РЕГИОНАЛЬНАЯ 3D-СТРУКТУРА ФУНДАМЕНТА МАЛО
реклама
В. Д. Суворов Е. А. Мельник В. М. Фомин ИНГГ СО РАН, НОВОСИБИРСК ИНГГ СО РАН, НОВОСИБИРСК АК “АЛРОСА”, МИРНЫЙ –≈√»ŒÕ¿À‹Õ¿fl 3D-—“–”ü“”–¿ ‘”Õƒ¿Ã≈Õ“¿ ÿÀŒ-¡Œ“”Œ¡»Õ—üŒ√Œ ¿Àÿ«ŒÕŒ—ÕŒ√Œ –¿…ŒÕ¿ œŒ ƒ¿Õդà œ≈–¬¤’ ¬—“”œÀ≈Õ»… —≈…—û◊≈—ü»’ ¬ŒÀÕ АННОТАЦИЯ. Представлены новые результаты, полученные путём двумерного лучевого моделирования предварительно оциф рованных аналоговых сейсмограмм при площадных наблюдениях, выполненных в 1982 1988 гг. в западной части Якутской кимберлитовой провинции. Рассмотрена методика обработки данных первых вступлений в модели двухслойной покрывающей среды. В окрестности Мирнинского кимберлитового поля и в междуречье рек Вилюя и Мархи выделены контрастные аномалии граничной скорости на поверхности фундамента и выступы в рельефе преломляющей границы, прослеженной в толще фун дамента на глубине 3 12 км. По совокупности сейсмических аномалий, характерных для района Мирнинского поля, прогно зируется участок, перспективный на поиск проявлений кимберлитового магматизма. ¬¬≈ƒ≈Õ»≈. В течение 1982 1995 гг. Ботуобинскя ГРЭ Якутского геологического управления, Институт геоло гии Якутского филиала СО РАН (г. Якутск) и Институт геологии и геофизики СО РАН (г. Новосибирск) выпол няли профильные и площадные работы методом ГСЗ по изучению строения земной коры и верхов мантии западной части Якутской кимберлитовой провинции [11, 12]. Цель работ заключалась в поиске региональ ных критериев прогноза полей кимберлитового магма тизма. Наибольшее внимание уделялось развитию методики полевых наблюдений, обработке и интерпре тации данных, направленным на обнаружение сейсми ческих аномалий, сравнимых с размерами кимберлито вых полей (40 60 км в поперечнике). В результате удалось выявить региональные особенности строения нижней части коры и верхов мантии, коррелирующиеся с рас положением среднепалеозойских кимберлитовых полей Западной Якутии [12]. В окрестности Мирнинского ким берлитового поля времена пробега волн, распространя ющихся в верхах фундамента, характеризовались заметно повышенным разбросом по сравнению с таковыми в ок ружающих районах. Понятно, что разброс мог быть обус ловлен скоростными неоднородностями, но локализо вать их на время проведения полевых работ не удалось. Вместе с тем по профилю п. ТасЮрях п. Алмазный п. Малыкай к югу от Мирнинского поля была обнару жена и предположительно оконтурена аномалия повы шенной, до 6,6 км/с, граничной скорости по поверхно сти фундамента [10, 11]. Использовавшиеся в то время способы обработки позволяли решать задачи только ре гионального масштаба [7, 8]. Начиная с 2000 г. Институтом геофизики (теперь Институт нефтегазовой геологии и геофизики) СО РАН при поддержке Ботуобинской ГРЭ АК “АЛРОСА” оциф рованы аналоговые сейсмограммы (несмотря на зна чительный срок хранения магнитных лент (20 25 лет) оцифровано до 94 98% наблюдений). По цифровым данным произведена повторная обработка времён пробега волн в первых вступлениях по данным 1981 1990 гг., полученным в МалоБотуобинском кимберли товом районе и на сопредельных территориях (Запад ная Якутия). Был обнаружен ряд новых локальных аномалий, подчеркивающих особенности глубинного строения верхов земной коры в окрестности Мирнин ского кимберлитового поля и на соседних площадях. Это оказалось возможным при численном лучевом мо делировании кинематики волн в первых вступлениях в двумернонеоднородной среде. Сравнением резуль татов решения прямой кинематической задачи и наблю дённых данных проверяется надёжность построения сейсмического разреза и уточняются параметры среды. В работе рассматриваются методика и результаты изучения строения верхов фундамента МалоБотуобин ского района и сопредельных территорий. Использо ваны наблюдения методом ГСЗ по профилям р. Олгуй дах г. Мирный г. Ленск [7], п. ТасЮрях п. Алмаз ный п. Малыкай [10] и