Геологічна будова дна Світового океану за сейсмічними даними

Сучасний - четвертий - етап сейсмічних дослідженьСвітового океану почався з 1960 року після створення Скріппсовскім океанографічнимінститутом і Електронної лабораторією ВМФ США апаратури безперервного сейсмічногопрофілювання (НСП), що дозволяє одержувати безперервний розріз верхніх шарівземної кори (головним чином осадової товщі) по шляху проходження корабля. В якостіджерела порушення був застосований електроіскровий розрядник (спаркер), якийразом з прийомним гідрофоном буксирувався за кораблем. Слідом за спаркером були створеніта інші типи випромінювачів, що дозволили замінити дорогі і небезпечнівибухові речовини і одночасно різко збільшити продуктивність морськихсейсмічних робіт. За короткий період за допомогою апаратури профілювання булапроведена зйомка величезних океанських площ і вивчена структура осадовогопокриву і рельєф підстилаючого фундаменту у всіх провінціях дна. Одночасно різкездешевлення робіт дозволило цілому ряду країн включитися у виробництвосейсмічних досліджень в океані.

Наприклад, якщо на перших трьох етапах ці вимірюванняпроводилися переважно двома країнами - США і Англією, то починаючи з 1960року в роботи послідовно включається цілий ряд країн Західної Європи, атакож Канада, ПАР, Японія і ін Звичайно, чималу роль при цьому відіграло відкриттявеликих родовищ нафти і газу на шельфах Північної Америки та Європи, а такожрозвиток поглядів на природу і тектоніку дна океану.

На сьогоднішній день морські геолого-геофізичні роботитакож тривають як з метою пошуку корисних копалин, так і з чистонауковими цілями. Наприклад, в нашій країні цим займаються такі організації якСевМорГео і ВСЕГЄЇ. Остання в основному акцентує увагу на науку.

Сейсмічна розвідка (сейсморозвідка) є одним знайважливіших видів геофізичної розвідки земних надр. Основою методикисейсморозвідувальних робіт є збудження сейсмічних хвиль і вимірчасу пробігу цих хвиль від джерела до розстановки сейсмоприемников, зазвичайрозташовуваних уздовж прямої лінії, спрямованої на джерело.

Викликані вибухом або іншим способом пружні хвилі,поширюючись на всіх напрямках від джерела коливань, проникають у товщуземної кори на великі глибини. У процесі поширення в земній коріпружні хвилі зазнають процеси відбиття і заломлення. Це призводить дотого, що частина сейсмічної енергії повертається до поверхні Землі, девикликає додаткові порівняно слабкі коливання. Ці коливання реєструютьсяспеціальної, достатньо складною апаратурою. Знаючи часи пробігу до окремихсейсмоприемников і швидкість поширення хвиль, можна відтворити траєкторіїсейсмічних хвиль. Структурну інформацію отримують в результаті вивченнятраєкторій хвиль, що потрапляють в дві основні категорії: головні, абозаломлені, у яких головна частина шляху проходить вздовж кордону розділу двохшарів і, отже, приблизно горизонтальна, і відбиті хвилі, уяких енергія спочатку поширюється вниз, а в деякій точцівідбивається назад до поверхні, так що загальний шлях практично вертикальний.Для траєкторій хвиль обох типів часи пробігу залежать від фізичних властивостейгірських порід і елементів залягання пластів. Завдання сейсморозвідки полягає втому, щоб отримати інформацію про породи, зокрема про елементи заляганняпластів, з спостережуваних часів вступу хвиль і (меншою мірою) зваріацій амплітуди, частоти і форми сигналу.

Рис.8 Проходженнявідбитих і заломлених хвиль через шари земної кори від джерела доприймача: 1 - вертикальне відображення; 2-ширококутні відображення 3 -заломлені хвилі. [3]

Отримані записи піддаються глибокій обробці із застосуваннямсамої сучасної обчислювальної техніки. Аналізуючи та інтерпретуючи отриманіпісля обробки результати, кваліфікований спеціаліст-геофізик можевизначити глибину залягання, форму і властивості тих верств, на поверхніяких відбулося відбиття або заломлення пружних хвиль.

