсмических профилей с индексами последних.

М О 1 М О 2

-3

МО-4

М О

РИС. 3. Широтный разрез с корреляцией по данным электрокаротажа (вверху) и соответствующий ему сейсмический разрез по профилю В (внизу), отражающие смену фаций в верхах группы Хоксбар. Положение разрезов см. на рис. 2. На корреляционной схеме (по данным каротажа) виден резкий переход от смешанного карбонатно-терригенного разреза шельфа к разрезу с более широким развитием терригенных пород. В зоне этого перехода соответствующие сейсмические отражения также претерпевают резкие латеральные изменения. Стрелками показаны участки, к которым на сейсморазрезе привязаны синтетические (модельные) сейсмотрассы (МО-1, МО-2 и т. д.) и которым соответствуют данные, показанные на геологической схеме вверху. (ВУ} — песчаник Верхний Уэйд; (НУ) — песчаник Нижний Уэйд; (М—песчаник Медрано, (Т) — известняк Тонкава; (X) — известняк Хаскелл; (БС—известняк БеллСити; (ДБС) — песчаник до-Белл-Сити.

рошо видно на полевых сейсмических материалах (рис. 3, профиль В). Клиновидный рисунок, образуемый отражениями на этом сейсмическом разрезе и на разрезах по другим профилям, пересекающим зону фа-циальных изменений, свидетельствует о том, что здесь развиты отложения наращивавшегося вбок края шельфа, или окраины осадочной платформы, что подтверждает первоначальные предположения о строении этой зоны. Для более точного картирования кромки шельфа использовались другие широтные сейсмические профили. СЕЙСМИЧЕСКОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ После проведения корреляции стратиграфических подразделений с определенными отраженными волнами на полевых сейсмотрассах сейсмические данные становятся источником важной дополнительной стратиграфической информации, которую, в зависимости от качества и частотной характеристики сейсмических данных, можно применить для оконтуривания и корреляции фациальных единиц. Средством, необходимым для использования этого дополнительного объема полезной информации, служит сейсмическое моделирование, простейшим видом которого является целенаправленная обработка кривых акустического каротажа и получаемых синтетических сейсмограмм. Одномерное моделирование Первым шагом при выполнении сейсмостратиграфического анализа в зоне кромки падеошельфа явилось построение нескольких одномерных моделей для трасс полевой записи (по профилю В). Это делалось для того, чтобы установить связи между пластами определенного литологического состава и соответствующими им сейсмическими сигналами. Моделируемый интервал включает породы, заключенные между известняком Тонкава вверху и непрерывной пачкой известковистых глин внизу, как это показано на широтном разрезе на рис. 3. Таким образом, все подразделения, претерпевающие фациальные изменения, Заключены между верхним и нижним отражающими горизонтами. Процесс моделирования включал в себя три основные операции. 1. На профиле В выбирались четыре сейсмотрассы, каждая из которых была представительной для определенной вертикальной стратиграфической последовательности: МО-1 - для впадины, МО-2 — для переходной зоны от впадины к шельфу, МО-3 - для кромки шельфа и МО-4 — для шельфа. Участки, на которых взяты эти трассы, показаны на рис. 3. Скважины С и Е были спроектированы на сейсмический профиль для получения информации о литологическом составе и мощности пластов для моделей 3 (МО-3) и 4 (МО-4) соответственно. Для модели Немощности пластов получили проекцией данных по скважине А на участок сейсмического профиля, расположенный несколько выше по вос

станию. Для модели 2 (МО-2) непосредственных скважинных данных по переходной зоне от впадины к шельфу не оказалось; комплексы пластов и их мощности в этой зоне оценивались согласно начальным представлениям о ее геологическом строении. Конечным результатом этого этапа явилась сводка о мощностях пластов и последовательности их залегания по вертикали на участках четырех упомянутых выше трасс, составленная в виде таблицы. 2. По данным всех диаграмм акустического каротажа, имевшихся в исследуемом районе, была составлена таблица пластовых скоростей для пород различного литологического состава. Пластовая скорость Т^ зависит от типа породы (ее матрицы) и пористости; в изучаемых разрезах оказалось, что значения пластовых скоростей для пород одного и того же литологического состава варьируют в малом диапазоне. Скорость для глин изменяется от 3600 до 3900 м/с, для песчаников — в среднем от 4270 до 4570 м/с, для известняков — от 5180 до 5790 м/с. Значительные различия пластовых скоростей от одной породы к другой обеспечивают оптимальные возможности для задания параметров пластов и относительно низкую «чувствительность» расчетного сейсмического сигнала к ошибкам при выборе значений скоростей. (Как показала проверка, вариации скорости в пределах первых двух сотен метров в секунду не оказывают существенного влияния на характер моделируемого сигнала.) Данные о скорости совместно с информацией о мощности позволили построить четыре ступенчатые кривые изменения скорости с глубиной, послужившие источником исходных данных для программы построения синтетических сейсмограмм. Фактически эти профили являются осредненными кривыми акустического каротажа. Модельные литологические колонки и ступенчатые скоростные профили, использованные при расчетах моделей, показаны на рис. 4; вертикальный масштаб был преобразован из глубинного во временной (двойное время пробега) в соответствии с программой моделирования, чтобы сделать возможным прямое сравнение литологической колонки и ступенчатого профиля скоростей с расчетной сейсмической трассой. 3. После обработки и частотной фильтрации для приведения спектра частот синтетических данных к частотному диапазону полевых данных (8—45 Гц) моделированную трассу сопоставляли с полевой трассой и выполняли итерации, изменяя по мере необходимости мощности пластов или скорости для достижения лучшего согласия. Сигналы на модельной трассе смещены по вертикали относительно пластов, которым они соответствуют, так как отражения возникают не в самих пластах, а на границах между ними. Рассмотрение результатов моделирования (рис. 4) позволяет сделать несколько важных выводов. Модель 1. Положительные пики соответствуют песчаникам Нижний Уэйд и Медрано, которые характеризуются высокой скоростью на фоне средне- и низкоскоростных аргиллитов. Ниже песчаника Нижний Уэйд также расположена мощная переходная зона, представленная песчани-

сто-известковистым аргиллитом и характеризующаяся промежуточными значениями скорости. Интенсивный положительный «псевдоэкстремум» генерируется за счет отражения от песчаника Верхний Уэйд и интерференции с «шлейфами» сигналов от пластов Тонкава и Нижний Уэйд. Этот пик еще резче выражен на наблюденной полевой трассе— видимо, конструктивное влияние на его формирование оказывают вну-трипластовые многократные отражения, не воспроизводимые программой синтетического моделирования. Модель 4. На этом примере, относящемся к шельфовому разрезу, также наблюдается хорошее соответствие между модельной и фактической трассами. Интенсивные положительные пики соответствуют известнякам Белл-Сити- и Хаскелл. Отражения от маломощного известняка и линз песчаника, залегающих непосредственно под пластом Тонкава, не видны из-за влияния двух сильных отражающих границ, расположенных выше и ниже. Тонкий карбонатный пласт в кровле нижнего песчаника обусловливает усиление сигнала от этого песчаника и частично компенсирует сглаживающее влияние его подошвы, представляющей собой зону перехода песчаника в подстилающие его низкоскоростные глины. Модель 3. Эта модель аналогична модели 4; разница лишь в том, что в известняке Белл-Сити здесь отсутствует глинистый пропласток, а в кровле нижнего песчаника отсутствует тонкий карбонатный пласт. Влияние подошвенной переходной зоны песчаника здесь сильнее, и резкий отрицательный экстремум ниже положительного пика в сигнале от этого песчаника отсутствует. Модель 2. На этом участке профиля наблюдаются быстрые изменения сигналов от трассы к трассе, так что выбор одной трассы для моделирования является в значительной мере произвольным. Тем не менее после нескольких итераций было установлено, что трасса, близкая к действительной, может быть получена, если модель будет четырехпластовая, а скорости в отдельных пластах (их стратиграфическая привязка показана на рисунке) будут средними по величине в пределах от 4270 до 4570 м/с. Прослеживая сигналы, соответствующие этим пластам, вдоль профиля, можно показать, что Первый положительный пик, выделяемый сразу под экстремумом, соответствующим пласту Тонкава, постепенно переходит в направлении впадины в «псевдоэкстремум» примерно на уровне пласта Верхний Уэйд; второй положительный пик в этом направлении переходит в отражение, соответствующее пласту Нижний Уэйд; третий «погружается» вниз по разрезу и переходит в отражение от пласта Медрано в модели 1, а самый нижний положительный пик с небольшим смещением вверх по разрезу в направлении шельфа переходит в отражение от нижнего песчаника в моделях 3 и 4. Таким образом, исходя из значений скоростей и результатов корреляции, можно предположить, что в зоне латерального фациального перехода разрез сложен пластами песчаников, известняков и аргиллитов. ; Комплексное рассмотрение полученных моделей, промысловоггеофи- ;

Сейсмостратиграфическая модель окраины осадочной платформы 745 зических материалов и конфигураций осей синфазности на сейсморазре-зе уже на этом этапе помогает найти приемлемое решение многих вопросов, связанных с зоной перехода от шельфа к склону бассейна. Тем не менее только построение двумерной модели позволит получить дополнительные сведения и оценить предельные возможности сейсмостратиграфии для изучения этой зоны.

Двумерное моделирование Целью двумерного моделирования является построение в плоскости сейсмического разреза геологического разреза такой же детальности, «объясняющего» распределение сейсмических сигналов по вертикали и горизонтали. Такая постановка задачи на первый взгляд характеризует ее как весьма трудно разрешимую, однако следует учесть, что опыт построения одномерных моделей в исследуемом районе позволяет получить необходимые представления о связи между различными вариациями сейсмических сигналов и элементами геологического строения. Например, из рассмотренных выше моделей следует, что мощность пластов известняка мало влияет на форму сигнала благодаря резко повышенной скорости в этих пластах по сравнению с окружающими породами. В то же время мощность пластов песчаника скорее всего влияет на отраженную волну, так как скорость в этих пластах имеет среднюю величину и форма соответствующих им сигналов отличается значительной изменчивостью на полевых записях (сравните отражения, соответствующие пластам Нижний Уэйд и Белл-Сити на рис. 3). Влияние вариаций мощности песчаного пласта на сейсмический сигнал исследовалось с помощью следующего сейсмостратиграфического метода. Кривая акустического каротажа, записанная в одной из скважин, вскрывших разрез в зоне впадины, была оцифрована и сопоставлялась с несколькими синтетическими сейсмограммами, рассчитанными для ряда моделей разреза, отличающихся друг от друга мощностью

пласта, характеризующегося промежуточным значением скорости и залегающего на глубинах песчаников Нижний Уэйд и Медрано. Результаты приведены на рис. 5. Анализ синтетических сейсмограмм показывает, что в диапазоне мощностей от 0 до 30 м увеличение мощности песчаника Нижний Уэйд приводит к увеличению амплитуды положительного экстремума соответствующего ему сигнала. В пределах этого диапазона мощностей, близкого к фактическому диапазону изменения мощности данного песчаника, вариации сейсмического сигнала должны отображать вариации геометрической формы пласта Уэйд. В случае же песчаника Медрано амплитуда положительного пика достигает максимального значения уже при мощности, равной 15 м, и существенно не изменяется при дальнейшем увеличении мощности этого высокоскоростного пласта. Эти результаты моделирования подтверждаются четко выраженной непрерывностью и выдержанностью значений амплитуд отражений от пласта Медрано на фактическом разрезе ОГТ. Приняв сейсмический разрез в качестве основы и комплексируя результаты одномерного моделирования с данными каротажа скважин, построили геологический разрез, показанный на рис. 6, а. Как и все разрезы, строящиеся по данным интерпретации сейсморазрезов, он схематичен. Кроме того, при его составлении не использовались некоторые общепринятые в геологии условные обозначения, например зигзагообразные линии для изображения зон перехода одних пород в другие посредством взаимного вклинивания, потому что такой разрез должен быть удобен для цифрового кодирования геометрических форм, образуемых границами пластов, с целью ввода этой информации в ЭВМ. Элементы детального строения (например, переслаивания пластов мощностью порядка метра и меньше) не могут быть разрешены с помощью сейсмических волн, имеющих рабочий диапазон частот, типичный для полевых наблюдений (в нашем примере 8—45 Гц); для мощных переходных зон на ступенчатых профилях скорости задают самостоятельное ее значение. Мощный клин осадочных пород, подстилающих песчаник Нижний Уэйд, является ярким примером такой переходной зоны (4200 м/с). Интересно, что неоднородный комплекс песков, алевритов и глин также может характеризоваться более высокой скоростью, чем вышележащий пористый песчаник; этот случай наблюдается в интервале нижнего песчаника, скорость в котором составляет 4140 м/с, а в подстилающих его породах переходной зоны — 4500 м/с. Результаты расчетов, выполненных для геологической модели разреза, показаны на двух синтетических разрезах в нижней части рис. 6, в, г. Модели иллюстрируют распределение, полярность и акустическую контрастность отражающих границ во временном вертикальном масштабе. С помощью фильтрации при соответствующей полосе частот получают модельный сейсмический разрез г, который должен хорошо совпадать с фактическим, построенным по данным полевых наблюдений б, если геологическая модель, послужившая источником исходных данных для расчетов, составлена правильно. Сопоставление окончательной сейсмической модели с фактическим сейсморазрезом хорошо иллюстрирует возможности современных методов моделирования для воспроизведения деталей геологического строения на сейсмических разрезах (рис. 6). 1. Четко выраженное непрерывное отражение от пласта Тонкава прослеживается по положительному пику отраженной волны вдоль всего разреза и служит опорным горизонтом (уровнем приведения) для картирования нижних отражений. 2. Интенсивные максимумы, генерируемые в зоне шельфа известняком Хаскелл, образуют ось синфазности, непрерывно прослеживающуюся и на кромке шельфа, и дальше в зоне впадины. Но к западу от кромки шельфа эти пики обусловлены совместным влиянием повторного максимума предшествующего отражения и многократных отражений внутри слоя и не относятся к какой-либо конкретной акустической границе. На модельном разрезе это «псевдоотражение» » точно воспроизводится.

РИС. 5. Влияние увеличения мощности песчаника на сейсмический сигнал. Модельные сейсмотрассы рассчитывались посредством «вставки» в оцифрованную кривую акустического каротажа интервала, характеризующегося определенной скоростью, на глубине залегания песчаников Нижний Уэйд и Медрано. а—пласт Нижний Уэйд переменной мощности; б — пласт Медрано переменной мощности.

3. Интенсивные максимумы в зоне шельфа генерируются известняком БеллСити. 4. Положительные пики разной амплитуды соответствуют песчанику Нижний Уэйд, который выклинивается вверх по восстанию с налега-нием на известняк Белл-Сити. Это отражение затухает в зоне выклини-вания; ниже расположен мощный интервал, лишенный интенсивных отражений. 5. Интенсивные максимумы образуют непрерывную ось синфазно-сти, соответствующую песчанику Медрано. Это отражение прослеживается с выклиниванием вверх по склону, а далее через промежуточную зону низкоамплитудных сигналов переходит в отражение, соответствующее пласту Белл-Сити. 6. Ось синфазности максимумов отраженной волны в зоне шельфа, наклоненная в сторону его кромки и затухающая у этой кромки, ниже которой расположен интервал, лишенный интенсивных отражений, соответствует нижнему песчанику, отложенному в обстановке бокового наращивания. Результаты анализа сейсмической модели свидетельствуют о том, что геологическая модель выбрана правильно; проблема корреляции решена, распределение литофаций в зоне кромки шельфа установлено. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ИНТЕРПРЕТАЦИЯ Конечной целью моделирования является комплексный анализ данных сейсморазведки и геологической информации для проверки и уточнения первоначальных представлений о геологическом строении и картирования распространения литофаций в трехмерном пространстве. Данные о геометрической форме литофациальных тел, их составе и взаимном расположении в осадочной толще бассейна являются также основой для стратиграфического анализа с генетических позиций. Из корреляционной схемы следует, что нижняя цесчано-глинистая серия, накопленная в обстановке бокового наращивания отложений, а также известняк Белл-Сити, песчаник Медрано и песчаник Нижний Уэйд образуют окраину палеошельфа. Анализ соотношений между этими подразделениями в трех измерениях позволяет предположить, что формирование окраины шельфа (рис. 7) включало три основных этапа осадконакопления. Если придерживаться терминологии, использованной в работе [1J, то этапам I и III соответствуют эпохи, в течение которых

РИС. 6. а—модель геологического разреза с указанием скоростей; б — соответствующая часть фактического «полевого» сейсмического разреза; в — графическое изображение геологического разреза в коэффициентах отражения (вертикальный масштаб дан в единицах времени); г — полученный на ЭВМ синтетический сейсмический разрез, эквивалентный геологической модели. Все основные отражения, прослеживающиеся на полевом разрезе, воспроизведены на синтетическом разрезе. Цифрами в кружках помечены отражения, описание которых рлриводится в тексте под теми же номерами.