площадные наблюдения, вы полненные в 1982 1990 гг. (рис. 1) [11]. Главное вни 85 1 Стр. 86 0 100 км Красный Желтый 3 2 Синий Контур му речь может идти о дискретных способах корреляции, разработанных в методике дифференциальных зонди рований [6], направленных на выделение наиболее круп ных пространственных аномалий кажущейся скорости, увязанных с наблюдениями из других пунктов взрыва. Практически надёжное выделение аномалий кажу щейся скорости может быть получено по данным не менее чем 5 7 регистраторов. Так, локально повышенная до 6,6 6,7 км/с кажущаяся скорость в начальной части монтажа из ПВ 8 (интервал расстояний взрывприём 90 120 км) может быть отнесена к надёжно выделяе мой при подтверждении её для данной группы регист раторов также и по данным из других источников воз буждения. Предметом для такого анализа является и об t L/6,3, c 1,9 ласть в интервале расстояний взрывприём 120 160 км, характеризующаяся повышенной до 6,7 6,8 км/с ка жущейся скоростью на монтаже из ПВ 26. Важно отме тить, что в обоих случаях в наблюдениях из встречных пунктов взрыва на фиксированной площади наблюде ний соответствующие аномалии отсутствуют. Здесь нужно учитывать значительное различие в расстояниях взрывприём, при которых определить природу обна руживаемых аномалий только по двум годографам не представляется возможным. При профильных наблюде ниях природа таких аномалий может быть вызвана на клоном преломляющей границы или сменой волн и легко определяется при анализе прямых, нагоняющих и встреч ных годографов [1]. ПВ31 (1988 г.) ПВ10 (1988 г.) 1,2 1,7 1 1,5 0,8 1,3 0,6 Pg PI 1,1 0,9 100 Pg 0,4 0,2 120 140 160 180 200 80 1,2 1 1 0,8 0,8 0,6 0,6 140 160 Pg 0,4 Pg 0,2 PI 0,2 80 100 1,2 120 140 160 80 180 100 120 140 160 ПВ14 (1987 г.) 1 t L/6,3, c t L/6,3, c 120 ПВ26 (1988 г.) ПВ8 (1987 г.) 1,2 0,4 100 0,8 0,6 Pg 0,4 Расстановка регистраторов 1988 г. Расстановка регистраторов 1987 г. 0,2 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200 Расстояние взрывприём L, км Рис. 2. Примеры монтажей сейсмических трасс для по парно встречных направлений из ПВ 148 (1987 г.), 26 31 (1988 г.) и для ПВ 10 (1988 г., см. рис. 1) с записью преломлённых волн на поверхности фундамента (Pg) и на границе I (PI) в редуцированном масштабе времён: точки времена вступлений волн в полосе шириной ±10 км вдоль линии, соединяющей источники возбуждения, штрихи осталь ные наблюдения 87 t L/6,3, c а 0,7 0,5 0,3 20 40 60 80 100 40 60 80 100 Pg 0,5 60 80 100 0,9 t L/6,3, c 40 0,7 0,5 Pg 0,3 80 100 120 140 160 0,7 0,5 0,3 20 180 t L/6,3, c t L/6,3, c б 0,9 0,7 20 0,7 t L/6,3, c за ограниченности объёма статьи). Остальные данные (в т. ч. и для одиночных поверхностных годографов) ис пользуются при обработке для уточнения пространствен ной формы обнаруженных аномалий скорости и карти рования региональных особенностей рельефа границ по площади. Сводные годографы первых вступлений волны Pg по встречным (близширотным) направлениям из ПВ 11 и 13 (см. рис. 3, а вверху, рис. 1) по наблюдениям в 1987 г. имеют некоторые различия. Сводный годограф в ближ ней к ПВ 11 области характеризуется кажущейся ско ростью 6,3 км/с, которая, начиная с расстояний около 50 км, уменьшена до 6,2 км/с. Изменения кажущейся ско рости на годографе встречных направлений из ПВ 13 в целом коррелируются с таковыми из ПВ 11. Понижен ные значения скорости (до 6,1 6,2 км/с) наблюдаются в начальной части годографа из ПВ 13 (удалённая об ласть на годографе прямого направления) и повышен ные (до 6,4 км/с) на дальней части (соответственно, t L/6,3, c В данном случае эта задача может быть решена ана логичным образом, но по совокупности не линейных, а поверхностных годографов из пунктов взрыва, распре делённых по площади. При этом следует учитывать возможное присутствие латеральных изменений скоро сти в области между ПВ и расстановкой регистраторов. Именно