Потужності осадового чохла океану і його шарувату структурувивчають головним чином методом відбитих сейсмічних хвиль, тоді якінформація про будову океанської кори і верхньої мантії під опадами черпається зданих, одержуваних методом переломлених хвиль. Ці найбільш широко вживанізараз геофізичні методи були розроблені в 50-ті та на початку 60-х рр.. М.Юінга і його колегами з Ламонтской обсерваторії, М. Н. Хіллом зКембриджського університету, Р. Райттом і Дж. Шором з Скріппсовского інституту.Пізніше вони пройшли перевірку і стали широко застосовуватися нафтовими компаніями прирозвідці як морських, так і наземних родовищ вуглеводнів. [2]

Траєкторії хвиль, відбитих від поверхонь розділу, легкозобразити графічно (рис.8). За допомогою відбитих хвиль можна встановитимежу розділу між будь-якими двома шарами, акустичний імпеданс (функціяшвидкості і щільності) яких різний. Відношення енергії відбитої хвилі довихідної (зване коефіцієнтом відбиття Релея) для нормальної плоскоюхвилі виражається формулою

де Р-щільність, а С-компресійні швидкості ввідповідних шарах. Різниця імпедансу для межі розділу можна визначитишляхом вимірювання кількості енергії, відбитої цією поверхнею. У більшостівипадків більш інтенсивна запис на стрічці самописця відповідає збільшеннюамплітуди відбитої хвилі. Тонкі шари з невеликою різницею імпедансу зазвичайне реєструються. На сейсмограмою відбитих хвиль реєструється подвоєнечас проходження хвилею шляху від джерела до кордону розділу. Щоб по часупроходження хвиль обчислити глибину залягання або потужність шару, потрібно знатишвидкості поширення хвиль на всьому їхньому шляху. Тому відсутність даних прошвидкостях хвиль в вищерозміщених шарах ускладнює вивчення глибинного шару, алеформу його поверхні все одно можна встановити. Шлях проходження переломлениххвиль більш складний (рис. 8). Вони перетинають кордони між різними середовищами такимчином, що час проходження від джерела до приймача буде найкоротшим.Зазвичай при роботі методом переломлених хвиль використовуються хвилі,розповсюджуються вздовж покрівлі шару, в якому швидкості значно більше,ніж у вищерозташованих шарах. Для визначення швидкостей сейсмічних хвиль і глибинзалягання таких шарів вимірюється час, витрачений хвилями на проходження шляхувід джерела до приймача. [3]

4.1 Метод відбитих хвиль (МОВ)

Метод відбитих хвиль (MOB) - найбільш ефективний і розвиненийметод сейсморозвідки, застосовуваний в найбільших обсягах при пошуках і детальноїрозвідці родовищ нафти, газу та ряду інших корисних к...опалин на суші іна морі. Запропоновано в США Р. Фессенденом в 1917 році і Ж. карцері в 1919 роціі, незалежно від них, - в СРСР в 1923 році В. С. Воюцкий і у Великобританії Дж.Івенса і У. Уітні - в 1922-му. В даний час MOB використовується:

- для визначення глибини і форми залягання кордоніврозділу геологічних нашарувань;

- виявлення структурних і неструктурних пастоккорисних копалин, особливо нафти і природного газу;

- за сприятливих обставин для отриманняданих про літології, фаціальних складі порід, умови їх утворення, характеріфлюїдів, що насичують поровий простір гірських порід, і ін

Морські сейсмічні дослідження MOB проводяться в основномуза двома методиками - ОГТ і безперервне профілювання, які істотнорозрізняються по вартості, потужності джерел, ефективної глибиніпроникнення енергії і ще по ряду інших параметрів. Пружні хвилі в MOBзбуджують за допомогою проведення вибухів в неглибоких свердловинах або дієюспеціальних невибухових джерел. На поверхні реєструються відображеніхвилі від досить протяжних геологічних кордонів, на яких помітнозмінюється хвильовий опір (акустична жорсткість) сусідніх товщ. Такимкордонам зазвичай відповідають літологічні і тектонічні поверхнірозділів геологічних середовищ. Після реєстрації пружних хвиль вивчають їхкінематичні (часи приходу, швидкості розповсюдження і т. п.) ідинамічні (амплітуди, частоти та ін) характеристики. Відбиті хвилі завждиреєструються на фоні перешкод глибинного та поверхневого походження. Томудля їх виділення застосовують спеціальні прийоми збудження, запису та обробки,використовують розходження в кінематичних і динамічних характеристикахвідбитих хвиль і хвиль-перешкод. Польові спостереження виконують за спеціальнимисистемам спостережень. В даний час основними є системи багаторазовихперекриттів, що забезпечують отримання значної