РИС. 7. Три этапа осадконакопления в процессе формирования окраины палеошельфа в отложениях Верхнего Хоксбара. Горизонтальный масштаб не выдержан, вертикальный сильно увеличен. /, //, ///-основные этапы осадконакопления: /-пористые дельтовые песчаники, 2 - аргиллиты, 3 — известняки, 4 — плотные песчаники впадины, 5 - боковое наращивание, 6 - вертикальное наращивание.

осадков; 6 и в — шельфовые карбонаты Белл-Сити и налегающие песчаники подводного конуса выноса Медрано соответственно; обе формации сформировались в результате вертикального наращивания в течение этапа II; г — ориентированные по падению песчаники (Нижний Уэйд) дельтовых рукавов и окраины дельты, отложенные в процессе бокового наращивания осадков на этапе III, в результате чего карбонатный комплекс шельфовой окраины БеллСити был погребен и сформировался новый склон западнее картируемой территории.

происходило боковое наращивание отложений нижнего песчаника и Нижнего Уэйда, а этапу II — эпоха в основном вертикального наращивания отложений Медрано — Белл-Сити как на шельфе, так и во впадине. Карты изопахит литофаций для каждого из этих этапов (рис. 8) позволяют оконтурить генетически эквивалентные литофациальные единицы и являются основой для последующих интерпретационных выводов. Этап I В результате наступания крупной дельтовой системы (в формировании которой доминирующим был флювиальный фактор) в западном направлении в бассейне Анадарко был сформирован осадочный клин мощностью до 150 м, представленный платформенной толщей тонкозернистых алевритовых пород продельтового генезиса, увенчанной ориентированными по падению «переплетающимися» пластами песчаника (рис. 8, а). Эта «сеть» песчаников накапливалась в обстановке дельтовых рукавов, устьевых валов и окраины дельты. Боковое наращивание дельтовой системы привело к образованию значительного перепада высотных отметок между шельфом и впадиной, за счет чего в палео-рельефе бассейна сформировалась кромка шельфа. Этап II Прекращение дельтового осадконакопления на исследуемой территории было вызвано, возможно, переменной направления стока флювиаль-ной системы в ее верхнем течении, а опускание поверхности отложений в результате их уплотнения привело к затоплению этой поверхности морем и трансгрессивной переработке дельтовых отложений. Когда условия здесь стабилизировались, на выровненном мелководье началось накопление органогенных карбонатных пород, особенно на окраине шельфа. Изопахиты этих отложений ориентированы вдоль простирания (рис. 8,6), что свидетельствует о росте здесь биогермов. Одновременно с этим дополнительные терригенные осадки поступали в бассейн, преимущественно южнее исследуемой территории. Однако скорость их поступления была невелика, поэтому формирования осадочной платформы из тонкозернистого материала не происходило — этот материал рассеивался по впадине, а песок с большим количеством карбонатных обломков уносился вниз по склону, за счет чего у подножия этого склона формировался обширный подводный конус выноса. Геометрическая форма (рис. 8, в), стратиграфическое положение и состав этих отложений в комплексе свидетельствуют о том, что формация Медрано связана с подводным конусом выноса. Встречающиеся в разных местах на шельфе в формации Белл-Сити песчаные линзы (см. рис. 8, в) свидетельствуют о возможном выносе отсюда песчаного материала на окраину шельфа, но депоцентр формации Медрано располагался южнее карти-руемой территории. Этап III Возобновление притока терригенного материала привело к новому накоплению дельтовых осадков и боковому наращиванию их за пределами прежней шельфовой платформы (рис. 8,г). На самой территории этой платформы сохранились мелководные условия, поэтому мощность дельтовых

отложений здесь невелика, а крупные дельтовые рукава врезались в подстилающие известняки и глины, накопившиеся в течение этапа II. За пределами шельфа дельтовая система более интенсивно перерабатывалась волноприбойными процессами и наступание дельты происходило медленнее, как это обычно наблюдается в процессе развития дельтовых систем, связанных с кратонами [2]. Обилие обломков карбонатных пород в дельтовых песчаниках и нижезалегающих тонкозернистых алевритах продельты подтверждает медленный темп насту-пания дельты и свидетельствует по крайней мере о двух локальных перерывах в ее продвижении, сопровождавшихся непродолжительным размывом. В течение этапа III наращивание осадков распространилось на расстояние нескольких километров за пределы картируемой территории. ВЫВОДЫ Рассмотренные здесь примеры показывают возможность использования сейсмического моделирования при стратиграфическом анализе осадочных толщ с генетических позиций. В зоне кромки шельфа между формациями Уэйд и Медрано на сейсмических разрезах наблюдается сложная картина. Отраженные волны могут точно отображать непрерывность границ между породами разного литологического состава, но могут создавать и ложные оси синфазности; они могут или изменяться с изменением мощности пластов, или быть «нечувствительными» к ней; наконец, они могут создаваться одной литологической границей или быть результатом сложной интерференции со «шлейфами» соседних отраженных волн, с многократными отражениями и результатом сложного сочетания поверхностей раздела. Только после устранения этих возможных искажений сейсмические данные можно использовать для проверки и дополнения интерпретационных версий и построения детальных стратиграфических схем. Таким образом, точное трехмерное картирование литофаций становится мощным средством, облегчающим восстановление истории осадконакопления в изучаемом бассейне. Литература 1. Frazier D. E. Depositional episodes: their relationship to the Quaternary stratigraphic framework in the northwestern portion of the Gulf basin. Texas Bur. Econ. Geology Circ. 74-1, 28 p., 1974. 2. Galloway W. E. Process framework for describing the morphologic and stratigraphic evoluation of deltaic depositional systems. In: M. L. Broussard, ed. Deltas, models for exploration. Houston Geol. Soc., 87-98, 1975. 3. Mitchum R. M„ Jr. et al. Stratigraphic interpretation of seismic reflection patterns in depositional sequences. AAPG Mem. 26, 1977. 4. Sangree J. В., Widmier J. M. Interpretation of clastic depositional facies from seismic data. AAPG Mem. 26, 1977. 5. Stuart С. J., Caughey С. A. Seismic facies and sedimentology of terrigenous Pleistocene deposits in northwest and central Gulf of Mexico. AAPG Mem. 26, 1977.

Пример геосейсмического моделирования: базальные песчаники Морроу — Спринджер, зона Уатонга — Чикашей, район Гири, шт. Оклахома, США (координаты района: T13N, R10W)* У. А. Клемент** Краткое содержание. Исследуемая территория расположена на северовосточном склоне бассейна Анадарко в районе Гири, шт. Оклахома. Базальные пенсильванские песчаники Морроу — Спринджер залегают здесь под доатокской поверхностью несогласия Уичито, и с ними связана богатая газоконденсатная зона Уатонга — Чикашей. Продуктивными здесь являются отложения Морроу — Спринджер, представленные песчаниками палеорусел дельтовых рукавов, образующими прерывистые линзовидные пласты-коллекторы. Для картирования песчаников, изучения распространения и геометрической формы песчанистых тел обычно требуется бурение скважин по густой разведочной сети. Комплексное применение высокоразрешающей сейсморазведки и методов геосейсмического моделирования, основанных на использовании геологической информации в качестве исходных данных, может обеспечить более эффективное оконтуривание пластов-коллекторов в промежутках между пробуренными скважинами. Для построения достоверных карт распределения песчаников можно использовать данные сейсморазведки с источником возбуждения типа Вибросейс, надлежащим образом отфильтрованные данные сейсморазведки с обычными взрывными источниками возбуждения, синтетические сейсмограммы, получаемые по данным акустического каротажа, и геологические результаты анализа литологического состава шлама, керна и интерпретации каротажных диаграмм. Анализ геосейсмических моделей, построенных с использованием передачи данных на обрабатывающие ЭВМ на большие расстояния, показывает, что в результате моделирования достигается разрешение песчаников минимальной мощностью 6 м (при рабочей полосе частот от 12 до 67 Гц), при условии что песчаники являются высокоскоростными породами (интервальные скорости от 4500 до 4650 м/с), заключенными в глины, обладающие пониженными интервальными скоростями (3000—3450 м/с). Коэффициент отражения от границы раздела между песчаником и глиной изменяется от 0,1 до 0,3. Результаты моделирования показывают, что песчаники,

мощность которых превышает 6 м, образуют полосу шириной примерно 750 м, протягивающуюся через исследуемый район (имеющий координаты T13N, R10W) в направлении СЗ — ЮВ. Разведочные скважины, пробуренные на основе полученных результатов, дали как положительные, так и отрицательные результаты. Две скважины вскрыли базальные песчаники согласно прогнозу; одна скважина обнаружила чередование маломощных плотных песчаников и глин. Латеральное изменение фаций — 'переход мощных пористых песчаников в интервалы чередования плотных, сильно сцементированных песчаников с глинами, характеризующимися высокими интервальными скоростями (~ 5100 м/с),—не вызывает заметных изменений сейсмических сигналов. Посредством моделирования с использованием данных высокоразрешающей сейсморазведки можно точно прогнозировать наличие высокоскоростных зон в разрезе базальной формации Морроу — Спринджер, но для разграничения продуктивных песчаников и тонких высокоскоростных песчаников, переслаивающихся с глинами, нужны дополнительные критерии. ВВЕДЕНИЕ Разработка методов оконтуривания продуктивных песчаных коллекторов, вскрытых скважиной, уже долгое время является актуальной поисковоразведочной задачей [11, 14, 15, 17]. Важность ее решения возрастает по мере того, как уменьшается степень выраженности ловушек и открытие новых залежей нефти и газа становится все более трудной задачей. В данной работе рассматриваются методические приемы, использованные при поисках линзовидных стратиграфических ловушек в бассейне Анадарко на территории шт. Оклахома, и полученные ре* зультаты. Эти приемы основаны на комплексном использовании сейсмических и геологических данных, и их можно считать первыми попытками комплексирования геологической информации, получаемой по скважинам, с результатами разработанных в последнее время методов геофизического моделирования. Цели исследования Непосредственным предметом исследований в данном районе было достижение с помощью методов геосейсмического моделирования более Ij.T'OTHoro определения мощности и площадного распространения продук|п1вных базальных песчаников Спринджер с целью повышения эффек|дивности разведочного бурения. Предшествующие работы в этом райо-|и? показали, что геологические условия здесь отвечают требованиям, дедъявляемым к осадочным толщам с методологических позиций сейсдреского моделирования. В частности, здесь наблюдается резкий пере-Я значений скоррвти между промышленно продуктивными базальны-t песчаниками Спринджер и вмещающими их более мощными тонко-рнистыми алевритистыми породами; выше и ниже по разрезу еются регионально развитые пласты известняка, являющиеся хоро-

шими реперами, которые легко коррелируются и картируются по каротажным кривым и сейсмическим данным; наконец, в этом районе получают высококачественные сейсмические записи и имеется обширная информация по скважинам, которую можно увязать с данными сейсморазведки и использовать при анализе. Сведения общего характера Район исследования (рис. 1) расположен к югу и востоку от Гири, шт. Оклахома, в квадрате T13N, R10W. Район Гири расположен на северовосточном склоне бассейна Анадарко, где базальные пенсильванские песчаники, в которых, согласно работам [3, б], развиты аномально высокие пластовые давления (АВПД), залегают под доатокской поверхностью несогласия Уичито [9]; с ними связана зона промышленных га-зоконденсатных месторождений Уатонга — Чикашей. Большинство специалистов, работающих в этом районе, объединяют все продуктивные интервалы базальной толщи пенсильванских отложений под общим неофициальным названием «Морроу — Спринджер». БАЗАЛЬНЫЙ ПЕСЧАНИК СПРИНДЖЕР Хотя в районе Гири продуктивно несколько песчаных пластов, наиболее богатый из них залегает в подошвенной части серии Спринджер и обозначен на рис. 2 как базальный песчаник Спринджер. Остается несколько сомнительным, к какому времени следует относить породы серии Спринджер, показанные на рис. 2, — к пенсильванскому или мисси-сипскому [6, 12, 19, 20]. Согласно неопубликованным данным, в керне из интервала Спринджер, отобранном севернее исследуемого района, были обнаружены ассоциации флоры, характерные для честерского времени в других частях бассейна. Поэтому на границе между формацией Спринджер и миссисипской системой поставлен знак вопроса. Анализ данных каротажа скважин в квадрате T13N, R10W показывает, что мощность базального песчаника Спринджер возрастает в северо-западной части зоны его развития (рис. 3), где он сливается с формацией «Палеорусло Олд-Вумен», как это описано в работе [б]. В других частях исследуемой площади мощность базального песчаника Спринджер редко превышает 14 м, но там, где она больше 3—4,5 м, пористость этого песчаника обычно высока и он является потенциальным промышленным резервуаром. Как следует из стратиграфических построений по профилям А — А' и В — В', показанных на рис. 4а и 46, базальный песчаник Спринджер на исследуемой территории развит по площади неравномерно, так же как и другие, более молодые песчаные пласты, выделяемые в интервале Морроу — Спринджер.

РИС. 1. Схематическая карта шт. Оклахома (США), на которой показан район исследований, выходы пород Морроу и Спринджер на поверхность несогласия и основные структурные и тектонические элементы на территории штата. Условия АВПД в разрезе Морроу — Спринджер Из-за наличия аномально высоких давлений в толще Морроу — Спринджер в районе Гири, как и в пределах всей зоны Уатонга — Чика-шей [3, 5, б], забои скважин оборудуются таким образом, что в эксплуатацию включается меньший интервал продуктивного песчаника, чем в случаях, когда скважина заканчивается в условиях нормальных пластовых давлений. Например, скважина Коноко 1-Лек (скв. 7 на рис. 4а и 46) была закончена бурением на базальный песчаник Спринджер таким образом, чтобы эксплуатировать интервал песчаника мощностью 8,5 м. В пределах этого интервала мощность разностей, обладающих пористостью от 10 до 12%, составляет 5 м, причем расчетный дебит при открытом фонтанировании составил 2,3 млн. м3 газа и 80 м3 конденсата в сутки. Данная скважина дала почти 141,5 млн. м3 газа и 29,1

РИС.2. Геологическая разбивка пенсильванской и миссисипской систем, литологическая колонка и сводные кривые гамма- и электрокаротажа для района Гири.

РИС. 3. Схема квадрата T13N, R10W с нанесенными у скважин каротажными кривыми, иллюстрирующая распределение базального песчаника Спринджер в исследуемом районе. Каротажные кривые начинаются (вверху) с известняка Атока или Нови и заканчиваются (внизу) в известняке Парвин.

РИС. 4а. Стратиграфическая корреляция разрезов по профилям А—А' и В—В' в квадрате T13N, R10W. Разрез скважины Коноко 1-Лек (в юго-западном углу секции 21) показан здесь под номером 7. ИА — известняк в кровле формации Атока, ВПМ — верхний песчаник Морроу, ВПС — верхний песчаник Спринджер, ПС — песчаник Спринджер, БПС — базальный песчаник Спринджер, ГМЧ — глины Миссисипи—Честер, ИП — известняк в кровле формации Парвин. тыс. м3 конденсата. Ожидается, что полная добыча из нее составит от 283 до 311 млн. м3 газа и свыше 40 тыс. м3 конденсата. Эта скважина вскрыла продуктивный песчаник на глубине 3414 м и была остановлена при глубине забоя 4312 м в ордовикской формации Симпсон. Давление в закрытой скважине достигало 59 МПа на глубине 3414 м, а расчетный градиент пластового давления составил 1,74 МПа/100 м, что свидетельствует о значительной интенсивности АВПД (геодавлений, согласно терминологии, используемой в работе [3]); нормальным градиентом пластовых давлений здесь считается 1,0 МПа/100 м глубины [З]. Скважина Лек была пробурена в секции 21, ранее расценивавшейся как малоперспективная, так как скважина Синклер 1-Стил, пробуренная на базальные слои Спринджер в юго-восточной четверти этой секции, оказалась пустой.