поэтому использование встречных годографов, получаемых в узкой полосе расстановки регистраторов (±10 км вдоль линии, соединяющей рассматриваемые пункты взрыва), является решающим при выделении аномалий времён пробега волн, расположенных в преде лах расстановки регистраторов. Они могут быть допол нены данными наблюдений вне такой полосы с близки ми временами пробега (при отсутствии изменений гра ничной скорости вне расстановки регистраторов). Рассмотрим опорные данные в виде сводных годо графов первых вступлений, позволяющие решить за дачу разделения преломлённых волн от поверхности фундамента Pg, границы PI и аномалий скорости в верхах фундамента (рис. 3). Для этого достаточно использовать только некоторые из ПВ, для которых имеются наблю дения в прямом и встречном направлениях (рассмот рение всех данных не представляется возможным из Pg 0,5 40 60 80 100 120 140 0,7 0,5 40 0,3 20 120 60 80 100 120 1,4 PI 1,2 Pg PI 1,1 t L/6,3, c t L/6,3, c 1,3 0,9 0,8 0,6 Pg 0,7 0,4 Pg 0,5 100 1 120 140 Расстояние взрывприём L, км 160 0,2 70 PI 90 110 130 Рис. 3. Сводные годографы волн в первых вступлениях Pg и PI по наблюдениям 1987 (а) и 1988 гг. (б) в редуци рованном масштабе времён: разными знаками показаны времена пробега волн из отдель ных пунктов взрыва, характеризующиеся значениями кажущейся скорости, определёнными по наклону усредняющих линий; по ложение пунктов взрыва см. рис. 1 88 150 Расстояние взрывприём L, км 170 190 близкие расстояния из ПВ 11). Хотя такие изменения видны на фоне заметного разброса времён, связанного с латеральными изменениями скорости как в пределах расстановки регистраторов, так и вне её. Сводный годограф из ПВ 8 является нагоняющим по отношению к годографу из ПВ 15 (см. рис. 3, а). На последнем хорошо видна пониженная кажущаяся ско рость около 5,8 5,9 км/с в начальной части годо графа, соответствующая волне Po, распространяющей ся в низах осадочного чехла. В остальной части в целом она близка к 6,3 км/с с возможными локальными вари ациями в тех же пределах, что и для годографов из ПВ 11 и 13. Начальная часть годографа из ПВ 8 характери зуется аномально повышенной до 6,6 км/с, кажущей ся скоростью, в то время как на остальной его части она уменьшена до 6,2 км/с. Эта аномалия расположена на локальном северозападном участке расстановки реги страторов 1987 г. и не проявляется во временах пробега волны из других источников возбуждения. Более опре делённая локализация аномалии оказалась возможной по наблюдениям 1988 г. из ПВ 9, 31 33 (см. рис. 3, б). Наиболее контрастные изменения времён пробега волны Pg по наблюдениям 1988 г. (см. рис. 1) из ПВ 31 (см. рис. 3, б). Ближняя часть годографа с повышенной до 6,7 км/с кажущейся скоростью соответствует юго западной части расстановки регистраторов и коррели руется аналогичным повышением скорости в пределах северозападного участка расстановки регистраторов 1987 г. Две другие, с примерно одинаковой скоростью около 6,2 6,3 км/с, соответствуют северозападной и восточной частям расстановки регистраторов. Как сле дует из анализа всех данных, эти изменения во време нах пробега определяются латеральными изменениями скорости как в области между пунктом взрыва и расста новкой регистраторов, так и в её пределах. Аналогич ные, но менее выразительные повышения кажущейся скорости присутствуют на годографе встречных (по от ношению к ПВ 31) направлений из ПВ 33 (группа точек в интервале расстояний 70 90 км). Имеются локаль ные группы регистраторов с локально повышенной ка жущейся скоростью на годографах из ПВ 9 (интервал расстояний 70 90 км) и ПВ 32 (на ближних расстоя ниях 75 90 км). Эти участки с аномальной кажущейся скоростью также расположены в югозападной части расстановки регистраторов 1988 г. Не столь выразитель но повышение кажущейся скорости на этом участке из ПВ 34 объясняется латеральными изменениями