надлишкової інформації, що зумовлює необхідність вНадалі проводити обробку по самим високоефективним технологіям. ВНині в сейсморозвідці MOB застосовують переважно 48-кратніперекриття з відстанню між каналами від 25 до 100 м. Запис коливань здійснюється, головним чином, сейсморозвідувальних станціями з числом каналів96 і більше. Обробка даних MOB практично повністю автоматизована і, якправило, виконується в крупних обчислювальних центрах на потужних ЕОМ. В процесіобробки використовують такі перетворення польових записів, які істотнопокращують відношення сигнал/перешкода. Для відтворення реального просторовогоположення відображають кордонів виконують спеціальні перетворення хвильовогополя, що дозволяють перейти від координат точок приходу хвиль на поверхніспостережень до координат глибинних точок відображення. Остаточні результатиобробки представляють у вигляді сейсмічних зображень середовища тимчасових і/абоглибинних динамічних розрізів. Приклад такого розрізу показаний на рис. 9. [2][4]

Рис.9 Тимчасової розріз по одному з профілів в Північному морі,відображає будову окраїнних схилів коралових рифів [2]

Важливою принциповою особливістю MOB є той факт, щозапис відбитих хвиль проводиться на порівняно невеликих віддалях відджерел пружних хвиль, завдяки чому променеві пучки відбитих хвиль завждивиявляються досить вузькими: діаметр їх перетину рідко перевищує 2-3 км. Ця обставина, в сукупності з можливістю виділення окремих імпульсів відображень,забезпечує високу детальність, дозволяння і точність вивченнягеологічного середовища, що і визначає провідну роль MOB серед інших методівсейсморозвідки. Роздільна здатність сейсморозвідки MOB по горизонталіоцінюється мінімальними горизонтальними розмірами і неоднорідностей,породжують регулярні відбиті хвилі. У звичайних умовах роздільназдатність по горизонталі порівнянна з радіусом першої зони Френеля і на глибинахвід 1,5 до 3 км становить, як правило, 0,3 - 0,5 км. [4] [5]

На рис. 10 зображено сейсмопрофіль отриманий за методом МОВ.

Рис. 10. Сейсмопрофіль відбитих хвиль океанської кори. Часпроходження відбитої хвилі від дна займає менше 8 с.

Видно кілька відображають горизонтів всередині осадової товщі.Сильне відображення від підстави осадового шару відзначено на 8,3 с. Відміченітакож шари 2 і 3 океанської кори. Кордон між шаром 3 і мантією (рефлектор М)проявляє ундуляціі. Швидкості поширення сейсмічних хвиль в різних шарах,показані на профілі праворуч, отримані в результаті окремих експериментів здопомогою радіобуїв. Знаючи швидкість звуку в різних шарах, можна по часувступу відбитих хвиль розрахувати глибину залягання відображають кордонів.Профіль отриманий в західній частині Тихого океану на схід від Японськогожолоби. [3]

Роздільна здатність по вертикалі визначається товщиноюокремого пласта, від покрівлі і підошви якого відбиті хвилі на записахспостерігаються роздільно, що в частотному діапазоні 20 - 100 Гц складаєзазвичай (15-25м). При використанні деяких спеціальних видів обробкиможливе виділення пластів мінімальною потужністю 8-10 м. Основним сучасним варіантом реалізації МОВ є метод загальної глибинної точки (МОГТ),запропонований у США в 1950 р. Мейном.

Метод (спосіб) загальної глибинної точки (МОГТ) - модифікаціяМОВ, заснована на системі багаторазових перекриттів і відрізняєтьсяпідсумовуванням (накопиченням) віддзеркалень від загальних ділянок кордону при різнихрозташуваннях джерел і приймачів. Метод ОГТ базується на допущенні прокорелюється хвиль, збуджених віддаленими на різну відстань джерелами,але відбилися від спільної ділянки кордону. Неминучі відмінності спектрів різнихджерел і похибки в часах при підсумовуванні вимагають пониження спектріврізних джерел і похибки в часах при підсумовуванні вимагають пониженняспектрів корисних сигналів. Основна перевага методу ОГТ полягає вможливості посилення одноразово відбитих хвиль шляхом зрівнювання часіввідбиттів від загальних глибинних точок і їх підсумовування. Специфічні особливостіметоду ОГТ визначаються властивостями спрямованості при підсумовуванні,надмірністю даних і статистичним ефектом. Вони найбільш успішнореалізуються при цифрової реєстрації та обробці первинних даних.