РИС. 4б. План расположения профилей А – А и Б – Б, разрезы по которым показаны на рис. 4а. Невыдержанность коллектора по площади Попытки оконтурить залежь, открытую скважиной Коноко 1-Лек, с помощью обычной методики разведки бурением успеха не принесли. На расстоянии 0,8 км от этой скважины в юго-восточной четверти секции 21 уже была одна пустая скважина (скв. 6 на рис. 4а и 46), которая не обнаружила в разрезе базального Песчаника Спринджер. Разведка газовой залежи Морроу — Спринджер проводилась исходя из плотности разведочной сети одна скважина на 259 га; в соответствии с этим следующая разведочная скважина была пробурена на расстоянии 0,8 км к югу от скважины 1-Лек в северо-западном углу секции 28 (скважина С на рис. 46). Эта скважина была закончена в базальном песчанике Спринджер, мощность которого составила 3,7 м, причем пористость от 8 до 10 °о в его пределах наблюдалась в интервале мощностью всего 1,5 м, а приток газа, согласно расчетам, при открытом фонтанировании составил 0,034 млн. м3, так что продуктивность этой скважины близка к пределу экономической рентабельности. Вторая разведочная скважина была пробурена в секции 29 (скв. 8 на рис. 4а и 46). Она вскрыла разрез, в котором базальный песчаник Спринджер отсутствует, однако в ней оказались продуктивными другие интервалы. Третья разведочная скважина в секции 20 (скв. D на рис. 46) вскрыла базальный пласт Спринджер мощностью 2,1 м, представленный непроницаемым песчаником.

Ввиду столь слабой выдержанности базального песчаника Спринджер по площади и низкой эффективности его картирования традиционными методами было решено использовать недавно разработанные методы сейсмического моделирования для повышения надежности прогноза его площадного развития.

ИСХОДНЫЕ ПАРАМЕТРЫ ДЛЯ СЕЙСМИЧЕСКОГО МОДЕЛИРОВАНИЯ Перед тем как приступить к сейсмическому моделированию, в районе Гири были изучены определенные геологические и сейсмические «входные» параметры. Литологические характеристики пород и геометрическая форма пластов-коллекторов Продуктивная базальная часть разреза серии Спринджер представлена тонкозернистым и весьма тонкозернистым кварцевым песчаником, мощность которого изменяется от менее чем 3 м до 24 м и более в северо-западной четверти изучаемого квадрата. Чаще всего мощность этого песчаника варьирует от 3 до 14 м, причем на участках, где мощность меньше 3 м, он может быть сильно известковистым и уплотненным, тогда как на участках, где его мощность превышает 3 м, он включает пористые зоны с коэффициентом пористости от 8 до 16%. Более мощные пласты песчаника (14 м и больше) обычно включают значительные интервалы с пористостью 12 —14 °/у. Возможно, такие песчаники накапливались в более высокоэнергетической обстановке, чем песчаники мощностью меньше 12 м, которые обычно содержат пористые зоны в виде маломощных интервалов, распределенных по всему песчанику, а не в виде единой мощной зоны. Выше базального песчаника Спринджер залегает пласт слоистых темных карбонатных тонкозернистых алевролитов мощностью 7,5-12м. Ниже залегает толща (мощностью 37—60 м) черных мелкозернистых алевролитов с тонкими пропластками сортированных, от мелкозернистых до весьма тонкозернистых, кварцевых песчаников, происхождение которой связывают с отложениями дистальной части про-дельты и кромки шельфа. В подошве этого песчаника наблюдается резко выраженный контакт с подстилающими алевролитами, тогда как кровля его характеризуется постепенным переходом. На образцах керна хорошо видно, как в этой зоне наклоненные под небольшим углом косослоистые тонкозернистые песчаники последовательно сменяются вверх по разрезу чередованием весьма тонкозернистых волнисто-слоистых песчаников и тонкозернистых алевролитов, перекрытых черными карбонатными алевритистыми сланцами. В отличие от базального песчаники, встречающиеся выше еразрезу, характеризуются наличием в подошве как резких контактов, х и переходных зон. /Анализ данных по скважинам показывает, что в латеральных напра-ниях песчаные коллекторы выдерживаются на расстояниях от -200 м до 1—1,5 км.

РИС. 5а. Структурная карта по кровле известняка Парвин, построенная по данным бурения и сейсморазведки. Глубины даны в футах (1 фут « 0,3 м), сечение изогипс 100 фут (30 м). Наклон пластов варьирует в пределах 2—2,5° (35—44 м на 1 км), пласты падают в направлении на юго-запад, если судить по структурной карте по нижележащему известняку Парвин (рис. 5а), а палеопо-верхности осадконакопления имели простирание в направлении СЗ—ЮВ, что следует из анализа карты изопахит интервала Атока— Парвин (рис. 56).

Рис. 5б. Карта равных мощностей интервала между кровлей известняка Атока и кровлей известняка Парвин, построенная по данным бурения сморазведки. Мощности даны в футах, сечение изопахит 50 фут (15 м). Пластовые давления и флюиды Согласно измерениям начальных пластовых давлений манометрами [•устье закрытых скважин и на забое [З], градиент пластового давления рует от 1,5 до 1,76 МПа/100 м глубины. Исправленные забойные температуры изменяются от 93 до 110°С. Песчаные коллекторы содержат воду, газ и конденсат. При преобладающих здесь пластовых давлениях и температурах газ в пласте находится в газообразном состоянии, причем плотность углеводородного флюида оценивается в 0,25 г/см3, а средняя плотность пластового флюида принимается равной 0,45 г/см3. Акустическая характеристика разреза В исследуемом районе пробурено много скважин — в среднем одна скважина приходится на одну секцию квадрата. В нескольких скважийах был выполнен акустический каротаж (АК), в большинстве — плотност-ной каротаж и во всех — запись кривых ПС, ГК и электрического сопротивления.

Плотность песчаников, по данным каротажа, варьирует в пределах 2,4—2,65 г/см3, а интервальная скорость распространения акустических волн в них, рассчитанная по кривым АК,— от 4267 до 5182 м/с (рис. 6) в зависимости от содержания глинистого материала, пористости и типа цемента. Более высокой скоростью характеризуются весьма мелкозернистые песчаники с полуугловатыми стекловидными зернами, сильно сцементированные и уплотненные. Продуктивные песчаники, имеющие пористость от 8 до 12%, характеризуются интервальными скоростями от 4572 до 4724 м/с. Глины имеют плотность в пределах 2,40— 2,55 г/см3 и характеризуются интервальными скоростями от 2987 до 3505 м/с соответственно. Столь малые значения скорости в глинах объясняются недоуплотнением и повышенным пластовым давлением [3J. Глины в разрезе серии Спринджер обладают меньшими значениями скоростей — от 2987 до 3200 м/с, тогда как в серии Морроу скорости в глинах достигают 3505 м/с. Ограничивающие исследуемый интервал известняки Атока и Парвин характеризуются интервальными скоростями от 5486 м/с на участках, где они глинистые и пористые, до 6553 м/с, где они плотные и имеют кристаллическую структуру. Плотность известняков меняется от 2,65 до 2,75 г/см3. Породы промежуточного состава в зонах перехода от одной литологической разновидности к другой в разрезе серий Морроу — Спринджер характеризуются промежуточными значениями скорости. Данные о плотности и интервальных скоростях, полученные по каротажным кривым, использовались для построения параметрической модели разреза на основе параметров, которые могут быть получены также при интерпретации данных сейсморазведки. В результате такой реконструкции получена сводная сейсмостратиграфическая модель строения площади Гири в исследуемом интервале мощностью от 107 до 244 м (350 — 800 фут — см. карту изопахит интервала, заключенного между известняками Атока и Парвин, рис. 5 б), ограниченном сверху и снизу двумя чрезвычайно высокоскоростными известняками и терригенными породами. Последние представлены чередованием высокоскоростных линзовидных песчаников переменной мощности с низкоскоростными алевролитами и обладающими очень низкой скоростью глинами. Ба-зальная часть разреза серии Спринджер включает высокоскоростной песчаный пласт мощностью до 14 м, заключенный в более мощные выше-и нижележащие глины, характеризующиеся низкими и очень низкими интервальными скоростями.

Коэффициенты отражения Чтобы пласт, являющийся частью акустической модели, отобразился на сейсмограмме, он должен отразить часть сейсмической энергии, достаточную для того, чтобы она могла достичь поверхности и быть зарегистрированной в виде различимого сейсмического сигнала. Относительная величина амплитуды отраженного сигнала определяется коэффициентом отражения. Согласно определению, данному Добрином [7], коэффициент отражения R равен корню квадратному из отношения энергии отраженной продольной волны (Ег) к энергии падающей волны (£j), если угол падения волны на данную поверхность раздела равен нулю. Энергия волны, отраженной от некоторой поверхности раздела, зависит от акустической контрастности последней, т. е. от разности акустических жесткостей (определяемых как произведение плотности р на скорость волн V) пород, разделяемых этой поверхностью. Таким обра- зом, коэффициент отражения равен

R=

= (V2ρ2 - V1ρ1)/(V2ρ2 - V1ρ1)

Как следует из графика на рис. 6, в районе Гири значения плотности известняков, песчаников и глин отличаются друг от друга меньше, чем значения скорости в этих породах. Следовательно, коэффициент отражения здесь зависит прежде всего от вариаций скорости. Расчет коэффициентов отражения был выполнен по данным нескольких скважин с использованием кривых как акустического, так и плотностного каротажа. Для границ между песчаником и глинами были получены значения от 0,1 до 0,3, которые расцениваются как весьма достоверные, так как они мало отличаются от обычных для данного района США. При расчетах коэффициента отражения без учета плотности получались слегка заниженные значения. ГЕОСЕЙСМИЧЕСКОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ Название геосейсмическое моделирование возникло и привилось в процессе работ по сейсмическому моделированию в районе Гири, поскольку исходные сейсмические и геологические параметры оказались тесно взаимосвязаны. Методы моделирования, использованные в этом исследовании, основаны на построении прогнозируемой геологической модели с помощью определенной программы. На вход этой программы подаются зависимости интервальной скорости и плотности от глубины, по которым проводился расчет значений коэффициентов отражения. Полученные значения свертывались с соответствующим образом подобранным (отфильтрованным) исходным импульсом с целью построения синтетической сейсмограммы (рис. 7). Более полное изложение математической стороны построения и интерпретации синтетических сейсмограмм приводится в работе [18]. Далее синтетические сейсмограммы визуально сравнивались с полевыми записями. Синтетическая сейсмограмма — трасса, показанная на рис. 7,— хорошо отображает скоростно-плотностную характеристику разреза. Улучшенное отображение достигается с помощью программы обработки SAILE*, разработанной Исследовательским центром отдела поисков компании «Континентал ойл» (рис. 8). Математическое обоснование этой методики (интегрирования сейсмической трассы) здесь не рассматривается, однако отметим, что использование программы SAILE позволяет преобразовывать обычную сейсмическую трассу в кривую, близко аппроксимирующую кривую акустического каротажа. Преимущество обработки по системе SAILE по сравнению с обычной обработкой заключается в том, что на получаемых кривых (трассах) отклонения в правую сторону (положительные экстремумы) соответствуют высокоскоростным пластам, а отклонения влево (отрицательные экстремумы) — низкоскоростным, как это принято на обычных диаграммах акустического каротажа, что удобно для их визуального анализа. Поэтому все геосейсмические модели и полевые записи обрабатывались с использованием программы SAILE.

Если геологическая модель построена правильно, а импульс для фильтрации (свертки с этой моделью) выбран верно и если использовать обработку по программе SAILE, то можно надеяться на получение Синтетических сейсмограмм типа изображенных на рис. 9. Для проверки диаграммы акустического и плотностного каротажа по скважинам Ко-ноко 1Лек и Синклер 1-Стил (рис. Юа) были закодированы, пересчитаны из глубинного масштаба во временной и свернуты с разными импульсами по программе SAILE. Полученные синтетические сейсмограммы, показанные на рис. 106, оправдали надежды. В разрезе скважины Коноко 1-Лек мощность базального песчаника Спринджер составляет 8,5 м, а в скважине Синклер 1Стил песчаник плотный и имеет мощность 2,1 м. Анализ полученных синтетических трасс показывает, что в области частот выше 55 Гц этот базальный пласт в местах, где он достаточно мощен, характеризуется хорошо выраженным положительным экстремумом на фоне широкой отрицательной амплитудной аномалии, соответствующей глинистому интервалу. Сравнение моделей, рассчитанных без многократных волн и с ними, показало, что на форму сигнала в этом интервале они не влияют.

РИС. 9. Схемы, иллюстрирующие скоростную модель разреза при наличии и отсутствии базального песчаника Спринджер, и соответствующие трассы SAILE. Далее была построена серия моделей, в которых мощность базального песчаника задавалась все большей. По мере приближения мощности к «резонансному» значению амплитуда отражения возрастала. Явление такого «резонанса», или достижения максимального значения амплитуды сложного отражения, как показано в работе [18], наблюдается, когда мощность пласта, выраженная в двойном времени пробега, становится равной половине периода основной гармоники сейсмического импульса. Мощность, при которой пласт «резонирует», является также предельной мощностью, при которой в идеальном случае кровля ;и подошва этого пласта все еще могут быть надежно разрешены по соответствующим им положительному и отрицательному

экстремумам сигнала на обычной трассе или по точкам перегиба на трассе SAILE. Иначе говоря, резонанс в пласте наблюдается, когда мощность пласта, рассчитанная по двойному времени пробега, оказывается равной половине длины волны сейсмического импульса. Фактическая мощность пласта измеряется в одинарном времени, поэтому ее резонансное значение должно равняться 1/4 длины волны. Согласно известному уравнению для длины волны запишем: К= = V/f, где V— скорость распространения волны в данной среде и ƒ - ча-

РИС. 10а. Стратиграфическая корреляция разрезов скважин Коноко 1-Лек и Синклер 1-Стил

Рис 10б. Сводные кривые акустического каротажа (слева) и соответствующие синтетические сейсмограммы (справа), полученные по данным АК скважин Коноко 1-Лек и Синклер 1-Стил для разных исходных импульсов по программе SAILE. стота импульса. Можно показать, что при скорости в базальном песчанике, равной 4572 м/с, и при наивысшей регистрируемой частоте, близкой к 60 Гц, резонансная мощность, равная 1/4 длины волны, будет равна 19,1 м. Согласно имеющимся данным бурения, мощность исследуемого базального песчаника не превышает 13,7—15,2 м. Следовательно, определение мощности базального пласта Спринджер путем измерения времени между экстремумами (или, если это трасса SAILE, между двумя точками перегиба) нельзя считать надежным; скорее всего оно будет ошибочным. Поэтому было решено, что полуколичественные оценки мощности можно получить посредством тщательного сопоставления синтетических сейсмограмм, построенных для разных про- гнозных геологических моделей, с фактическими «полевыми» трассами, добиваясь их наилучшего совпадения. Эти оценки затем уточняли, взяв в качестве опорных значения мощности, определенные в скважинах, и использовали при интерпретации. Описанный способ «наилучшего совпадения» основывается на следующем допущении: интервальные скорости в данном песчанике варьируют в определенных пределах, его мощность изменяется от 0 до максимум 15,2 м, а в нижней части разреза формации Спринджер происходят только те литологические изменения, которые не выходят за рамки уже учтенных. Применяя подобный способ, необходимо отдавать себе отчет в том, что кривые, полученные в результате для идеализированных условий, которым отвечает моделирование с помощью ЭВМ, не будут точным воспроизведением

кривых, получаемых для реальных условий полевой регистрации, пока не будут учтены все переменные, оказывающие влияние на сейсмические данные. Сейсморазведочные работы На основе обнадеживающих результатов предварительных модельных исследований была спланирована сеть сейсморазведочных профилей. Профили были заданы таким образом, чтобы пересекать как можно большее число скважин, в которых были записаны кривые и акустического, и плотностного каротажа (рис. 11). Несколько профилей было отработано методом ОГТ с 12кратным перекрытием и широкой полосой пропускания частот, с использованием зарядов динамита, а несколько профилей - с использованием метода Вибросейс с 10-кратным перекрытием и полосой частот от 10 до 70 Гц. Моделирование и интерпретацию выполняли с полученными данными, обработанными по программам SAILE с фильтрацией в трех частотных диапазонах: 8—55, 10—57 и 12—67 Гц. Часть материалов, полученных ранее методом Вибросейс и записанных в диапазонах 7—41 и 8—45 Гц, была использована для построения структурных карт и получения качественной стратиграфической информации. Всего было отработано 20 профилей длиной до 8 км, суммарный километраж которых составил около 98 км. Расстояние между профилями варьирует в пределах от 0,4 до 0,8 км. После того как данные были зарегистрированы и обработаны, проводилось сравнение синтетических сейсмограмм, построенных по имевшимся каротажным диаграммам, с полевыми трассами, а затем были выделены пласты и выполнена их корреляция и моделирование. Профиль 0—383 На разрезах по профилю 0—383, показанных на рис. 12а и 126, известняк Парвин четко выделяется по сильному амплитудному максимуму (коэффициент отражения равен 0,32). Известняк Атока, имеющий го-

РИС. 11. План расположения сети сейсморазведочных отработанных в рамках настоящего исследования.