скоро сти на путях распространения волны Pg в пределах рас становки регистраторов, предшествующих участку с ано мальной скоростью. Как уже отмечалось выше, в верхах фундамента фиксируется преломляющая граница I на глубине 5 13 км. Она характеризуется выдержанным значением граничной скорости 6,5 км/с, определённой по профи лю Олгуйдах Мирный Ленск [7] и по площадным наблюдениям. В качестве более полной характеристи ки и в дополнение к монтажу сейсмограмм из ПВ 10 (см. рис. 2) на рис. 3 приведены сводные годографы пре ломленной волны PI от этой границы. Эта волна харак теризуется кажущейся скоростью 6,5 6,7 км/с, значи тельно отличающейся от скорости волны Pg, что хоро шо видно на нагоняющем (по отношению к ПВ 31) го дографе из ПВ 10 (см. рис. 3, б). Закономерно повышен ные значения кажущейся скорости волны PI по отно шению к Pg наблюдаются на многих годографах ПВ 10 (см. рис. 3, а, б), 27, 29 (см. рис. 3, б) на расстояниях взрывприём свыше 90 130 км. Вместе с тем из ПВ 14 и ПВ 6 и 8 волна PI не наблюдается в первых вступле ниях вплоть до 180 220 км, где в первых вступлениях начинает прослеживаться преломлённая волна от по верхности Мохоровичича (см. рис. 2, 3, а). При этом различия во временах пробега волны PI в зависимости от расположения источника возбуждения достигают 1 с. При относительно небольших вариациях кажущейся скорости это свидетельствует о сложном рельефе этой границы, также влияющем и на область её прослежи вания. Так, из ПВ 27 она регистрируется в первых вступлениях на расстояниях взрывприём свыше 90 км, из ПВ 26 и 10 свыше 130 км (см. рис. 3, б). Ã≈“Œƒ»ü¿ Œ¡–¿¡Œ“ü» ƒ¿ÕÕ¤’ Построение модели строения верхов фундамента про водилось путём двумерного лучевого моделирования с подбором параметров разреза способом проб и ошибок, при которых различие наблюдённых и расчётных вре мён пробега волн не превышает вероятной ошибки определения времён вступлений волн, не более 0,1 с (ошибка на фазу составляет около 0,06 с). Ключевым моментом построения сейсмического разреза путём лучевого моделирования является построение началь ной модели среды. Нами в таком качестве использова ны сейсмические модели фундамента, полученные ра нее при ручной обработке профильных и площадных наблюдений [7, 8, 10, 11]. При моделировании применялась программа луче вого двумерного трассирования Ray84 PC, составленная в Геологическом институте Копенгагенского универси тета H. Thybo и J. Lauetgert. В ней модель среды зада ётся последовательностью слоёв, разделённых криволи нейными границами, представляемыми в виде ломаной линии, так что детальность их задания определяется расстоянием между точками (узлами) излома. Практи чески использовался шаг около 10 км, сопоставимый с плотностью расстановки регистраторов. В каждом слое скорость определяется последовательностью значений на кровле и подошве в узлах сетки с фиксированными горизонтальными координатами по профилю по всей глубине разреза. Вдоль профиля шаг между узлами сет ки для скорости может быть произвольным и другим, чем для геометрии границ слоёв. В стартовой модели шаг между узлами сетки был выбран также около 10 км. Впоследствии, уже при моделировании, эта величина могла изменяться, как правило, в сторону увеличения. Внутри слоя значения скорости между заданными узла ми интерполируются линейно. Если для какоголибо слоя модель линейного нарастания скорости с глубиной не 89 пониженными значениями скорости в осадочном чехле отличается район Мирнинского выступа фундамента, где средняя скорость оценивается значением 4,6 км/с. При увеличении глубины фундамента в сторону Ыгыаттин ской впадины по скважинным наблюдениям также от мечаются значительные изменения скорости в толще осадочных пород. Численная модель верхов фундамента представлена слоистоблоковой структурой с нарастанием скорости с глубиной в каждом из блоков, ограниченных