Також цей метод включає в себе основну і самувикористовувану в розвідці модифікацію 3D пошуку. Тривимірна сейсморозвідкавідрізняється:

1. Високою детальністю досліджень за рахунок значногопідвищення щільності інформації на одиницю площі, що дає можливістьсформувати куб сейсмічної запису, який характеризується практичноюбезперервністю хвильового поля. Це дає можливість окрім детального описуформи відображають поверхонь отримувати безперервні поля оцінок властивостей(Характеристик) досліджуваних геологічних середовищ.

2. Істотно більшим (в 2 і більше разів) ефектом придушенняперешкод в ЗD при рівній кратності накопичення попорівнянні з 2D. Ще значніше ця різниця приПорівняно мігрувати розрізів, так як число трас, що втягуються в ЗD міграцію "при її майданномухарактері, набагато більше, ніж при 2D міграції,виконуваної за профілем. Все це забезпечує краще відношення сигнал/шум.Тому динаміка сейсмічної запису точніше відображає геологічну будовусередовища.

3. Новою якістю відновлення просторового положеннявідображають кордонів і динамічних характеристик відображень у порівнянні зсейсморозвідкою 2D за рахунокзастосування міграції ЗD. Цезабезпечує істотно більш точне відтворення істинної структуригеологічних кордонів і фізичних властивостей порід у складнопобудованих реальнихсередовищах.

4. Принципово більш високим ступенем надійності виділенняі трасування тектонічних порушень і інших кордонів різкої зміни рельєфувідображають поверхонь.

5. При значному, більш ніж на порядок, збільшенніпросторової дозволяння вартість робіт 3D в порівнянні з детальноюзйомкою 2D зростає всього в 1.5-2 рази.

ЗD сейсморозвідка реалізуєтьсяза допомогою буксируваної площинної бази спостережень, що має одне джерело і рядпаралельних ліній прийому (кіс), відстань між якими становить 100-300 м.Необхідна поперечна кратність системи спостережень забезпечується бічнимзруш...енням смуг з їх перекриттям по лініях прийому. Для робіт ЗD сейсморозвідки створені спеціальнісуду з дуже широкою кормою (до 40 м), що дозволяють буксирувати до 12 і більшесейсмічних кіс. На рис. 11 показана одна зі схем буксируваної бази спостережень,містить одне джерело і 8 кіс. Для формування широкої площинної базиприйому застосовують складну мережу буксирувальних тросів і спеціальні пристрої -відводить, звані параванамі.

Рис.11 Схема буксирування бази спостережень при морській 3D сейсморозвідці: 1 - судно: 2 - параван;3 - сейсмічний джерело; 4 - буксирувана коса; 5 - буксировочні троси; 6 -стабілізатор глибини [6]

Цифрова сейсмостанція при морських роботах повинна забезпечуватиреєстрацію дуже великих обсягів інформації у високому темпі: в ЗD сейсморозвідці записи багатьох сотеньтрас виконуються кожні кілька секунд протягом багатьох годин і навіть діб безперервногоруху судна. При цьому процес сейсмічної запису повинен бути жорсткосинхронізований з роботою джерел коливань і записом даних супутниковоїінтегральної навігаційної системи. Вона являє собою комплекс наземних ікосмічних засобів визначення координат об'єктів на поверхні землі і моря.З її допомогою здійснюється висновок судна на площу робіт, його курсування запроектним маршрутами і безперервне визначення координат пунктів збудження іприйому коливань. Потік даних радіогеодезіі і супутникової навігації разом зпоказаннями суднових приладів (ехолотів, компасів, вимірювачів швидкості та ін)надходить в комп'ютер керуючої системи, де обробляється і порівнюється зпроектним завданням. В результаті видаються командні сигнали па рульову машинукорабля для коректування його курсу і швидкості.

Метод ОГТ 3D є основною модифікацією MOB при пошуках ірозвідці нафтових і газових родовищ практично у всіхобмеження.

1.

2.Облік

3.йому.

4.була виведенакорі.раніше.западин.першорядне значення.