профилей,

раздо меньшую мощность, выделяется менее четко. Профиль 0—383 пересекает две скважины: Коноко 1-Бриско в секции 30, оказавшуюся пустой, и Мустанг 1-Тандер в секции 18, дающую продукцию из базаль-|"нЬго песчаника Спринджер. В скважине Коноко 1-Бриско были запи-|<саны диаграммы как акустического, так и плотностного каротажа. У В скважине Мустанг 1-Тандер был выполнен только плотностной каро-Штаж, поэтому для нее интервальные скорости в песчаниках, глинах |й алевролитах были определены на основе корреляции со скважиной |Бриско. Четкий амплитудный пик виден на трассах между пунктами

РИС. 12а. Стратиграфическая корреляция разрезов между скважинами Мустанг 1-Тандер и Коноко 1-Бриско

взрыва 20 и 28 на расстоянии от 0,035 до 0,040 с выше отражения Пар-вин. Его отождествляют с наличием базального песчаника Спринджер —он коррелируется с соответствующим пиком на каротажной кривой, полученной для скважины Тандер. В этой скважине полная мощность базального песчаника Спринджер равна 6,7 м, из которых 3 м составляют песчаники с пористостью 9 —10 °д. В скважине Бриско, которая вскрыла плотный базальный песчаник

Спринджер мощностью 2,1 м, такого амплитудного экстремума не наблюдается. Методика моделирования Для пункта взрыва 20, совпадающего с местоположением скважины Мустанг 1Тандер, было построено две серии моделей. В первом случае исходили из предположения, что скважина в этом месте отсутствует, поэтому стратиграфическое строение разреза необходимо установить только по сейсмической трассе, обработанной по программе SAILE, и исходя из известной стратиграфической информации по району, т. е. с учетом положения известняков Атока и Парвин на полевой записи, их мощности и скорости в них волн. Скорости в различных песчаниках, глинах и алевролитах между этими реперами также считались известными величинами — их определяли по акустическому каротажу имеющихся скважин. Неизвестными характеристиками считали распределение этих пластов по вертикали и их расположение в исследуемом разрезе. Как это принято в программе SAILE (см. рис. 8), отклонения на трассе вправо соответствуют высокоскоростным пластам, а отклонения влево вызываются низкоскоростными пластами. Исходя из этого, на прозрачной ленте, наложенной на трассу SAILE, отметили все точки перегиба на верхнем склоне каждого положительного экстремума, начиная с отражения «известняк Атока» и далее вниз по разрезу, кончая отражением «известняк Парвин». В результате на ленте получили разбивку разреза на пары «положительный — отрицательный экстремумы», или, теоретически, на пары «песчаник — глина», хотя это может быть и не совсем так. На самом деле в верхней части разреза положительный экстремум генерируется тонкими песчанистыми известняками, так что все определяется суммарной мощностью слоев и их распределением. Далее в каждую такую пару «вписали» высокоскоростной слой, представленный песчаником, песчанистым известняком или песчаником ; с алевролитом, и слой глин. Если положительный пик оказывался симметричным, считали, что он соответствует однородному песчанику, а если нижний склон такого экстремума обнаруживал тенденцию плавно растягиваться вниз по разрезу, то считали, что в этом интервале песчаник подстилается слоем алевролита, имеющего несколько пониженную 1 скорость. Полученная разбивка расценивалась как отображение вариаций скорости сейсмических волн с глубиной в виде ломаной линии с участками ступенчатой, наклонной или прямоугольной формы [18].

На этой стадии скоростная модель все еще строится во временном вертикальном масштабе, и ее нельзя вводить в ЭВМ, пока она не будет преобразована таким образом, чтобы мощности выражались в метрах, а скорости были привязаны к интервалам глубины (интервальные скорости). С этой целью для каждой «пары экстремумов» на сейсмотрассе определялось значение интервала двойного времени (следует отметить, что вертикальный масштаб полевых записей был увеличен до 25,4 и 50,8 см на секунду). Каждому слою песчаника или песчаника — алевролита присваивалось определенное среднее значение интервальной скорости (на участках наклонной формы вычислялись средние значения по крайним точкам), и измерялась мощность каждого слоя в единицах двойного времени пробега. Затем интервальную скорость умножали на выраженную в двойном времени мощность высокоскоростного слоя каждой пары, получая «удвоенную» мощность, половина которой рассматривалась как истинная мощность. Далее оставшемуся слою каждой пары присваивалась интервальная скорость, типичная для глин, и выполнялся расчет мощности глинистого слоя. Закончив расчет значений мощности для всех пар «песчаник — глина», выделенных на данной трассе, и добавив К этим результатам значения мощности и скорости для «известняков» Атока и Парвин, получали скоростную слоистую модель разреза, .каждый слой которой характеризуется определенным значением мощности и интервальной скорости в обычных единицах измерения. Ее и вводили в ЭВМ. По этим значениям выполнялся расчет коэффициентов отражения, которые затем свертывались с соответствующими несходными сейсмическими импульсами по программе SAILE для построения синтетической трассы. Полученную синтетическую трассу сравнивали с исходной полевой записью и, если совпадение оказывалось неудовлетворительным, повторяли весь процесс, изменяя значения мощностей пластов или интервальной скорости или же обоих этих параметров вместе. Приемлемое совпадение синтетической и полевой трасс расценивалось как доказательство практически приемлемой реконструкции стратиграфии разреза. Описанная методика безусловно трудоемка и требует больших затрат времени, к тому же в начале работ дистанционная связь с мощными вычислительными центрами налажена не была. Однако позднее передаточное устройство, подключенное к каналу связи с ВЦ, было введено в работу. Использование такого устройства дает возможность оператору выполнять построение большего числа синтетических трасс с повышенной точностью и в меньшие сроки. Резкое сокращение длительности цикла обработки от ввода до изображения результатов на экране дисплейного устройства и получения отражений и их копий на бумаге позволяет оперативно опробовать только альтернативных геологических решений и сопоставлять их полевыми данными. Иными словами, значительно большее число пунктов взрыва (разрезов в этих точках) удается смоделировать гораздо более детально за более короткие сроки и с меньшим объемом вычислений. Благодаря этому удалось добиться большего числа совпадений (синтетических и полевых трасс) при более высоком качестве совпадения, что позволило выполнить более детальную стратиграфическую интерпретацию.

Во втором случае модель разреза скважины Мустанг 1-Тандер была построена со значительно меньшими трудностями, чем в первом, так как была использована методика, где значения интервальных скоростей присваивались пластам песчаника, глины, алевролита и известняка, мощность которых и положение определялись по диаграмме плотностного каротажа. Полученные синтетические трассы хорошо согласуются с соответствующей трассой SAILE в пункте взрыва 20 (рис. 13). Опираясь на стратиграфические характеристики разреза, изученные на моделях, построенных для пункта взрыва 20, выполнили моделирование еще нескольких трасс для пунктов, расположенных южнее (левее на рис. 126) скважины Мустанг 1-Тандер. Были получены результаты, свидетельствующие, что мощность базального песчаника Спринджер возрастает от 9, I'M в районе пункта взрыва 20 до почти 15,2 м у пункта взрыва 24, а далее постепенно уменьшается до значений менее 3 м за пунктом взрыва 31.

Профиль 0-386 Методика, использованная при моделировании трасс профиля; 0—383, применялась и при обработке профиля 0—386, идущего в направлении СВ — ЮЗ через секцию 19 и отработанного со взрывным источником с 12-кратным перекрытием. Этот профиль был проложен на участке предполагавшегося заложения скважины в северо-восточном

РИС. 14. Часть профиля 0—386, проходящего через скважину Коноко 1-Круз. На профиле показано местоположение скважины (кружок О) и моделированных пунктов взрыва (9,5 и 11,5). Под сейсмическим разрезом показаны модели изменения скорости с глубиной, построенные для указанных трех пунктов, и соответствующие им модельные и полевые трассы. I— модельная трасса, // — полевая трасса

РИС. 15. Интегрированная кривая акустического каротажа для скважины Коноко 1-Круз (У) и соответствующая ей синтетическая сейсмограмма, полученная по данным АК (II). Полевая трасса (III) взята в пункте взрыва 13 рядом со скважиной Круз. Секция 19, квадрат 13N, 10W, профиль 0—386. углу секции 19. Согласно корреляции, выполненной по данным бурения, базальный песчаник, из которого велась добыча в скважине Мустанг 1-Тандер, простирается в эту часть секции 19. Скважину Коноко 1-Круз, о которой идет речь, начали бурить, не дожидаясь окончания интерпретации данных по профилю 0—386. Как показано на рис. 14, на сейсморазрезе выше известняка Парвин на 0,030— 0,035 с выделяется пик со значительной амплитудой. Было выполнено моделирование разреза в нескольких пунктах взрыва с использованием данных о скоростях, полученных по скважинам Коноко 1-Лек в секции 21 и Коноко 1Бриско в секции 30. Анализ моделей для пунктов взрыва 9.5 и 11.5, показанных на рис. 14, позволил установить, что базальный песчаник Спринджер, мощность которого в северо-восточном направлении возрастает и превышает 9,0 м, выклинивается в направлении к пункту взрыва 13 (месту заложения скважины Круз), где его мощность, согласно оценке, сокращается до 3,0 м и менее.

Когда эта скважина вскрыла базальные слои формации Спринджер, оказалось, что они включают плотный песчаник мощностью 1,8 м. Модельная трасса, построенная для пункта взрыва 13, хорошо совпадает как с синтетической сейсмограммой, вычисленной по диаграмме АК, которая была записана в скважине Круз, так и с полевой трассой, полученной для пункта взрыва 13 (рис. 15). Картирование Геосейсмическое моделирование, использованное для интерпретации профилей 0—383 и 0—386, показало, что с его помощью можно определять площадные границы базального песчаника Спринджер и выполнять количественную оценку мощности этого песчаника в любом пунк-

те взрыва. По мере дальнейших работ по моделированию все новых и новых профилей было установлено, что предельной полной мощностью этого базального песчаника, при которой он может быть определен с высокой достоверностью, является мощность между 4,5—7,5 м. При мощности ниже этого значения чувствительность сейсморазведки считается проблематичной. Еще несколько профилей, на которых в ба-зальной зоне формации Спринджер наблюдались отраженные волны с повышенными амплитудами, было исследовано с помощью моделирования. По мере накопления опыта работ по этой методике было замечено, что моделирование значительно ускоряется, если в качестве предварительной стратиграфической модели разреза использовать синтетическую сейсмограмму, построенную по ближайшей скважине. Изменяя мощности интервалов и варьируя интервальные скорости в рамках предварительной модели, обычно удается быстро добиться хорошего совпадения модельной трассы с полевой. По результатам моделирования и интерпретации сейсмических записей была построена карта распределения амплитудных аномалий сигналов (рис. 16а), отраженных от базальной части формации Спринджер. Площади, попадающие в пределы заштрихованной зоны, моделировали, задавая базальному песчанику значения мощности, превышающие 6,0—7,5 м. Как уже отмечалось раньше, описываемая методика моделирования не обеспечивает разграничение пористых и плотных разностей этого песчаника при имеющемся диапазоне их мощностей и скоростей. Поэтому карту амплитудных аномалий использовали лишь как основу для составления прогнозной карты зоны развития пористого песчаника, на основе которой производился выбор мест заложения скважин. На рис. 166 показана карта полных мощностей песчаника, построенная с использованием данных по всем имевшимся на момент ее составления скважин, т. е. на основе более существенного объема информации, чем ранее составленная карта амплитудных аномалий. Обращает рна себя внимание тот факт, что контуры ранее выделенной зоны амплитудных аномалий (рис. 16а) довольно хорошо совпадают с изопахитой, соответствующей полной мощности песчаника 6 м (рис. 166), т. е. с линией, оконтуривающей зону, где мощность песчаника выше 6 м. На карте изопахит выделяются пересекающиеся между собой зоны закономерного изменения мощности песчаника как в направлении падения ''пластов, так и их простирания. Зона развития повышенных мощностей в северо-западной четверти исследуемого квадрата интерпретируется как южный край упомянутого выше «палеорусла ОддВумен». Еще одно палеорусло дельтового рукава пересекает квадрат T13N, R10W в юго-западном направлении; отложения этого русла, по-видимому, до некоторой степени смешивались с песками, доставлявшимися по руслу ОлдВумен. Наличие глауконита во многих образцах, особенно отобранных в югозападной четверти квадрата, указывает на то, что влияние морских факторов на условия осадконакопления было велико, а возможно,

РИС. 1ба. Карта аномалий амплитуд сейсмических волн. Штриховкой покрыты участки, в которых при моделировании мощность базального песчаника Спринджер принималась большей чем 6,0 м.

•^ Пустая скв. « Газовая скв. ц Газовая ске. на консервации Я) Додыча из ваза/иного пласта ..». .>.^ Спринджера Сейсмические пршрили

РИС. 16б. Карта изопахит базального песчаника Спринджер. Отметим хорошее совпадение изолинии б м на этой карте и контура зоны, в которой общая мощность этого песчаника первоначально была оценена в 6 м по амплитудной аномалии. Изопахиты проведены через 6 м.