по вер тикали и соответствующих значениям граничной ско рости. Блоки условно продолжены по глубине до гра ницы I. Вертикальные ограничения блоков также явля ются в определённой мере условными. Дело в том, что проникание на глубину преломлённой волны на поверх ности фундамента при относительно небольших гради ентах скорости, ограничивается длиной годографов и, как правило, достигает 1,5 2,0 км. При а мощности слоя между фундаментом и грани 0,9 цей I, изменяющейся от 3 4 до 10 11 км, 0,7 информация о строении нижней части слоя по этой волне может отсутствовать. В то же 0,5 время волна PI, является проходящей через 0,3 этот слой, и поэтому можно рассчитывать ПВ14 (1987 г., 1988 г.) только на оценку пластовой скорости меж б 0 ду границами. В данном случае модель бло кового фундамента не противоречит данным 5 о временах пробега волн Pg и PI. В слое между поверхностью фундамента и преломляющей границей I нарастание 10 скорости с глубиной принято равным 0,02 0,05 км/с (в зависимости от мощности слоя) 15 и вне зависимости от скорости на кровле. Под 0 40 80 120 160 200 границей I увеличение скорости также при Расстояние по линии ПВ14ПВ8, км нято равным 0,05 км/с вплоть до глубины в залегания внутрикоровой отражающей гра ницы на уровне 22 30 км [12]. 0,7 Принятое нарастание скорости с глуби 0,5 ной в фундаменте и под границей I обеспе чивает наблюдаемые области прослеживания 0,3 ПВ8 (1987 г.) волн Pg и PI в первых вступлениях. Суще г 0 ственно, что глубина фундамента под пунк тами взрыва за пределами расстановок реги страторов оценивается по близко располо 5 женным скважинам или по рельефу отража ющего горизонта КВ (кембрийвенд). При 10 этом граничная скорость на участке между ПВ и расстановкой регистраторов определя 15 ется с значительно меньшей детальностью, 0 40 80 120 160 200 чем в пределах расстановки регистраторов. Расстояние по линии ПВ14ПВ8, км На рис. 4 и 5 представлены примеры лу Рис. 4. Годографы встречных направлений и лучевые чевого моделирования для наиболее харак схемы в полосе регистраторов вдоль линии, соединяю терных двух пар годографов встречных на щей ПВ 14 (а, б) и ПВ 8 (в, г) (см. рис. 1): правлений (ПВ 148 и 3126), монтажи сей точки наблюдённые времена вступлений волны Pg (см. рис. 2, 3), смических трасс и годографы которых по звездочки и крестики расчётные времена пробега преломлё казаны на рис. 2, 3. На рис. 4, б хорошо норефрагированной и закритической отражённой волн, соот видно, что при расстояниях взрывприём ветственно; в прямоугольниках указаны скорости на кровле и около 200 км волна Pg проникает в толщу подошве слоёв, вертикальные штриховые линии ограничения блоков фундамента фундамента на глубину до 12 км. При этом Глубина, км t L/6,3, c Глубина, км t L/6,3, c выполняется, вводится промежуточный слой, на кров ле которого нет скачка скорости. Так, имеется возмож ность составлять достаточно сложные модели, ограни чения на которые содержатся лишь в лучевом методе. В районе исследований разрез осадочного чехла по данным каротажа скважин характеризуется резким кон трастом между верхней и нижней его частями. При этом скорость в них может изменяться по горизонтали, что учесть по региональным данным не представляется возможным. Поэтому при лучевом моделировании при нято условное деление осадочного чехла на два слоя с резким скачком скорости на границе и градиентом в каждом из них 0,02 км/с. В верхнем приповерхностном слое мощностью до 0,6 0,8 км (среднепоздненекем брийского возраста) скорость равна 3,2 км/с. В нижнем слое, относящемся к нижнему и среднему кембрию, скорость изменяется от 5,9 до 6,0 км/с. Кроме того, 90 существенно, что кажущаяся скорость около 6,6 км/с на участке годографа 115 160 км (см. рис. 4, а) соответ ствует блоку фундамента с повышенной граничной скоростью и не связана с выходом волны PI в первые вступления. Эта