Рис.13 Схема роботи з радіобуя. 1. Після занурення радіобуяв воду 1) піднімається антена 2) опускаються гідрофони 3) включаються батареї.[4]

У двухсудовом варіанті одне (приймальне) судно стоїть на місці,а інше віддаляється від нього, виробляючи вибухи через певні проміжкичасу. Потужність джерела в міру віддалення збільшуються. У більшості такихекспериментів максимальне видалення судів досягало 100 км. Хвилі, що надходятьвід найглибших шарів, реєструються першими, так як вони рухаються знайбільшою швидкістю. З огляду на дорожнечу і складності двухсудового методу буврозроблений односудовой варіант з використанням для реєстрації автономнихрадіобуїв. До радіобуй підвішується один замінює гідрофон, опущений наглибину від 20 до 40 м від поверхні води. Радіобуй, енергоживлення якогозабезпечується батареєю, діючої за рахунок реакції з морською водою, передаєна судно прийняті гідрофоном сигнали. Судно, віддаляючись від буя, виробляєВ«ПострілиВ» айрганом. На початку робіт буй розміщують від судна на відстані,достатньому для прийому прямих і заломлених хвиль, що йдуть під великими кутами.Радіобуй, таким чином, діє як приймаючий судно в двухсудовомваріанті. Отримані дані дозволяють розрахувати розподіл сейсмічнихшвидкостей по глибині в товщі опадів, швидкості переломлених хвиль і їхградієнти. В кінці 60-х і початку 70-х рр.. в сейсмічну методику було внесенодва істотні вдосконалення, що дозволили уточнити наші уявлення проокеанічній земної корі: айргани, що виробляють не поодинокі, а багаторазовізбудження, і донні сейсмографи. Донні сейсмографи різних типів служать дляприйому сейсмічних сигналів, що посилаються з надводного судна. Вони опускаються надно шляхом вільного падіння. Спливання забезпечується за допомогою або релечасу, або акустичного Розмикачі. Для реєстрації сейсмічних сигналіввсередину корпусу сейсмографа поміщають приймальний пристрій і магнітофон.Найважливішими перевагами донних сейсмографів є строга фіксація точкиприйому і прийом в умовах тиші. В результаті зондування методомпереломлених хвиль до початку 60-х рр.. були виявлені основні риси будовиокеанічної земної кори. Встановлено, що кора над мантією складається з трьохосновних шарів, що характеризуються такими середніми величинами сейсмічнихшвидкостей:

Шар 1 (осадовий), потужність зазвичай менше 500 м

Шар 2 5,07 + 0,63 км/с, потужність 1,17 + 0,75 км

Шар 3 6,69 + 0,26 км/с, потужність 4,86 ​​+ 1,42 км

Мантія 8,13 + 0,24 км/с

Шар 3 відділений від мантії розділом Мохоровичича, розташованимв океанах на глибині всього 6-7 км від дна, тоді як на континентах глибинарозділу Мохоровичича близько 40 км. Для судження про склад порід різних верствкори сейсмічні швидкості, визначені методом переломлених хвиль, булизіставлені з даними виміру швидкостей звуку в зразках кернаглибоководного буріння, в зразках, драгірованних з підводних оголень, і впородах офіолітової серії. [3] [2]

Рис. 14 Шляхипроходження хвиль через шари при відстані між джерелом і приймачемзвукових сигналів 30 км. [3]

Виконання морських сейсморозвідувальних робіт вимагає застосуванняспеціалізованих морських суден, здатних досить комфортно забезпечуватирозміщення всієї необхідної апаратури та обладнання і стійке буксируванняприйомних кіс.

Сейсмічні дослідні судна повинні задовольнятинаступного ряду вимог:

- зручне розміщення комплексу сейсморазведочнойапаратури та обладнання;

- досить комфортне розміщення 12-25 членівдослідницької команди;

- забезпечувати відносно низьку сейсмоакустичногогаласливість буксирування сейсмічних кіс в робочому діапазоні швидкостей 7-12 км/ч.

- мати спеціальне радіонавігаційне устаткуваннядля впевненого ведення судна по запроектованої системі сейсмічнихпрофілів;

- володіти достатньою автономністю плавання (30 - 60доби).