и приобретало доминирующее значение в разные периоды времени, приводя к перераспределению песчаных осадочных образований по простиранию. Такая обстановка возникала в периоды временного наступления береговой линии и ее фиксации в этом новом положении, когда количество доставляемого дельтовыми рукавами осадочного материала не могло компенсировать или превысить темп прогибания. Зоны малой мощности песчаников или их отсутствия на юге центральной и в юго-восточной части карты соответствуют небольшим поднятиям в палео-рельефе, которые являются отражениями структуры, существовавшей по более глубоким горизонтам во время осадконакопления. РАЗВЕДОЧНОЕ БУРЕНИЕ К моменту написания этой работы на участках, рекомендованных к бурению на основе карт развития песчаников, были пробурены три скважины. Эти карты строились по методике геосейсмического моделирования. Две скважины оказались продуктивными, одна — пустой. Плотность сети разведочных газовых скважин установлена из расчета одна скважина на 259 га, причем скважины в пределах каждой секции должны располагаться не ближе чем в 402 м от ее границ. Однако мало вероятно, что в формации Морроу — Спринджер в районе Гири какой-либо пласт-коллектор охватывает столь большую площадь, что развит на всей территории одной секции, или что одна скважина может дренировать всю приходящуюся на нее площадь (259 га). Были прецеденты, когда новую скважину бурили в секции, где уже имелись скважины, не получившие продукции из разреза Морроу — Спринджер, и такая скважина оказывалась продуктивной. Участки, рекомендованные для бурения согласно результатам моделирования, выбирались так, чтобы быть как можно ближе к тем пунктам взрыва, в которых моделированием установлена повышенная мощность базального песчаника, и в то же время чтобы не нарушать установленной (законом США) плотности скважин в разбуриваемых секциях. Первые две скважины, одна в секции 33, другая в секции 27, были расположены весьма близко от тех участков профиля 0—390, на которых, согласно результатам моделирования, имелись отражения с аномальной амплитудой, хотя точки заложения этих скважин и не были оптимальными. Моделирование отражений позволило установить, что мощность базального песчаника в пункте взрыва 1 меньше 6,0 м, что она возрастает до 9,0 м между пунктами взрыва 15 и 21 и затем вновь уменьшается до величины, меньшей чем 6,0 м, в пункте взрыва 25 (рис. 16а). Первая из этих скважин, Коноко 1-33-Лек, была пробурена примерно в месте расположения пункта взрыва 4 на профиле 0—390 в юго-западной четверти секции 33. Это место для заложения скважины было обосновано тем, что по данным моделирования здесь в разрезе имеется ба-зальный песчаник, а недалеко, в юго-восточной четверти секции 32, находится скважина, дающая продукцию из базального интервала фор-

мации Спринджер. Согласно результатам моделирования, мощность базального песчаника Спринджер в этом месте составляет 6,0 м или меньше. Скважина вскрыла этот песчаник в интервале мощностью 4,3 м, причем часть его мощностью 1,5 м имела пористость от 12 до 15 %. Средняя интервальная скорость в базальном песчанике, рассчитанная по акустическому каротажу, составляет 5151 м/с, что выше, чем ожидалось, а средняя плотность пород, определенная по плотностному каротажу, равна 2,58 г/см3. Анализ бурового шлама показал, что этот песчаник хорошо сцементирован, имеет кварцевые зерна от полуугловатых до по-луокатанных, песчаник чистый, слабо глауконитовый. Вмещающие его глины характеризуются средними интервальными скоростями порядка 3109 м/с при средней плотности 2,47 г/см3. Таким образом, коэффициент отражения на контакте глин с песчаником составляет 0,268. Скважина была оборудована на базальный интервал Спринджер и в начале добычи имела дебит 31 тыс. м3 газа и 1,4 м3 конденсата в сутки.

Вторая скважина, Коноко 1-27-Рукс, была пробурена недалеко от пункта взрыва 26 профиля 0—390 в юго-западной четверти секции 27 — ее старались расположить как можно ближе к зоне повышенной мощности базального песчаника, установленной моделированием в северо-восточной четверти секции 33. Амплитуда базального отражения в этом месте была слабее, чем дальше на юг, и это отражение удавалось воспроизвести, только когда мощность базального песчаника в модели принималась менее 6,0 м. Скважина Руке вскрыла базальный песчаник Спринджер мощностью 4,9 м, из которых интервал в 1,2 м обладал пористостью до 9%. Анализ шлама показал, что песчаные зерна полуугловатые до полуокатанных, стекловидные, песчаник хорошо сцементирован и содержит следы глауконита - он очень похож на ""'песчаник из скважины 1-33-Лек. В этой скважине акустический каротаж не производился, но, поскольку плотность песчаника оказалась равной 2,57 г/см3, а литологический состав такой же, как и в 1-33-Лек, было решено принять для него среднюю интервальную скорость близкой к 5182 м/с. Базальный песчаник Спринджер в скважине Руке опробован не был. Она была оборудована на один из продуктивных песчаных горизонтов в нижней части формации Морроу и дала расчетный дебит газа 0,173 млн. мЭ/сут. Ни одна из пробуренных до настоящего времени скважин не была заложена в оптимальных условиях с точки зрения данных моделирования, т. е. в точках, где, согласно моделированию, высокоамплитудному отражению в формации Спринджер соответствует мощный базальный песчаник. Возможность такой проверки представилась, когда в северо-восточной четверти секции 20 была ликвидирована скважина Коноко 1-Хафф по причине падения добычи. Ликвидация этой скважины позволяла пробурить здесь новую скважину. На сейсморазведочном профиле 0—387, пересекающем секцию 20 в направлении СВ — ЮЗ, в базальном интервале формации Спринджер между пунктами взрыва 34 и 41 (на протяжении 700 м, рис. 17) выде-

ляется хорошо выраженное высокоамплитудное отражение. Оно расположено между временными отметками 0,035 и 0,040 с над отражением Парвин, его моделирование было выполнено в нескольких пунктах взрыва. Разрез скважин Коноко 1-Хафф был использован в качестве предварительной стратиграфической модели, ибо эта скважина была ближайшей к исследуемой амплитудной аномалии. Акустический каротаж в этой скважине выполнен не был, поэтому значения скоростей получали посредством интерполяции данных АК по скважине Коноко 1-Лек, пробуренной в секции 21. В базальной части серии Спринджер скважина Хафф вскрыла плотный, весьма мелкозернистый непроницаемый песчаник мощностью 2,1 м. Выполненное по профилю 0—387 моделирование показало, что юго-западнее скважины Хафф этот ба-зальный песчаник увеличивается по мощности примерно до 15 м в районе пункта взрыва 38, а затем его мощность вновь снижается до значения меньше 3 м в районе пункта взрыва 33. Было предложено заложить скважину в месте пункта взрыва 38 в юго-западной четверти секции 20. Эта скважина, Коноко-1-Миллиган, была пробурена до известняка Парвин, ее глубина до забоя составила 3554 м. Согласно прогнозу, мощность базального песчаника Спринджер здесь 15,2 м. Однако скважина Миллиган вскрыла пласт тонкозернистого, плотно сцементированного, слегка глауконитового базального песчаника мощностью 5,5 м. Если бы этот песчаник был единственной высокоскоростной породой в данном разрезе, моделирование позволило бы дать правильный прогноз его мощности. Но оказалось, что непосредственно под базальным песчаником здесь появились два тонких (1,8 и 2,1 м) высокоскоростных (4907 и 5121 м/с) пласта известковистого песчаника. Отражения от этих пластов усилили сигнал, отраженный от маломощного базального песчаника, в результате чего его «составная» амплитуда оказалась аномально высокой. Конструктивная интерференция [18] отражений от тонких параллельных пластов может вызвать явление усиления амплитуды, аналогичное «резонансу» отражений от кровли и подошвы более мощного пласта. Как показано на рис. 18, сейсмический сигнал от тонких высокоскоростных слоев, равномерно распределенных по интервалу мощностью 17 м, может быть аналогичен сигналу от пласта песчаника, характеризующегося мощностью 15 м и скоростью 4724 м/с. Частотный диапазон полевых записей, выполненных в изучаемом районе, таков, что самые высокие частоты не превышают 70 Гц, что явно недостаточно для разрешения стратиграфической ситуации, встреченной скважиной Миллиган. Для выделения песчаников мощностью всего лишь в 4,5 м понадобились бы рабочие частоты порядка 422 Гц, которые при современных возможностях сейсморазведки, учитывая конкретные глубинные и поверхностные условия, использовать невозможно. Рассмотрение примера бурения скважины Миллиган ярко иллюстрирует проблему, с которой приходится сталкиваться при использовании

методов стратиграфического моделирования для решения поисковых задач в сложных стратиграфических условиях, когда несколько альтернативных вариантов строения разреза могут соответствовать одинаковым сейсмическим сигналам на записях, полученных в ограниченном частотном диапазоне. Если такие условия наблюдаются в районе, исследуемом с помощью моделирования, то без использования дополнительных геологических или геофизических критериев решениям, получаемым в результате интерпретации, будет свойственна некоторая неопределенность. Детальное определение и картирование фаций или привлечение дополнительных диагенетических критериев может оказать существенную помощь, позволив разграничить продуктивные и непродуктивные площади еще до моделирования. Использование в сейсморазведке более широких частотных диапазонов полезных волн также поможет обеспечить более детальное разрешение тонких пластов, что позволит лучше разграничивать перспективные земли от неперспективных. Из сказанного следует также, что, чем большее число вариантов стратиграфического строения может быть описано по данным сейсморазведки с помощью методов моделирования, тем выше достоверность «геосейсмической» интерпретации. ОБЩИЕ ВЫВОДЫ Результаты работ по геосейсмическому моделированию, выполненных в районе Гири, можно кратко подытожить в следующих положениях и выводах: 1. Район Гири включает квадрат с координатами T13N, R10W. Он расположен на северо-восточном склоне бассейна Анадарко, где стратиграфически сложно построенный осадочный нижнепенсильванский комплекс Морроу — Спринджер, в котором развиты аномально высокие пластовые давления, выклинивается вверх по региональному восстанию пластов. В разрезе этих отложений, представленных песчаниками, алевролитами и глинами, сформировалась региональная стратиграфическая ловушка, с которой связаны газоконденсатные залежи. 2. Песчаные тела в пределах этого комплекса имеют самое разное происхождение и по-разному ориентированы, из чего следует, что осадконакопление происходило в условиях дельты и зоны перехода от дельты к мелководному морю. ; 3. В районе Гири базальный песчаник Спринджер является регио-, нально продуктивным пластом и считается первоочередным поисковым ' объектом в квадрате T13N, R10W. Однако традиционные методы кар-| тирования здесь оказываются неэффективными и не позволяют пра-| вильно прогнозировать наличие этого пласта в разрезе с целью бурения ^разведочных и эксплуатационных скважин. j 4. Несмотря на сложное стратиграфическое строение комплекса t Морроу — Спринджер, между низкоскоростными глинистыми пластами

(2987 — 3505 м/с) и высокоскоростными песчаниками (4267 — 5029 м/с) наблюдается перепад скоростей, обеспечивающий на границах между этими пластами значение коэффициента отражения от 0,1 до 0,3. Благодаря этому разрез, особенно базальный песчаник, может быть исследован методами геосейсмического моделирования. 5. С целью повышения эффективности поисково-разведочного бурения в исследуемом районе методы геосейсмического моделирования применяли в комплексе с обработкой полевых сейсмических записей по методике SAILE. Кроме того, для высокоточного прогнозирования площадного развития и мощности базального песчаника Спринджер использовались входные геологолитологические параметры, определявшиеся по результатам исследования скважин и образцов пород. 6. Построение скоростных и плотностных моделей разрезов осуществлялось на основе известных геологических характеристик посредством расчета синтетических сейсмограмм, по которым судили о том, каковы должны быть полевые записи. Эти результаты дополнялись синтетическими сейсмограммами, которые строили по данным акустического и плотностного каротажа скважин, пробуренных в исследуемом районе. 7. Моделирование позволило установить, что базальный песчаник Спринджер, если его мощность превышает 6,0 м, может быть выделен по полевым материалам сейсморазведки: на разрезах, полученных посредством фильтрации в частотном диапазоне 8—55 Гц по методике SAILE, ему соответствует высокоамплитудное отражение в пределах низкоскоростного глинистого интервала несколько выше известняка Парвин. 8. Такое высокоамплитудное отражение фиксируется на нескольких разрезах, полученных при отработке сети сейсмопрофилей в исследуемом районе со взрывными источниками и с помощью метода Вибро-сейс при широкополосной частотной регистрации. В пробуренных скважинах ему соответствуют значительные мощности базального песчаника Спринджер. Синтетические сейсмограммы, построенные для разрезов этих скважин по диаграммам акустического и плотностного каротажа, хорошо согласуются с трассами полевых сейсмограмм и сейсмограмм, синтезированных на основе скоростных моделей, основанных на интерпретации полевых материалов. 9. Методы геосейсмического моделирования использовались для полуколичественной оценки мощности базального песчаника Спринджер в пунктах взрыва на тех профилях, где наблюдалось соответствующее ему высокоамплитудное отражение. Полученные оценки совместно со значениями мощности этого пласта, определенными в имеющихся скважинах, были использованы при построении карты общей мощности этого базального песчаника на исследуемой площади. 10. Скважина Коноко 1-Круз была пробурена в точке сейсморазве-дочного профиля 0—386, где соответствующая амплитудная аномалия сейсмических сигналов отсутствует. Согласно моделям, построенным для этого профиля, мощность базального песчаника в месте заложения ^|

скважины Круз должна быть меньше 3 м. Скважина вскрыла плотный песчаный пласт мощностью 1,8 м, как и было предсказано моделированием. 11. Основываясь на результатах геосейсмического моделирования, пробурили три скважины. В соответствии с прогнозом, две из них вскрыли маломощный базальный песчаник; третья скважина, Коноко 1-Миллиган, была пробурена в точке, где, согласно моделированию, хорошо развитой амплитудной аномалии должен соответствовать базальный песчаник Спринджер максимальной мощности 15,2 м. Скважина Миллиган вместо пласта песчаника указанной прогнозной мощности в базальной части разреза серии Спринджер вскрыла необычное сочетание пластов, которое, однако, генерирует точно такое же сейсмическое отражение, что и модельный разрез. 12. Стратиграфическое строение базальной части формации Спринджер, установленное скважиной Коноко 1-Миллиган, не могло быть предсказано моделированием, основанным на использовании обычной методики и имевшейся априорной информации. При моделировании сложных в геологическом отношении разрезов необходимо рассматривать несколько альтернативных решений, так как одинаковому сейсмическому изображению могут соответствовать разные варианты стратиграфии разреза. Литература 1. Adams W. L Diagenetic aspects of lower Morrowan, Pennsylvania!!, sandstones, northwestern Oklahoma. AAPG Bull., 48, No. 9, 1568-1580, 1964. 2. Benton J. W. Subsurface stratigraphic analysis. Morrow (Pennsylvanian), northcentral Texas County, Oklahoma. Shale Shaker, 21-23, 1970-1973, 1-29, 1972. 3. Breeze A. F. Abnormal-subnormal pressure relationships in the Morrow sands of porthwestern Oklahoma. Shale Shaker, 21-23, 1970-1973, 45-66, 1971. 4. Busch D. A: Stratigraphic traps in sandstones - exploration techniques. AAPG Memoir 21, 174 p., 1974. 5. Davis H. G. The Morrow-Springer trend, Anadarko basin, target for the 70s. Shale Shaker, 21-23, 1970-1973, 83-93, 1971. 6. Davis H. G. High pressure Morrow-Springer gas trend, Blaine and Canadian counties, Oklahoma. Shale Shaker, ,24, No. 6, 104-118, 1974. 7. Dobrin М. В. Introduction to geophysical prospecting. New York, McGraw-Hill, 446 p., 1960. 8. Dwight's Natural Gas Well Production Histories. Gas graph report 7, northwestern Oklahoma, 1. Dallas, Dwight's, 1976. 9. Fay R. 0., Ham W. E., Bado J. Т., Jordan L. Geology and mineral resources, Blaine County, Oklahoma. Geol. Survey Bull. 89, 258 p., 1962. 10. Forgotson J. M., Jr. Statler А. Т., David M. Influence of regional tectonics and local structure on deposition of Morrow Formation in western Anadarko basin. AAPG Bull., 50, No. 3, 518-532, 1966. 11. Forgotson J. M., Jr. Factors controlling occurrence of Morrow sandstones and their relation to production in the Anadarko basin. Shale Shaker, 17—20, 19671970, 135-150, 1969.