особенность подтверждается моделиро ванием волны Pg для годографа встречного направления из ПВ 8 (см. рис. 4, в, г). Аналогичное повышение кажу щейся скорости на этом и близлежащих участках площа ди наблюдается и на значительно меньших расстояниях от ПВ 31 и 33 (см. рис. 3, б). Можно также отметить, что в интервале расстояний взрывприём 60 120 км модель ные времена пробега преломленнорефрагированной (Pg) и закритической отражённой волны от границы I прак тически одинаковы. Во всех случаях различие между модельными и наблюдёнными временами пробега вол а t L/6,3, c 0,8 0,6 0,4 0,2 ПВ26 (1988 г.) Глубина, км б 0 5 10 15 0 t L/6,3, c в 40 80 120 Расстояние по линии ПВ26ПВ31 (1988 г.), км 0,8 0,6 ны Pg не превышает 0,05 0,08 с, что для дискретных наблюдений вполне удовлетворительно. Вообще лучевые схемы являются исключительно полезными при анализе кинематических характеристик распространяющихся волн в слоистонеоднородной среде, способствующих обоснованному разделению вертикальной слоистости и горизонтальных неоднород ностей. Так, на рис. 5 моделируется другая ситуация, когда повышение кажущейся скорости обусловлено сменой волн примерно на тех же расстояниях взрывприём, что рассмотрено выше. Здесь из ПВ 26 увеличение кажущейся скорости до 6,6 км/с наблюдается на удалениях от ис точника свыше 120 км на участке, где поверхность фундамента характеризуется скоростью 6,35 км/с (см. рис. 5, а, б). При этом теоретический годограф волны Pg наблюдается в последующих вступлениях. Следова тельно, имеет место смена волн, и в первых вступ лениях наблюдается волна PI. На встречном годо графе из ПВ 31 повышенная кажущаяся скорость присутствует только на начальном локальном уча стке, который соответствует высокой граничной скорости по фундаменту и поэтому относится к ла теральной неоднородности (см. рис. 5, в, г). Столь сложное проявление в волновом поле слоистости и латеральных неоднородностей является типичным для двумернонеоднородных сред, и критерии их разделения по признакам, пригодным для верти кальнонеоднородной среды (параллельность или схождение нагоняющих годографов), не могут да вать однозначного результата. Поэтому использо вание численного моделирования распространения волн может иметь решающее значение для обосно ванного решения обратной кинематической зада чи. Важно, что в известной первой монографии, 160 посвящённой головным волнам [3], уже тогда на стадии становления метода КМПВ эта задача реша лась отдельно для двумернонеоднородных моделей сред (вертикальнослоистых, для сброса, при на клонных и выклинивающихся слоях), в т. ч. и для площадных наблюдений [1]. 0,4 0,2 ПВ31 (1988 г.) Глубина, км г 0 5 10 15 40 80 120 160 Расстояние по линии ПВ26ПВ31 (1988 г.), км Рис. 5. Годографы встречных направлений и лучевые схемы в полосе регистраторов вдоль линии, соединяю щей ПВ 26 (а, б) и ПВ 31 (в, г) (см. рис. 1): усл. обозн. см. рис. 4 200 –≈«”À‹“¿“¤ Результаты исследований представлены картами рельефа и изменения граничной скорости на по верхности фундамента, и картами рельефа прелом ляющей границы I. Сводная схема рельефа поверх ности фундамента МалоБотуобинского района и сопредельных территорий, полученная по резуль татам многолетних исследований, частично опуб ликованных в работах [8 10, 12], представлена на рис. 6. При её составлении учтены данные скважин, вскрывших фундамент и сейсморазведочные мате риалы ОСТ по отражающему горизонту КВ, зале гающему вблизи поверхности консолидированной коры. Дополнительно наиболее представительные данные о глубине фундамента по данным прелом ленной волны получены по профилям ГСЗ и в 91 100 0 100 км Рис. 6. Схема рельефа поверхности фундамента Мало Ботуобинского района и прилегающих территорий по данным преломлённой волны Pg: точечные контуры участки расстановки регистраторов, крес тики в кружках скважины, вскрывшие фундамент; изогипсы