Рис.15 Судно, обладнане дляморських досліджень. На великій лебідці, укріпленої на кормовій палубі,намотана сейсмічна коса завдовжки 3-4 км; інша частина палуби зайнятакомпресорами, подаючими стиснене повітря в пневмопушкі. Закрита частина на рівніцієї палуби містить майстерні, лабораторії і камбуз; на рівні верхньої палубизнаходяться кают-компанії і каюти для персоналу експедиції. Є різноманітніантени для супутників і радіонавігації, зв'язку з берегом і радіобуя і т. д.Судно може залишатися в морі приблизно протягом місяця. [4]

5.1 Джерела пружних коливань

Основним типом джерел сейсмічних коливань при морськихроботах в даний час є пневматичні випромінювачі, які частішевсе називають повітряними гарматами (airgun). Пневматичний випромінювач (рис.16)являє собою металевий циліндр з основною (1) і допоміжної (2)камерами, рухливим поршнем з двома робочими поверхнями і штоками (3),системою бокових отворів в стінках циліндра для вихлопу стисненого повітря вводу (4), повітряним краном з соленоідального приводом (5) і сполучнихкомунікацій. В основну камеру (1) повітря високого тиску потрапляє,послідовно проходячи допоміжну камеру (2) і отвір в штоку поршня.Після досягнення робочого тиску подається імпульс у соленоідального привід,який швидко відкриває доступ повітря високого тиску в подпоршневоепростір верхньої частини випромінювача, в результаті чого весь поршень починаєрухатися вгору, тим самим відкриваючи доступ повітря, наявного в основнийкамері, в воду. В результаті швидкого вихлопу (виходу) у воду повітря високоготиску проводиться ефект робочого тиску (до 130 - 150 бар), джерелоготовий до роботи. По команді з сейсмостанції надходить електричний сигнал длязбудження пружних хвиль.

Рис.16 Принципова схема повітряної гармати в поперечномурозрізі: 1 - основна камера; 2 - допоміжна камера; 3 - шток з двомапоршнями; 4 - отвори для вихлопу газу; 5-соленоідального клапан [2]

Триваюче надходження з схеми живлення стиснено...го повітрявикликає повторне заповнення джерела системи повітрям. Через деякий час- В залежності від об'єму камер і продуктивності компресорів високоготиску - джерело може бути готовий до виробництва наступного вихлопу.Практично час повторної готовності становить 6 - 10 с. Інтенсивністьсейсмічної дії і форма збуджуваного сигналу такого джерелазалежать як від типу конструкції джерела і глибини його занурення, так і,головним чином, від обсягу робочої камери. Реальні джерела мають обсяги від0,2 до 33 л. Вихлоп повітря високого тиску виробляє первинний сейсмічнийімпульс. Вибух і подібне вивільнення повітря тривають 1-4 мс, а весь інтервалрозвантаження займає 25-40 мс. На жаль, сформувався в момент вихлопуповітря у воду повітряний міхур через деякий час схлопивается, тим самимвикликаючи другий сейсмічний імпульс. Це в свою чергу породжуєдодатково, сейсмічні хвилі, які сильно ускладнюють аналізованехвильове поле. Тому для таких джерел дуже важливо щоб другий імпульсбув якомога менш інтенсивним в порівнянні з першим. Серед комплексу заходів,які зазвичай застосовуються для виключення впливів повторних ударівсхлопивающіхся повітряних бульбашок, найбільшим поширенням користується групуванняджерел різної ємності і вибір оптимальної глибини і буксирування. Цимизаходами зазвичай вдається створити умови, при яких повторні сейсмічніефекти послаблюються вельми значно.

Водяні гармати (Watergun) (рис.17) відрізняються від повітрянихтим, що стиснене повітря приводить в рух поршень, що викидає в навколишнєсереду струмінь води. У міру просування струменя води вперед позаду неї утворюєтьсявакуумна порожнина, яка під дією зовнішнього гідростатичного тискусхлопивается, створюючи інтенсивний акустичний імпульс. Добутий уВнаслідок короткий імпульс створює потенційні можливості для досягненнябільшою роздільної здатності, ніж у випадку джерел типу повітряної гармати.Однак інтенсивність акустичного сигналу у водяних гармат нижче, ніж уповітряних. Тому їх застосування поки обмежене. [2]

5.2 Приймачі пружних коливань

гідрофони або морські сейсмопріемнікі тиску, як правило,відносяться до єзоелектричного типу. У їх конструкції використовуютьсясинтетичні п'єзоелектричні матеріали, такі, як цирконат і титанат баріюабо метаніобат свинцю. Пластина п'єзоелектричного матеріалу володієвластивістю створювати електрична напруга між протилежнимиповерхнями, якщо її піддати механічному згинанню. Тонкі електроди,поміщені на цих поверхнях, дозволяють утворити електричний ланцюг івиміряти цю напругу. Чутливим елементом дискових гідрофонів (рис. 18,а) служать дві круглі пластинки п'єзоелектричної кераміки на кінцях пологолатунного циліндра.