12. Jocobsen L. Sedimentation of some Springer sandstone (Mississippian — Pennsy-Ivanian) reservoirs, southern Oklahoma, AAPG Bull., 43, No. 11, 25752591, 1959. 13. Khaiwka M. H. Geometry and depositional environment of Morrow reservoir sandstones, northwestern Oklahoma. Shale Shaker, 21-23, 1970-1973, 170-193, 1973. 14. Mannhard G. W., Busch D. A. Stratigraphic trap accumulation in southwestern Kansas and northwestern Oklahoma. AAPG Bull., 58, No. 3, 447-463, 1974. 15. Pate J. D. Stratigraphic traps along north shelf of Anadarko basin, Oklahoma. AAPG Bull., 43, No. 1, 39-59, 1959. 16. Petroleum Information Corp., Vance Rowe Oklahoma oil reports, northern Oklahoma and panhandle-northwestern. Oklahoma City, May, 1976. 17. Potter P. E. Sand bodies and sedimentary environments — a review. AAPG Bull., 51, No. 3, 337-365, 1967. 18. Sengbush R. L., Lawrence P. L., McDonal F. J. Interpretation of synthetic seismo-grams. Geophysics, 26, No. 2, 138-157, 1961. 19. Swanson D. С., West R. R. Anomalous Morrowan-Chesterian correlations in western Anadarko basin (abs. ).. AAPG Bull., 52, No. 3, 551 p., 1968. 20. Takken S. Subsurface geology of the north Gbtebo area, Oklahoma. Shale Shaker, 15-17, 1964-1967, 330-338, 1967.

Основы построения стратиграфической модели по сейсмическим данным* М. У. Шрамм мл., И. В. Дедман и Дж. П. Линдси

Краткое содержание. Успехи, достигнутые за последние пять лет в методике построения геологических моделей и обработке сейсмической информации, в настоящее время позволяют довести интерпретацию строения и вещественного состава осадочных комплексов до недосягаемого прежде уровня. Новые методические приемы позволяют геологам и геофизикам осуществлять корреляцию данных бурения с сейсмической информацией с более высокой степенью надежности, особенно в тех случаях, когда ранее не представлялось возможным расшифровать особенности разреза. Значительно расширились возможности выявления латерального изменения фаций, изменений литологии по разрезу, рифов, русловых песчаников, береговых баров, зон выклинивания и замещения, а также газонефтяных и водонефтяных контактов. Указанные методы были успешно применены на практике при поисковых и разведочных геологических работах в различных геологических провинциях, причем они использовались не только для поисковых целей, но и на стадии разработки месторождений. В последнем случае осуществлялся комплексный анализ сейсмических, геологических и промысловых данных с целью более достоверной оценки как геологических, так и извлекаемых запасов нефти и газа. ВВЕДЕНИЕ Успехи, достигнутые в последние годы в геологии и геофизике при ^'поисках литолого-стратиграфических ловушек, благодаря разработке ^относительно новых и весьма эффективных методов моделирования по-рзволили геологам и геофизикам: 1) решать различные проблемы стра-||тиграфии, 2) прогнозировать литологию и типы ловушек, 3) в неко-Дйгорых случаях прогнозировать наличие углеводородов и 4) при опреде-Иленных обстоятельствах выполнять количественную оценку залежей углеводородов. Iй Модель — это некоторое представление о среде, на основе которого Цможно рассчитать особенности сейсмического волнового поля и, сопоставив их с результатами полевых сейсмических наблюдений, оценить значение последних. Модель может быть физической, математической, или, как это обычно принято в геологии, умозрительной. Модели могут быть простыми (как, например, «модель дельты» либо «модель бассейна», на базе которой осуществляются поисковые работы в том или ином районе с целью выявления дельты либо бассейна) и очень сложными (модель коллектора, технико-

экономическая либо геосейсмическая), основанными на математических законах и требующими применения ЭВМ. Геосейсмическое моделирование заключается в расчете сейсмических отраженных волн, соответствующих определенной геологической обстановке (модели разреза). Модель разреза, как правило, задается в виде поверхностей раздела геологических тел определенной геометрической формы, свойств, характеризующих интервалы разреза (таких как скорость, плотность и затухание), с учетом других параметров, которые важны для оценки акустических свойств. Кроме того, при создании такой модели необходимо привлекать всю имеющуюся геолого-геофизическую информацию и косвенные признаки. В частности, при построении стратиграфической модели разреза в качестве первоочередной задачи необходимо уделять внимание литологическим изменениям, полагая, что формирование залежей углеводородов контролировалось в основном литолого-стратиграфическими условиями. Первые работы по стратиграфическому моделированию относятся к началу 50х годов, когда впервые появились синтетические сейсмограммы. С внедрением акустического каротажа стало возможным получать информацию об основных акустических свойствах разреза с достаточной степенью детальности и выявлять связи между характером разреза и соответствующими формами регистрируемой сейсмической информации. Расчет синтетической сейсмической волны представляет собой одномерную стратиграфическую модель. Вначале при этом учитывались только первичные отраженные волны, позднее к ним подключили многократные, а затем стали рассматривать и эффекты затухания. В настоящее время методика построения синтетических сейсмограмм доведена почти до совершенства. Что же в таком случае позволяет надеяться на большую эффективность стратиграфического моделирования и развитие его до такого уровня, когда оно станет более полезным для решения разведочных задач, чем синтетические сейсмограммы? Два вновь установленных факта послужили отправным моментом для стратиграфического моделирования: 1) установлена зависимость между газоносностью пластов песчаника в прибрежных районах Мексиканского залива и амплитудой отраженных волн и 2) появилась возможность измерения и использования в целях интер- ; претации основных динамических характеристик распространяющихся упругих волн.

Литология Интевбальное ПС ——|——— время пробега, мкс/м Плотность, г/см3~

РИС. 1. Каротажные диаграммы, отражающие акустические параметры газоносного песчаника. Первый из упомянутых фактов связан с широкоизвестным явлением «яркого пятна». С момента своего появления несколько лет тому назад этот методический прием от простого выделения на сейсмических разрезах ярких пятен превратился в солидную методику, позволяющую картировать площадь распространения, рассчитывать мощность и распределение соответствующих песчаников в разрезе. Так называемые яркие пятна представляют собой амплитудные аномалии, которые во многих случаях могут свидетельствовать о наличии залежей углеводородов. На начальной стадии своего развития стратиграфическое моделирование принесло наибольшую пользу при решении проблем песчаных коллекторов в провинции Галф-Кост. О его эффективности в этом районе можно судить по каротажным кривым, которые изображены на рис. 1 и соответствуют песчаному телу, почти нацело заполненному газом. По кривой акустического каротажа четко выделяется газоводяной контакт (ГВК). На кривых акустического и плотностного каротажа можно выявить также контакт между глинами и газоносным песчаником. Данные границы характеризуются коэффициентом отражения 0,22, что обусловливает формирование на них устойчивого сейсмического импульса. Важно, что на акустической диаграмме аномалия характеризует мощность продуктивной зоны. ЛИТОЛОГИЯ РАЗРЕЗА И ФОРМЫ СЕЙСМИЧЕСКИХ СИГНАЛОВ Стратиграфическое моделирование базируется на существовании закономерной связи между литологическим составом изучаемого разреза и характеристикой сейсмических отраженных волн. В своем простейшем виде сейсмический импульс представляет собой упругое колебание, распространяющееся через пласты горных пород различного состава, и на каждой

границе раздела происходит отражение падающей волны. Если на границе акустическая жесткость уменьшается, то отраженный основной импульс будет отрицательным по отношению к падающему; увеличение акустической жесткости вниз от границы слоев приводит к образованию положительной отраженной волны. Интенсивность этих отраженных сигналов является функцией разности акустических жестко-стей. Большие различия обусловливают более интенсивные отражения. На рис. 2 показан вид сейсмических отраженных волн для некоторого разреза. На рис. 2, а представлена форма импульса в случае пневматического морского источника возбуждения, а на рис. 2, б — форма широкополосного сигнала с нулевой фазой. На трассах 1—5 изображены сигналы, соответствующие каждой границе раздела, а на трассах 6 — суммарный отраженный сигнал от всех границ. Чтобы можно было выполнить стратиграфическую интерпретацию по сейсмическим данным, необходимо знать форму исходного импульса, показанную на рис. 2, а и б в упрощенном виде. Правильное описание этого импульса для конкретных сейсмических данных можно использовать для построения моделей в заданной литологической последовательности. Путем сравнения моделей с фактическими данными в дальнейшем достигается стратиграфическая интерпретация моделируемого разреза. Однако в стратиграфическом моделировании есть и одна трудность, которая выявляется при непосредственном сравнении суммарных трасс, приведенных на рис. 2, а и б. Импульс от пневматического морского источника имеет очень сложную форму, и синтезировать его нелегко. При попытке использовать трассу суммарного сигнала (рис. 2, а) для отождествления основных границ раздела с соответствующими максимумами и минимумами на моделируемой трассе обнаружилось запаздывание сигнала, что ухудшало его идентификацию. Широкополосный нуль-фазовый импульс, напротив, не дает отставания во времени при отождествлении с границей раздела сред. При использовании этого импульса легче установить искомые характерные признаки отраженного сигнала. КОРРЕКЦИЯ ИМПУЛЬСОВ Морской источник создает исходный волновой пакет, состоящий из сложной серии колебаний длительностью от 0,25 до 0,30 с. Он складывается из волны источника, волн-спутников и волн, генерированных кабелем, а также аппаратурных помех. Исходный волновой пакет можно

установить по сейсмическим данным либо синтезировать, основываясь на точных сведениях о параметрах волн, упоминавшихся выше*. Как только установлена форма основного волнового пакета, можно использовать математический оператор для преобразования его в более короткий импульс (0,06—0,07 с) с нулевой фазой и с той же частотной полосой, что и исходный. Этот процесс «фильтрации» позволяет трансформировать сложную форму сигнала в упрощенную (показанную на рис. 2), благодаря чему повышается разрешающая способность сейсмического метода и стратиграфическое моделирование становится более достоверным.

СХЕМАТИЧЕСКИЕ СТРАТИГРАФИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ Приводимые далее примеры помогут уяснить основы построения моделей и решения задач с помощью стратиграфического моделирования. Они составлены для наиболее типичных стратиграфических комплексов, характеризующихся различными условиями залегания. Расчет проведен на основе модифицированной теории волнового поля в сочетании с прослеживанием лучевых траекторий и интегрированием общего сигнала от глубинной границы раздела в каждой точке наблюдения.

Русловые песчаники На рис. 3 показаны геологические обстановки, обусловившие формирование русловых песчаников. Как видно на небольшой карте-врезке (внизу слева), такие песчаники характерны для участков дельтовых маршей в межпроточных зонах крупных рек. Разрезы толщи русловых песчаников показаны как в увеличенном по вертикали масштабе (справа), так и в истинном масштабе. По диаграммам электрического каротажа можно видеть, что в кровле песчаник постепенно сменяется вышележащими глинами. Такой переход обусловлен увеличением глинистости песчаников или наличием глинистых прослоев в верхней части песчаного тела. В подошве песчаники относительно чистые, и благодаря этому наблюдается резкий контакт с нижележащими глинами. В силу переходного характера верхней границы песчаника отражения от нее менее интенсивные и менее четкие, чем от его подошвы. Это выявляется при построении сейсмограмм на основе решения волнового уравнения, приведенных на рис. 4. Отражение в случае типичного исходного импульса от морского пневматического источника возбуждения (а) * Рассмотрение методов выделения формы исходного импульса не входило в задачи данной статьи. Для более детального ознакомления с основами этого процесса см. статью Нейделя и Поджиаглиолми ранее в этой книге.

РИС. 4. Сравнение отражений при типичном исходном импульсе (в) и при откорректированной форме исходного импульса (б) для геологической модели руслового песчаника (рис. 3). получается несколько сложным, хотя относительно однородным по площади. Наблюдается запаздывание во времени его прихода, поскольку основным отражающим горизонтом служит подошва русла. Из-за сложной формы импульса нельзя установить мощность песчаного тела. Если же первоначальную форму импульса скорректировать, пересчитав на эквивалентную полосу нулевой фазы, тогда отражение примет иной вид, показанный на рис. 4,6. Точные представления о форме падающего импульса и отсутствие сильных помех позволяют проследить

кровлю песчаника (хотя отражение от нее в два раза слабее, чем от подошвы) и точно рассчитать мощность этого пласта. Кроме того, можно в целом установить форму руслового выполнения в том виде, как показано на геологической модели.

Песчаники береговых баров На рис. 5 изображена схема геологического строения песчаника берегового бара, выявленного вблизи дельты, как указано на карте-врезке. Такие песчаные толщи разделяют глины лагунных участков от морских глин, что можно видеть на геологических разрезах. На электрокаротажных диаграммах четко отбивается кровля песчаника, в направлении к которой размеры песчаных зерен увеличиваются, и виден плавный ли-тологический переход в подошве, где песчаник более мелкозернистый и встречаются прослои глин. Моделированные отражения в случае типичного исходного импульса от морского пневматического источника и его широкополосного симметричного эквивалента приведены на рис. 6. Как видно, и здесь необходима коррекция импульса для улучшения качества данных, используемых при стратиграфической интерпретации. Обращает на себя внимание различная интенсивность отражений от кровли и подошвы песчаника, что обусловлено плавным переходом его в глины в подошве.

РИС. 6. Сравнение отражений при типичном исходном импульсе (а) и при откорректированной форме исходного импульса (б) для геологической модели песчаника берегового бара (рис. 5).

Песчаники береговой полосы На рис. 7 изображена серия песчаников береговой полосы, отложившихся кулисообразно в процессе регрессивного периода на обращенной в сторону моря окраине дельтового комплекса. Распределение размеров зерен по разрезу аналогично песчаному телу берегового бара, причем плащеобразно залегающие песчаники могут постепенно приобретать форму выпуклых линз, свойственную прибрежным барам. Контакт

песчаных тел с вышележащими глинами резко выражен, а в подошве форма контакта варьирует от резкой до переходной. На рис. 8 сравниваются сейсмические отражения при использовании типичного импульса пневматического морского источника возбуждения и корректированного импульса. В данном примере смещение верхнего сигнала при интерпретации можно ошибочно принять за зону разлома, особенно если (как это обычно бывает) накладываются помехи. Однако после коррекции исходного импульса достигается четкое выделение двух песчаных тел, как показано на геологической модели. Песчаники имеют линзовидное строение, не связаны друг с другом, расположены кулисоо-бразно и выклиниваются в двух направлениях. При интерпретации можно легко отклонить версию о разломе. Кроме того, своевременная оценка степени сообщаемости между песчаными телами на основе информации, установленной на сейсмическом разрезе, играет важную роль для поисков и эффективной разведки.

Фациалыюе замещение и состав песчаников На рис. 9 приведена модель, иллюстрирующая общий случай фа-циального замещения. Здесь в пачке пористых песчаников по простиранию изменяется содержание глинистой фракции. Латеральные изменения смоделированы с учетом общего количества песка, а также характера его распределения по разрезу. Ключевым параметром, свидетельствующим о песчанистости разреза, является амплитуда. Зона слабых отражений в точности соответствует области 100°оной глинистости (непроницаемому барьеру в данном случае), а наиболее интенсивные экстремумы отражают наиболь-

РИС. 9. Геологическая модель (а) и модель, рассчитанная методом решения волнового уравнения (б), для пористых песчаных линз в толще глин. шее содержание песка. В некоторой степени о характере вертикального распределения песчаников в разрезе можно судить по форме сейсмической волны. Наличие интенсивного незачерненного полупериода сейсмического отражения отмечает положение в разрезе кровли песчаника. Самые удаленные вправо сигналы, где песок сконцентрирован в кровле и подошве комплекса, характеризуются формой записи, отличной от других сигналов данной модели. Использование моделей позволяет надежно установить мощность песчаника. Обычно сложнее определить число маломощных сближенных прослоев песчаных тел, как на приводимой модели, поскольку частотный диапазон сейсмических волн не позволяет осуществить такое разрешение. Водоносный песчаник с газовой шапкой На рис. 10 изображена модель, составленная на основе реальных геологических материалов. Пласт песчаника относительно постоянной мощности залегает в виде плавной антиклинали. Верхняя часть (18 м) пласта, имеющего общую мощность 36 м, насыщена газом. Данные сейсморазведки подтверждают аномалию амплитуд, соответствующую результатам моделирования, показанным на этом рисунке. Вначале дан-

ная модель была построена на основе теоретически рассчитанных значений скорости и плотности для песчаника и глин по материалам каротажа скважин. По этим значениям было получено отношение амплитуд только 1,25:1; тогда модель была преобразована согласно величинам, указанным на рис. 10. Эти значения были получены для коэффициента отражения 0,04 на границе раздела глин и водоносного песчаника и выбора такой скорости в газоносной части песчаника, которая обеспечивала бы амплитудные различия, соответствующие сейсмическим данным. Значения плотностей при расчете коэффициента отражения определяли с использованием формулы Гарднера и др. [4]. Теперь рассмотрим модельный результат для двух различных, но реально установленных форм сигналов, генерированных морским пневматическим источником. Предположим, что они получены при работе с двумя различными источниками. Анализ того, какой Материал лучше, не входит в нашу задачу. Очевидно, что полученные сейсмические разрезы совершенно различны и если бы они входили в состав единой системы профилей, выполненных на одной и той же площади, то их трудно было бы увязать между собой. Еще на один момент уже раньше обращалось внимание: обычно нельзя надежно установить мощность газонасыщенной части песчаника, определив его кровлю и подошву, без привлечения материалов по анализу амплитуд. Однако без такой информации все же удается установить наличие песчаника и наметить контуры его развития в районе. Волны от морских источников А и В характеризуются полосой частот, приблизительно равной 8—32 Гц; разряд, полученный с нуль-фазовым импульсом той же полосы частот, также приведен на рис. 10. Таким образом, каждый из двух сигналов может быть преобразован в такой сигнал при соответствующей обработке. В этом случае увязка материалов, полученных двумя партиями, не представляет труда. Хотя на рассматриваемой схематической модели газовая залежь приурочена к структурной ловушке, тем не менее при практической стратиграфической интерпретации сейсмических данных основную информацию получают по изменению амплитуды.