даны в км, затушёванный серым цветом контур положение Мир нинского кимберлитового поля пределах расстановок регистраторов, где имеются дос таточно корректные сведения о распределении гранич ной скорости. Как видно, глубина залегания фундамен та изменяется от 1,5 1,7 км в наиболее приподнятой северовосточной части НепскоБотуобинской антекли зы, увеличивается до 5 7 км в Чонском прогибе, рас положенном в югозападной части территории, и до 5 км на востоке, в прибортовой части Ыгыаттинской впадины. Заметим, что Чонский прогиб фундамента выделен по данным профильных наблюдений КМПВ треста Иркутскгеофизика и нашими площадными на блюдениями [5]. Изменения скорости в верхах фундамента происхо дят в интервале 6,2 6,6 км/с (рис. 7). Наиболее инте ресно локальное увеличение скорости до 6,5 км/с в окрестности Мирнинского кимберлитового поля. Эта аномалия наиболее надёжно установлена по профилю ТасЮрях Малыкай, а по площадным наблюдениям 1982 г. локализована в пространстве [10, 11]. При чис ленном моделировании контур аномалии уточнён с уменьшением её поперечного размера. Дополнительно, в северовосточной части изученной территории вбли зи западного борта Ыгыаттинской впадины (см. рис. 6) по поверхности фундамента выявлена аномалия повы шенной до 6,6 км/с скорости значительно большего размера, чем в районе Мирнинского кимберлитового поля. Других подобных аномалий не обнаружено, хотя 92 следует иметь в виду, что вне расстановок регистрато ров скорость определяется на интервале расстояний между пунктами взрыва и ближайшими станциями и со ставляет 40 60 км и аномалии скорости малых разме ров могут быть пропущены. В целом в характере распре деления скорости на поверхности фундамента трудно найти какуюлибо региональную закономерность. Воз можно, что это определяется не очень большим разме ром исследованной территории. Также не ясна и при рода обнаруженных локальных аномалий, но можно заметить, что столь высокие скорости характерны для основных (типа габбро) или метаморфических пород нижней коры (с учётом компрессионного эффекта), выходящих на поверхность фундамента. Генетически связать такие процессы с кимберлитовым магматизмом едва ли возможно, но важно, что такие участки земной коры могут иметь повышенную проницаемость и способ ствовать выносу кимберлитовой магмы к поверхности. В рельефе преломляющей границы I, залегающей в верхах консолидированной коры, отчётливо проявлено протяжённое поднятие северовосточного простирания. Максимальная амплитуда глубины залегания границы достигает 7 9 км на фоне 10 13 км (рис. 8). В его пределах наблюдаются два разобщённых выступа, один из которых расположен в окрестности Мирнинского кимберлитового поля, второй (Ыгыаттинский) в меж дуречье рек Вилюя и Мархи и несколько смещён от расстановки регистраторов 1988 г. на восток. Восточные борта выступов более крутые, чем западные, при этом Ыгыаттинский выступ амплитудой до 5 7 км имеет поперечные размеры около 70 км при минимальной глу бине границы I около 5 км. Мирнинский выступ по границе I имеет примерно такие же размеры и распо лагается практически под расстановкой регистраторов 1982 г. при наименьшей глубине около 3 км. Аномалия повышенной скорости в районе Мирнинского поля в виде узкого тела, вытянутого в северозападном направ лении, приурочена к югозападному склону выступа по границе I. На Ыгыаттинском выступе аналогичная ано малия отмечается в пределах югозападного, относи тельно более пологого склона (см. рис. 8). Здесь следует иметь в виду отсутствие сейсмических данных о связи между рельефом границы I и аномалиями повышенной скорости на поверхности фундамента. Скорость в ано малиях близка к граничной скорости по границе I, что может быть обусловлено её поднятием до уровня по верхности фундамента. Имеющиеся сейсмические дан ные не позволяют найти однозначное решение такой задачи. Вместе