Рис.17 Схематичний поперечний розріз водяної гармати [2]

Електричний ланцюг виконана так, що якщо обидві пластинипрогинаються всередину, реагуючи на збільшення тиску з боку зовнішнього середовища,то виникають напруги складаються, а якщо вони згинаються в одному і тому жнапрямку, реагуючи на прискорення, вони взаємно знищуються (рис. 18,6). Цяособливість носить назву гасіння прискорень. Основними елементами циліндричнихгідрофонів (рис. 18, в) є тонкі порожнисті циліндри п'єзоелектричноїкераміки, закриті на кінцях латунними заглушками.

Рис.18 гідрофони: а-дисковий гідрофон, б-гасящий прискореннядисковий гідрофон; в - циліндричний гідрофон. [4]

Зміна тиску в середовищі, що оточує циліндр, деформуєкераміку і, отже, викликає поява електричної напруги міжвнутрішньої і зовнішньої стінками циліндра. Чутливість кожного елементагідрофону мала, тому їх звичайно об'єднують у ряди, що містять від 3 до 50елементів, щоб отримати групу гідрофонів; елементи в групі розподіляють подовжині 3-50 м. П'єзоелектричні гідрофони володіють високим внутрішнімопором, тому кожна група зазвичай забезпечена согласующимтрансформатором. Іноді замість трансформаторів використовуються попередніпідсилювачі електричного струму.

гідрофони об'єднують в довгі коси, буксирувані засейсмічним кораблем на глибині близько 10-20 м. Сейсмічна косасхематично показана на рис. 5.48, а фотографія секції коси наведена на рис. 17.

Рис.19 Схема плавучої буксируваної сейсмічної коси: 1 -науково-дослідне судно; 2 - барабан для змотування і намотування коси; 3 -кабель-буксир; 4 - вантажна секція; 5 - беспріборние секції; 6 - робочіприладові секції; 7 - кінцева секція; 8 - кінцевий фал; 9 - буксируванийрадар-відбивач; 10 - стабілізатор глибини [2]

гідрофони, з'єднувальні проводи та буксирувальний трос длязняття натягу коси поміщені всередину неопренового (полівінілхлоридного) шлангадіаметром 50 - 70 мм з товщиною стінок до 3 мм, який заповнений більш легкої,ніж вода, рідиною для того, щоб надати косі нейтральну плавучість, тобтощоб середня щільність шланга і його вмісту дорівнювала щільності морськоїводи. Між кормою судна і першою групою гідрофонів залишають провідну секціюдовжиною близько 100 м. Порожніми секціями іноді також перемежають окремі групигідрофонів, щоб отримати необхідну довжину коси. Остання група частосупроводжується хвостовій секцією, до якої прикріплений буй радар-відбивач,дозволяє з борту судна визначати його місце розташування., що рухається поповерхні. Візуальне або радарне спостереження за цим буєм використовується длявизначення величини дрейфу коси від постійного курсу сейсмічного корабля(Викликаного морськими течіями). Буй допомагає також знайти косу в разі їїнесподіваного обриву. Загальна довжина коси у воді 1000-2400 м, іноді навіть більше2400 м. Пристрої для регулювання глибини занурення коси (такий параванпоказаний на рис. 20) закріплені на косі в декількох (від 5 до 12) точках. Воничутливі до гідростатичного тиску, і їх лопаті нахиляються, приводячи дотого, що потік води, що набігає на них, піднімає або опускає сейсмічнукосу до потрібної глибини. Коли коса нерухома, параван неефективні.

Рис.20 Схема і фотографія сейсмічної коси. Пластмасовіроздільники а з'єднані трьома еластичними проводами b; зв'язка електричних проводів з проходить крізь отворироздільників. Гідрофон позначений буквою d. Сейсмічна коса поміщається в м'яку пластмасову оболонку,наповнену рідиною, яка забезпечує косі нейтральну плавучість.Пристрої для регулювання глибини занурення (е) закріплені на косі. [4]

Глибину яку прагнуть підтримувати параван, можна регулюватисигналом, переданим по косі, щоб змінювати її відповідно до змінглибини води або щоб дати можливість судну пройти над косою.