РИС. 10. Сейсмическая запись от песчаника с газовой шапкой для трех различных форм исходного сигнала.

ПРИМЕРЫ ПРАКТИЧЕСКОГО ПРИМЕНЕНИЯ Блок X, прибрежье Техаса Рассмотрим простой случай стратиграфического моделирования и проследим, как осуществляется интерпретация. На рис. 11 представлен обычный сейсмический разрез *, на котором между пунктами взрыва 2 и 4 наблюдается типичная амплитудная аномалия на времени 1,4 с.

Аномалия располагается в пределах шельфа Техаса в Мексиканском заливе, точное местоположение аномалии не указывается. Отчетливо видна структурная ловушка, но для целей стратиграфического анализа необходимо преобразовать сейсмический разрез с сохранением истинных амплитуд. На рис. 12 показан один из вариантов такого преобразования. Предполагаемая зона снова отчетливо проявляется, и теперь необходимо только установить мощность газонасыщенной части. Вероятно, если привлечь материалы по другим профилям, то можно установить характер распространения данной аномалии по площади. Трудности заключаются в том, что сложный сигнал, обусловливающий амплитудную аномалию, зависит как от формы основного импульса, так и от литологии разреза. Следовательно, необходимо получить разрез, в котором форма импульса была бы откорректирована, т. е. преобразована в симметричный полосовой импульс, характеризующийся той же шириной полосы пропускания, что и первоначальный импульс. На рис. 13 дан результат подобной обработки разреза с истинными амплитудами. Общая картина гораздо проще, чем в варианте без коррекции импульса; такое упрощение при более детальном исследовании информации характерно для всех волн — как сильных, так и слабых. В этом основное преимущество любого процесса обработки с коррекцией импульса. Главное заключается в том, чтобы правильно определить исходную форму волны, а следовательно, правильно сделать расчет. Это своего рода необходимое, но не достаточное условие правильности обработки.

На рис. 14 сравниваются два разреза с амплитудными аномалиями: один построен по стандартным сейсмическим данным, а другой — после коррекции импульса. Изменение всех элементов представленной здесь информации вполне очевидно. Не только упростилась сложная ампли-

РИС. 14. Сравнение стандартного и откорректированного за форму импульса разрезов с сохранением амплитуд. тудная аномалия, но и акцентрировалась менее чем «яркая» зона ниже времени 1,55 с. Можно думать, что происшедшие изменения обусловлены главным образом просто обращением полярности трасс. Такая специфическая амплитудная аномалия действительно визуально упрощается при перемене полярности, но в гораздо меньшей степени, чем это наблюдается в настоящем случае. Можно, конечно, незачерненные отрицательные амплитуды соотносить с отрицательным коэффициентом отражения, а зачерненные — с положительным, в результате чего получится картина, близкая к изображенной на рис. 12 и типичная для большинства газоносных песчаников шельфа Галф-Коста. Но это, как правило, не приводит к упрощению формы сигнала. Однако бывают случаи, когда простая перемена полярности действительно улучшает читаемость разреза либо способствует расшифровке его строения. На рис. 15 проведено такое же сравнение, как на рис. 14, но оба разреза составлены с применением АРУ. АРУ использовались, чтобы сделать более рельефным характер изменения формы импульса с глубиной на участках,

где не наблюдается амплитудной аномалии. Применяя определенное правило для полярности коэффициента отражения, удается выделять пласты относительно малой мощности с малой акустической жесткостью. Характерным признаком для выделения таких пластов служит асимметричная последовательность двух крупных пиков: первые отклоняются влево (не закрашены), а вторые вправо (зачернены). Как установлено, эти зоны соответствуют пористым песчаникам плиоценплейстоцена и позднемиоценового возраста; пористость их превы-

РИС. 16. Часть электрокаротажной диаграммы в районе амплитудной аномалии, показанной на рис. 11—15. Видно, что мощность газоносного песчаника достигает 20 м. шает 25%, и они могут служить высококачественными коллекторами для углеводородов. Мощность песчаника определяется по разнице времен, соответствующих этим двум экстремумам. Характерная форма отраженной волны, свойственная таким песчаникам, была выявлена в процессе моделирования на примере песчано-глинистых фаций (рис. 9). В данном случае расстояние, выраженное в двойном времени пробега, было пересчитано в метры с помощью калибровочных кривых; при этом значения скоростей в песчаниках находили по каротажным данным для пород аналогичного типа. Достаточно надежные результаты получаются только в том случае, когда для рассматриваемого диапазона глубин известны скорости распространения волн в глинах. Это позволяет использовать амплитуды для вычисления коэффициентов отражения, которые, в свою очередь, дают возможность прогнозировать скорости для песчаников по отношению к глинам. Судя по рис. 15, анализ истинной амплитуды и коррекция импульса в комплексе со стратиграфическим моделированием позволяет надежно выделять пористые песчаники даже на разрезах с АРУ. Этот новый методический прием безусловно поможет строить карты песчанистости для третичных терригенных отложений.

На разрезах с АРУ и коррекцией импульса, приведенных на рис. 15,

газоносный песчаник выделяется в кровле песчаной толщи, которая прослеживается и на более низких отметках на крыльях структуры. Положительные зачерненные экстремумы, соответствующие газоводяному контакту и далее подошве песчаника, в водонасыщенной части разреза по времени смещены вниз относительно газонасыщенной. При тщательном анализе установлено, что отрицательная фаза, соответствующая кровле песчаника, смещается во времени на меньшую величину при движении к краю газонасыщенного участка разреза, в результате чего временная мощность водонасыщенной части песчаника оказывается большей, чем газоносной. Это невозможно объяснить в случае песчаного пласта постоянной мощности, полностью насыщенного газом, учитывая, что интервальная скорость для газонасыщенного песчаника должна быть меньше, чем для водонасыщенного. Здесь мы имеем, по-видимому, тот случай, который представлен на рис. 1. Все изложенное позволяет сделать вывод, что песчаник содержит газ только в верхней части, а газоводяной контакт отбивается по наличию положительной фазы. В качестве альтернативы возможно предположить, что газонасыщенная песчаная толща резко выклинивается вниз по падению на контакте с водой, что маловероятно. На рис. 16 приведена электрокаротажная диаграмма для участка амплитудной аномалии, подтверждающая прогнозируемые значения скорости для газоносного песчаника общей мощности и мощностей участков разреза, насыщенных флюидами. Общая мощность зоны, представляющей интерес, составляет 36,0 м, причем верхние 20,0 м насыщены газом. На сейсмограмме два глинистых пропластка в песчанике не фиксируются, поскольку их мощность меньше разрешающей способности метода, определяемой частотным спектром регистрируемых сигналов. Исследуя всю имеющуюся для данной площади информацию путем стратиграфической интерпретации обычной (с АРУ) волновой картины с коррекцией импульса (рис. 17), можно выделить наиболее пористые разности песчаников независимо от того, содержат они газ или нет. На этот же разрез нанесена литологическая колонка по скважине, где глубины залегания пересчитаны во времена с помощью соответствующих палеток. Песчаники на каротажной диаграмме действительно совпадают по положению и по мощности с песчаниками, выделенными при интерпретации сейсмического разреза. В процессе такого сопоставления производят увязку времен, учитывая и возможные аппаратурные сдвиги времен на сейсмограммах. Принимаются во внимание даже локальные отклонения на кривой зависимости глубины от времени, если при этом не требуется, чтобы локальные интервальные скорости выходили за рамки допустимых пределов. Результаты сравнения вполне удовлетворены. Несмотря на то, что на некоторых участках мощности и число отдельных песчаных прослоев не всегда подтверждаются, тем не менее удается выделить главные песчаные пачки и установить суммарную мощность песчаников в разрезе до начала бурения. Используя информацию подобного типа в комплексе с надежными геологическими данными, можно построить карты отношения песчаник/глина и карты эффективной, т. е. чистой, мощности

песчаников для отдельных стратиграфических комплексов в районах, слабо изученных бурением. О прямом соответствии между откорректированной должным образом сейсмической информацией и каротажными материалами необходимо сказать следующее: 1. По сейсмическим данным не удается выделить все те пласты, которые видны на каротажной диаграмме. Каротажем исследуются породы в радиусе до 1 м от оси скважины, в то время как на сейсмограм-

РИС. 18. Карта изохрон района Блока Х (Мексиканский залив), на которой показаны скважина, амплитудная аномалия и размеры газоносной зоны. Профиль А—А' один и тот же для всех рисунков с 11-го по 17-й. [/—приподнятое крыло, D — опущенное крыло. ме область измерения достигает размеров зоны Френеля, т. е. от 100 до 400 м. 2. По обычной сейсмической информации практически невозможно выполнить точную калибровку и выявить связи между литологией и формой отраженной волны. 3. Экономический интерес представляет выявление по сейсмическим данным песчаников, которые обладают достаточными пористостью, мощностью, площадью развития и выдержанностью по площади и вследствие этого способны вмещать в себя промышленные скопления углеводородов. Завершая рассмотрение данного примера, опишем построение двух карт: 1) площадного распространения амплитудной аномалии; 2) суммарной мощности песчаника. На рис. 18 изображена первая из упомянутых карт; амплитудная аномалия в данном случае соответствует газоносной части песчаника. Линия А - А', ориентированная с северо-запада на юго-восток, представляет собой сейсмопрофиль, секущий данный блок и приводимый на рис. 11—15 и 17; кроме того, на нем по-

РИС. 19. Карта эффективной мощности песианика в изопахитах. Блок X, Мексиканский залив. Показаны местоположение, газовой скважины и очертания амплитудной аномалии.

казано местоположение скважины, давшей газ. Ни один из перпендикулярных к А— А' профилей не прошел через амплитудную аномалию. Поэтому на карте показаны только предполагаемые контуры аномалии. Очертания аномалии проведены по изолинии, совпадающей с газоводяным контактом. Принятое изображение формы аномалии в плане не противоречит ее отсутствию на пересекающих профилях, и правомочно предположить, что она наследует контуры структуры. Еще раз необходимо подчеркнуть, что в данном случае мы имеем дело с простейшей формой структурной ловушки, хотя методика выделения песчаников в разрезе и наличия в них газа базировалась на принципах стратиграфического моделирования и интерпретации. Аналогичные, но более совершенные методы применяются для обнаружения и определения размеров комбинированных структурнолитологических и литолого-стратиграфи-ческих типов ловушек и для оценки запасов содержащихся в них углеводородов. Вообще говоря, следует активнее переходить к выявлению ловушек иного типа, чем структурный, особенно при поисках месторождений нефти и газа и их последующей разработке. На рис. 19 приведена карта суммарной мощности песчаника, местами содержащего в отдельных случаях залежи газа. Мощности были получены по разрезу с АРУ и коррекцией импульса на тех участках, где отсутствует амплитудная аномалия, и суммарные величины нанесены на карту. Для сравнения с характером распределения мощностей песчаника по площади на данную карту нанесены контуры аномалии (залежь газа). Эта операция была проведена в качестве эксперимента, когда еще не имелось данных по скважине о мощности песчаника. После того как карта была готова, на нее нанесли информацию по скважине; при этом оказалось, что мощность песчаников по карте приблизительно соответствует величине суммарной мощности песчаных пластов, установленных скважиной,— 48 м (см. рис. 16). Отсюда следует, что в этом конкретном случае по сейсмическим данным установлена не эффективная мощность песчаников, а суммарная мощность всей песчаной толщи*. Необходимо отметить, что между мощностью газоносной части и суммарной мощностью песчаников зависимости не наблюдается. Это, очевидно, обусловлено

тем, что общая мощность толщи с 15 м на западе увеличивается до 30 м на востоке, свидетельствуя тем самым о наличии палеоструктуры, отличающейся от современной, в верхней части которой в конечном итоге образовалась залежь газа. Влияние распределения глин в разрезе и процентного содержания их в песчанике на форму сейсмического сигнала Для описываемого ниже случая никакого моделирования не проводилось. Однако это не означает, что его вообще не нужно делать. В действительности многие выводы, сделанные на основе сейсмической информации, базируются на накопленном опыте моделирования. Кроме того, мы и не ставили перед собой задачу точно прогнозировать объем резервуара и рассчитать различные варианты, для чего как раз и потребовалось бы тщательное моделирование. Приступая к проблеме стратиграфической интерпретации правильно обработанных сейсмических данных для целей количественных расчетов (а следовательно, и для экономической оценки), вначале необходимо установить зависимости между формой отраженных волн и количественными параметрами, характеризующими распределение глин в разрезе и их процентное содержание по отношению к песчанику. Приводимые ниже две модели являются гипотетическими (чтобы не сказать «нереалистичными»), но даны они исключительно в целях иллюстрации. От сейсмически тонкого слоя песчаника (мощностью менее чем Е четверть длины волны) получена отраженная волна, амплитуда которой изменяется в зависимости от мощности, а форма и специфические особенности сохраняются. Следовательно, по величине амплитуды сейсмической волны можно установить мощность тонкого пласта песчаника, если иметь калибровочную зависимость. На двух приводимых моделях

РИС. 20. Влияние глинистого пропластка в маломощном песчанике на характер сейсмических волн, отраженных от песчаного тела. Форма сейсмической волны

не меняется в зависимости от мощности глин или от особенностей их распределения в песчанике. Амплитуда волны непосредственно связана с величиной эффективной мощности песчаника.

РИС. 21. Влияние мощности и распределения глин в маломощном слое песчаника на форму отраженной от этой толщи песчаника сейсмической волны. Форма постоянна, а амплитуда сейсмического сигнала прямо пропорциональна эффективной мощности песчаника.

можно проследить влияние таких включений, как пласт глин, на сейсмический импульс. С тем чтобы оценить эффект такого изменения, варьировали параметры распределения глин в разрезе и их относительную мощность. Необходимо подчеркнуть, что на практике сведения о характере изменения литологии пластов малой мощности следует выводить из геологических концепций и принципов, приемлемых для данного конкретного случая. Такая информация одними сейсмическими данными не обеспечивается. В первой модели (рис. 20) глинистый пропласток мощностью 5 м залегает в толще песчаника мощностью 15 м, и положение его в разрезе меняется. В результате изменяется только амплитуда сейсмического сигнала при сохранении формы волны. От максимума до ближайшего минимума замерялись полная амплитуда и разность времен, а затем при помощи ЭВМ по ним строился график в том виде, как показано в нижней части рис. 20. Установлена четкая связь между величиной изменения амплитуды и эффективной мощностью песчаников. Частота записи остается практически постоянной с точностью до шага квантования 0,004 с. Во второй модели (рис. 21) в качестве переменных параметров выбирались мощность глинистых прослоев и их положение в разрезе. При этом вновь установлена закономерная связь между величиной амплитуды и эффективной мощностью песчаников, в то время как разность между максимумом и минимумом времени относительно постоянна и не позволяет судить о мощности песчаников. Из рассмотрения моделей можно сделать вывод, что если пласт горной породы имеет незначительную мощность, то присутствие любых прослоев инородного вещества уменьшает амплитуду сейсмического сигнала пропорционально их суммарной мощности. Следовательно, величина амплитуды пропорциональна эффективной мощности песчаника и при соответствующей калибровке дает более точное представление об этом параметре разреза, чем при его определении по изменению полупериода. Таким образом, по амплитуде отраженных волн можно определять объем пластаколлектора, мощность которого слишком мала, чтобы это можно было сделать по разности времен прихода волн. Непроницаемый экран вверх по восстанию На рис. 22 изображен пласт газоносного песчаника мощностью 15 м, пористость и проницаемость которого ухудшаются вверх по восстанию в пределах пологой антиклинали. Амплитуда антиклинали менее 60 м при длине 5 км, причем зона газоносности не совпадает со сводом структуры. В таких геологических условиях сейсмические волны характеризуются типичной амплитудной аномалией. График амплитуды и кривая изменения разности времен между экстремумами, вычерченные ЭВМ, аналогичны показанным на рис. 20

Временная модель для полосового сигнала в~32 Ги,

Амплитуда

РИС. 22. Замещение песчаника непроницаемыми породами вверх по восстанию; амплитуда сейсмического сигнала служит индикатором мощности интервала, занятого углеводородами, ухудшения пористости и положения газоводяного контакта.

и 21. Поскольку мощность песчаника невелика, то разность времен в пределах структуры не претерпевает изменений, в то время как рост амплитуды указывает на наличие газоносной зоны. По характеру уменьшения амплитуды вниз по региональному наклону (как показано на сейсмической модели в нижней части рис. 22), можно наметить положение газоводяного контакта даже при отсутствии «выположенной зоны» вследствие маломощности песчаника. Более характерным признаком ухудшения пористости и проницаемости вверх по региональному наклону служит изменение амплитуды. Видимое изменение может также свидетельствовать о выклинивании песчаников на крыле структуры, если распространение песчаников по площади неизвестно.

Соотношение между эффективной мощностью газонасыщенного песчаника и амплитудой сейсмической волны показано в верхней части рисунка. После выполнения миграционного преобразования отражений результаты определений мощности на основе амплитуд должны совпадать с истинными значениями мощности. Если такой сейсмический профиль является одним из многих, на которых установлена газоносная часть песчаника, то при калибровке амплитуд для каждого профиля можно получить значения эффективной мощности, построить по ним изолинии и затем нанести их на основную карту. Далее приступают к расчетам объемных параметров пластаколлектора. Геологи уже давно знакомы с таким типом ловушек или аналогичными ситуациями, когда песчаники выклиниваются либо замещаются непроницаемой толщей вверх по восстанию. Задача заключается в том, чтобы установить возможное литологическое замещение и указать местоположение того участка, где оно происходит. Таким образом, стратиграфическое моделирование представляет собой метод, позволяющий подтвердить либо дать отрицательное заключение о наличии ловушек такого типа и снизить тем самым затраты на бурение. Кроме того, оно дает возможность не пропустить благоприятные объекты даже в том случае, когда скважина, пробуренная в своде структуры, оказалась непродуктивной. КОЛИЧЕСТВЕННАЯ ОЦЕНКА ЛИТОЛОГОСТРАТИГРАФИЧЕСКОЙ ЛОВУШКИ Общие положения Ниже рассмотрен пример практической реализации стратиграфического моделирования и интерпретации при поисках и подсчете запасов газа, содержащегося в линзах песчаника. Все рассмотренные выше положения и методические основы были использованы для оценки запасов в таких песчаных линзах, имеющихся в разрезе шельфовой зоны Мексиканского залива в районе шт. Луизиана. В распоряжение авторов была предоставлена информация только по песчаникам плейстоцена. На исследованной территории пробурено две скважины: первая бы-

РИС. 23. Структурная карта по кровле алевритистых глин. ла заложена в своде структуры (рис. 23), вторая - на опущенном южном крыле конседиментационного сброса. Скважина № 1 на абсолютной отметке —1457 м вскрыла толщу алевритистых глин мощностью 30 м. Скважина № 2 на глубине 1631 м вскрыла зону алевритов, а на отметке —1646 м — газоносный песчаник мощностью 3 м. В распоряжении интерпретаторов имелись стандартные сейсмические разрезы с АРУ по меридиональным профилям N-1 и N-2 и по широтным профилям Е-1, Е-2, а также старые материалы по району бурения скважины № 1, не относящиеся к данной проблеме. С целью установить местоположение, размеры и суммарную мощность, а также потенциал газоносности крупных песчаных линз были привлечены материалы по профилям N и Е, на которых определили форму исходного сейсмического сигнала, а затем в процессе обработки откорректировали запись. Одновременно с этим был отработан профиль SE-J для увязки данных по двум скважинам и для сопоставления сейсмической информации с геологической по скважине № 2. На профи-

лях N-2, Е-2 и Е-3 четко выделяются амплитудные аномалии, свидетельствуя тем самым о возможности единой аномальной литолого-страти-графической толщи, которая пересечена сбросом. Наибольшая по размерам и по интенсивности часть аномалии приурочена к приподнятому крылу сброса, не освещенному бурением. Наличие аномалии по таким образом обработанным данным вполне реально; по первичным же сейсмическим данным она не выделялась. По графикам относительной амплитуды можно было бы говорить о наличии аномалии, но неизвестной оставалась форма импульса, а следовательно, нельзя было с уверенностью судить о наличии газа либо о параметрах, необходимых для подсчета его запасов. Методика интерпретации Вся информация, необходимая для интерпретации, представлена по каждому сейсмическому профилю на рис. 24—29. На рис. 31 карта эффективной мощности продуктивной зоны наложена на структурную карту по кровле этого пласта; обе карты составлены на основе интерпретации указанных выше данных. На каждом из рис. 24 — 29 приведены: 1) геологическая модель исследуемого пласта в разрезе; 2) участок сейсмического разреза с истинными амплитудами после коррекции по истинной форме исходного сигнала; 3) ось синфазности в укрупненном масштабе, по которой были автоматически определены значения полупериода АГ и относительные амплитуды; 4) полученные графики полупериода и амплитуд. Для целей такой интерпретации пришлось привлечь информацию по шести сейсмическим профилям (рис. 23): двум меридиональным, трем широтным и одному диагональному, ориентированному с юго-востока на северо-запад. Интерпретация проводилась по каждому профилю, и полученные результаты фиксировались в виде графиков амплитуд и ДГ На профилях N-1 и Е-1 аномальных амплитуд не отмечалось, что интерпретировалось как отсутствие газоносного песчаника. На остальных профилях наблюдались высокие амплитуды, которые использовали для вычисления мощности песчаника. Для демонстрационных целей в дальнейшем был отработан профиль SE-1 (рис. 29), который в какой-то мере подтверждает логическую последовательность интерпретации. В результате бурения скважины № 2 установлено наличие газоносного песчаника мощностью 3 м. Данные по скважине использованы для калибровки амплитудных графиков. Было. определено положение приподнятого и опущенного крыла сброса и вручную проведено сглаживание кривых амплитуд и АГ Калибровочный график был построен для исходного сигнала, использованного при обработке для коррекции формы записи, с тем чтобы установить поведение полупериода и амплитуды волны в зависимости от мощности пласта (в. миллисекундах). Соответствующие кривые показаны на рис. 30; по вертикальной оси отложена истинная мощность в единицах двойного времени пробега волны (в мс) в песчаном теле с низкой акустической жесткостью, залегающем в толще глин с

высоким значением акустической жесткости. На горизонтальной оси даны две шкалы. Одна шкала (в мс) показывает двойное время пробега волны между смежными максимумом и минимумом на трассе для нуль-фазового полосового импульса (8—32 Гц), отраженного от указанного пласта переменной мощности. Если бы полоса частот импульса была величиной бесконечной, то величина полупериода изменялась бы по прямой, идущей на графике под углом 45°. Но поскольку полоса частот данного импульса не беспредельна, то полупериод импульса при изменяющейся мощности слоя описывается сложной кривой AT Замеренные значения АГ становятся независимыми от мощности слоя на временах ниже 0,018 с. Другая шкала — относительной амплитуды данного импульса — также помещена на горизонтальную ось для соответствующих значений истинной мощности на вертикальной оси. При истинной «мощности» слоя выше 0,040 с амплитуда почти постоянна и затем возрастает до максимума при мощности порядка 0,018 с, т. е. до того значения полупериода, ниже которого кажущаяся мощность пласта во времени становится неизменной. При меньших значениях мощности кривая приблизительно отражает линейное затухание амплитуды отражения по мере того, как истинная мощность слоя стремится к нулю. В результате изучения данных по профилю SE-1 после сглаживания установлены две опорные точки, одна из которых находится у пункта взрыва 40, а вторая вблизи пункта взрыва 50. На графике (внизу на рис. 29) величина А Г между этими двумя точками возрастает, что свидетельствует о возможности изучения мощности пласта по изменению времени. Отметим, что ЛГ в этой области меньше величины ЛГ для пласта алевритистых глин по обе стороны от области высоких амплитуд. Это связано с тем, что интенсивная отраженная волна поступает непосредственно от газоносного песчаника. Инверсия фазы также обусловлена резким изменением формы волны от слабых отрицательных отраженных волн на флангах к интенсивной волне от кровли газоносного песчаника. Проведено измерение значений АГ в интервале между пунктами взрыва 40 и 50, как показано на рис. 29. Скорость в газоносном песчанике, полученная по данным акустического каротажа, проведенного в скважине № 2, оказалась равной 1646 м/с. Умножив ее на резонансную мощность 0,020 с, получаем мощность 16,5 м. Эти два значения (3 и 16,5 м) были взяты за основу при построении линейной шкалы амплитуд. Мощность рассчитывалась путем умножения значений Л Т/2 на ско-

Временной разрез после коррекции <рор/иы сигнала

измерение времен и амплитуд

РИС. 24. Количественный стратиграфический анализ по профилю N-1.

рость распространения волн в газоносном песчанике. Начало отсчета для мощности газоносного песчаника было выбрано там, где амплитуда падает до величин, характерных для алевритистых глин, т. е. приблизительно при относительной амплитуде 250. Интерпретация завершается корреляционной увязкой по значениям амплитуд (там, где это возможно) либо по мощности пласта с использованием той же амплитудной шкалы в метрах, которая показана на рис. 29. Окончательный вариант составленной после интерпретации карты газоносного песчаника приведен на рис. 31. Более мощная часть газоносного песчаника располагается юго-западнее скважины № 2, где его мощность на опущенном крыле сброса оказывается порядка 12 м, и на северном крыле сброса, где она достигает 24 м. Если все прочие экономические параметры и условия благоприятны, то разведочные скважины можно пробурить так, чтобы были опробованы оба сегмента линз и можно было принять решение относительно размещения эксплуатационного оборудования. Использование амплитуд в том виде, как показано на рассмотренном примере, дает геологам и геофизикам дополнительный параметр, который можно использовать для стратиграфической интерпретации на этапе разведки и подготовки объектов к эксплуатации. Однако, чтобы использовать эту новую информацию, все же необходим определенный уровень подготовки и опыт. ВЫВОДЫ На основе накопленного к настоящему времени опыта по практическому использованию стратиграфического моделирования можно сделать следующие выводы: 1. Моделирование наиболее интересных типов литолого-стратигра-фических разрезов оказывает неоценимую помощь геологам и геофизикам, позволяет им лучше понять наблюдаемые явления, особенно при истолковании амплитудных аномалий. 2. Необходимой процедурой является выбор и оценка точной формы исходного сейсмического импульса как при построении интерпретационных палеток, так и при коррекции сигнала в процессе обработки. 3. Данные, получаемые после коррекции записи за форму сигнала, позволяют выделять на сейсмических разрезах пористые пласты песчаников, содержащие промышленные залежи углеводородов, с большей детальностью и надежностью. Моделирование — это как бы новый метод, с помощью которого можно получить количественную оценку песчаных пластов в разрезе, причем с более высокой точностью и достоверностью, чем любым другим ранее применявшимся методом.

РИС. 25. Количественный стратиграфический анализ по профилю N–2.

геологическая модель

Временной разрез после коррекции уюрмы сигнала

измерение времен и амплитуд

CKf.\

Е-2 N-1

N-2

Ске.г Е-3

РИС. 29. Количественный стратиграфический анализ по профилю SE-J.

Кажущаяся мощность (двойное время пробега, м/с ) 0, 0,8 1,0 1,2 1,6 2,0 Относительная полная амплитуда

РИС. 30. Сейсмический сигнал для тонкого слоя с низкой акустической жесткостью. Полоса частот 8—32 Гц. Крутизна границ фильтра 48 дБ/октава. 4. Стратиграфическое моделирование особенно помогает точно рассчитать общий объем перового пространства и сконцентрировать внимание на важнейших параметрах, от которых зависят результаты таких расчетов. Естественно, что при этом допускается существование связи между объемом порового пространства и величиной акустической жесткости. 5. Этот метод может быть использован не только в таких провинциях, как Галф-Кост, но и в других и в целом позволяет получать достоверную информацию о литологии разреза до проведения буровых работ. Задачей данной статьи была иллюстрация на примере моделей и реального случая основных принципов, которые используются сейчас^при стратиграфическом моделировании. Моделирование и сведения о форме волны в дальнейшем будут играть все большую роль в разработке методов количественной интерпретации параметров систематической записи, особенно при увязке данных по скважине с сейсмической информацией. Получение параметров сейсмического сигнала и их преобразование в петрофизические характеристики пласта-коллектора — сложный процесс, который требует совместной деятельности геофизиков, геологов и инженеров, а также наличия соответствующей теоретической базы, которая позволит объединить и обобщить полученные результаты.

РИС. 31. Карта эффектными мощности продуктивной зоны, наложенная на структурную основу. Составлена по материалам скважин и на базе обработки сейсмической информации. Описанные методические приемы можно рекомендовать для использования сейсморазведки на стадии разработки месторождения. Основная задача при этом заключается, конечно, в достижении необходимой точности анализа. Чем больше имеется информации по скважинам и нефтепромысловых данных, тем более надежно и детально можно будет провести корреляцию между сейсмическим сигналом и параметрами пласта. Литература 1. Dedman Ё. V., Lindsey J. P., Schramm М. W., Jr. Stratigraphic modeling. New Trends in Seismic Interpretation, Denver Geophys. Soc. Cont. Ed. Seminar, Golden, Folorado, Aprif 17-18, 1975.

2. Domenico S. N. Effect of water saturation on seismic reflectivity of sand reservoirs encased in shale. Geophysics, 39, 759—769, 1974. 3. Domeriico S. N. Rock characteristics and pore fluid content. New Trends in Seismic Interpretation. Denver Geophys. Soc. Cont. Ed. Seminar, Golden, Colorado, April 17-18, 1975. 4. Gardner G. H. F., Gardner L. W., Gregory A. R. Formation velocity and density; the diagnostic basis for stratigraphic traps. Geophysics, 39, 770—780, 1974. 5. Harms J. С., Tackenburg P. Seismic signatures of sedimentation models. Geophysics, 37, 45-58, 1972. 6. Lindseth R. 0. Lithology determination (sands, shales, reefs, etc.). New Trends in Seismic Interpretation, Denver Geophys. Soc. Cont Ed. Seminar, Golden, , Colorado, April 17-18, 1975. 7. Lindsey J. P., Dedman E. V., Schramm М. W., Jr. Stratigraphic modeling: a step beyond bright spot. World Oil, 180, 61-64, 1975. 8. Lindsey J. P., Schramm M. W., Nemeth L. К. New seismic technology can guide field development. World Oil, 182, 59-63, 1976. 9. Sengbush R. L., Lawrence P. L., McDonal F. J. Interpretation of seismograms. Geophysics, 26, 45-58, 1961. 10. Tegland E. R. Sand-shale ratio determination from seismic interval velocity. 23rd Annual Midwestern Reg. Mtg., SEG and AAPG, Dallas, March 8, 1970.