У неробочому стані косу намотують на барабан великогодіаметра за допомогою лебідки на кормі корабля. З інтервалом в кілька метріввсередині коси можуть бути вставлені пристрої для визначення глибини з метою їїконтролю. Крім того, всередину коси вставлені на ряді інтервалів приймачі водноїхвилі; вони являють собою високочастотні гідрофони (500-5000 Гц), якіреєструють хвилі, що поширюються в товщі води. Знаючи швидкість звуку вводі, по часу вступу водної хвилі можна знайти відстань до джерела.Магнітні компаси з дистанційним управлінням також можуть бути вмонтовані вкосу, щоб фіксувати її орієнтацію. Протягом, перпендикулярне напрямкусейсмічного профілю, іноді призводить до В«розмазуванняВ» глибинних точок, ападіння відображає кордону в напрямку, перпендикулярному сейсмическомупрофілем, може бути помилково прийнято за швидкісні зміни.

Морська приймальна система реєструє різні типи шумів:1) навколишній шум, породжений рухом хвиль, судів, підводним тваринним світомі т. п.; 2) локально обумовлений шум у водній товщі, викликанийтурбулентністю за рахунок руху у воді буксирує косу кабелю, заглиблюютьпараван, пристроїв для регулювання глибини занурення коси і хвостового буя, атакож шум, випромінюваний гвинтами корабля, двигунами та іншими механічнимипристроями; 3) механічно обумовлений шум, що поширюється по косі вВнаслідок вібрації кабелю, посмикування хвостового буя і т. п. У звичайнихумовах домінують шуми третього типу, але в бурхливу погоду починає переважатиперший тип. Шум, пов'яза...ний з буксируванням, послаблюють: а) роблячи косу, наскільки цеможливо, гладкою і встановлюючи параван та інші пристрої, що порушуютьгладкість коси, принаймні в 3 м від найближчого гідрофону, б) використовуючипровідну секцію для збільшення відстані між кораблем і найближчій групоюгідрофонів, в) застосовуючи не сталеві сегменти, а податливі і розтягуютьсясекції з нейлону для ослаблення коливань, що передаються по косі. Інодівикористовуються спеціальні короткі коси для реєстрації на малих віддалях,оскільки при роботі з основною косою зазвичай залишається досить значневідстань між кормою корабля і найближчій групою гідрофонів. [4]

Наведемо приклад заснований на вивченні кори глибоководнихулоговин. Відразу треба відзначити, що в зоні вивчення глибоководних улоговинфігурують два типових для них ознаки: 1) наявність інтенсивнихдифрагованих хвиль від точок дифракції, стохастично розподілених по всійплощини розрізу; 2) відсутність протяжних відображених кордонів (рис.21)

Рис. 21Сейсмічний розріз глибоководної улоговини за даними ГСП-МОВ. Виднадискретність відображають кордонів консолідованої океанічної кори. II, III -номери шарів кори. [7]

Аналіз щільності розташування майданчиків на площині розрізудозволяє виділити умовні кордони, які гіпсометричні збігаються абоблизькі до кордонів другого і третього шарів кори (рис. 22). Нижче поверхні Мчисло відображають майданчиків різко зменшується. На тимчасових розрізах цеспостерігається на часах 9,5 - 10 с, тобто на глибинах 7-12 км під дном.

У верхній частині консолідованої кори на часах 0,5-1с врозрізах проявляється лінзи-блокове будова другого шару. Середняпротяжність лінз 3,5-4 км, а потужність до 0,5 км.

Рис.22Результати інтерпретації сейсмічного розрізу, наведеного на рис. 1 -дискретні відображають кордону; 2 - зони порушень. I-IV - структурні товщі; М-межа Мохоровичича. [7]

Вертикальними порушеннями товща розбита на блоки шириною до10 км. Сама товща такого лінзи-блокової будови має потужність близько 2 км.

Нижче у часовому інтервалі від 1 до 3 з в товщі потужністю від4 до 9 км розвинені блоки розміром до 5 км, а їх відносне зміщення від 0,2 до1 км. Межі блоків відповідають вертикальним крутопохилих порушень. У данійтовщі можна виділить два горизонти: верхній, який охоплює верхні 1-3 км, міститьблоки великі за розмірами; нижній, що має потужність 4-7 км, характеризуєтьсяменшими блоками

(менше 2 км). Наступна товща знаходиться на временаз 3-4 с імає блоково-шарувату будову. Розміри блоків до 15 км. Усередині блоківфіксують шари потужністю не менше 0,5 км. Чітких безперервних відображають кордонівміж виділеними товщами простежити не вдається.незначно.

Рис.улоговин.

III

Висновок

Література

1.

2.

3.

4.

5.І.І.

6.

7.

8.Н.В.

9.І.І.

10.В.В.1997

11.А.Н.

12.

13.