с тем учёт изменений скорости, связанных с компрессионным эффектом, свидетельствует о возмож ной независимости между аномалиями повышенной скорости и возможностью выхода пород границы I на поверхность фундамента. Если породы границы I выве сти на поверхность фундамента, то за счёт компресси онного эффекта скорость может уменьшиться на значе ние принятого градиента нарастания скорости с глуби ной 0,05 км/с (по измерениям на образцах горных по род при всестороннем давлении это значение может быть 0 100 км Скорости, км/с 6,06,2 6,26,3 6,36,4 6,46,6 0 Скорости, км/с 6,06,2 6,26,3 Стр. 93 Синий Красный Желтый Контур 6,36,4 6,46,6 50 100 км Мирнинский выступ Расстановка регистраторов 1982 г. а ОлгуйдахЛенск ТасЮряхМалыкай ЮВ р. Чона Глубина, км Ыгыаттинская впадина СЗ 0 10 20 0 100 200 Расстановка регистраторов 1987 г. б Ыгыаттинская впадина ОлгуйдахЛенск р. Вилюй Глубина, км ЮЗ СВ 0 10 20 0 100 Расстояние по профилю, км 1 200 2 Стр. 94 Синий Красный Желтый Контур Прогноз участка, перспективного на поиск кимбер литового поля, основан на распределении наиболее контрастных сейсмических аномалий в верхах фунда мента, аналогичных району Мирнинского кимберли тового поля. Здесь много ещё неясного, связанного с природой выделяемых сейсмических аномалий и их связи с кимберлитовым магматизмом. Один из путей приблизиться к изучению природы гетерогенности фун дамента и к более определённому решению задачи прогноза может заключаться в расширении области изучения структуры фундамента и интерпретации сей смических данных в комплексе с гравиметрией и маг нитометрией. À»“≈–¿“”–¿ 1. Берзон И. С., 1977, Сейсмическая разведка вертикальнослои стых сред фундамента: М., Недра. 2. Булин Н. К., 1974, Об одной сейсмической границе в консоли дированной земной коре Евразии: Изв. АН СССР. Сер. Геол., 8, 5 25. 3. Гамбурцев Г. А., Ризниченко Ю. В., Берзон И. С., Епинатьева А. М., Пасечник И. П., Косминская И. П., Карус Е. В., 1952, Корреляци онный метод преломлённых волн: Издво АН СССР. 4. Крылов С. В., 2006, О природе сейсмических разделов земной коры: Сейсмические исследования литосферы Сибири. Избран ные труды инта нефтегазовой геологии и геофизики им. А. А. Трофимука СО РАН: Новосибирск, Гео, 27 45. 5. Мандельбаум М. М., Суворов В. Д., Смирнова Т. Г., Красношта* нов М. Н., Юрин Ю. А., 1992, Новые данные об особенностях фун дамента восточного склона НепскоБотуобинской антеклизы по сейсмическим данным: Геология и геофизика, 1, 135 138. 6. Пузырев Н. Н., Бабаян Г. Д., Бочанов А. И., Егоров Г. В., Крылов С. В., Кузнецов В. Л., Мандельбаум М. М., Мишенькин Б. П., Мо* настырев В. К., Рудницкий А. Л., Суворов В. Д., Чичинин И. С., 1978, Методика и аппаратура для региональных сейсмических иссле дований в труднодоступной местности и их применение в Си бири: Новосибирск, Наука. 7. Суворов В. Д., Крейнин А. Б., Селезнев В. С., Соловьев В. М., Уаров В. Ф., 1983, Глубинные сейсмические исследования по профилю Олгуйдах Мирный Ленск: Геология и геофизика, 9, 72 80. 8. Суворов В. Д., 1984, К интерпретации поверхностных годогра фов преломленных волн: Геология и геофизика, 6, 111 117. 9. Суворов В. Д., Крейнин А. Б., Подваркова И. В., Селезнев В. С., Соловьев В. М., Уаров В. Ф., 1985, Площадные глубинные сейс мические исследования в МалоБотуобинском районе Якутии: Геология и геофизика, 1, 82 91. 10. Суворов В. Д., Крейнин А. Б., Подваркова И. В., Селезнев В. С., Соловьев В. М., Уаров В. Ф., Черный С. Д., 1986, Глубинные сейс мические исследования по профилю ТасЮрях Алмазный Малыкай (Западная Якутия): Геология и геофизика, 11, 72 78. 11. Cуворов В. Д., 1993, Глубинные сейсмические исследования в Якутской кимберлитовой провинции: Новосибирск, Наука. 12. Суворов В. Д., Парасотка Б. С., Черный С. Д., 1999, Глубинные сейсмические исследования в Якутии: Изв. РАН. Физика Зем ли, 7 8, 94 114. üŒ–Œ“üŒ Œ¡ ¿¬“Œ–¿’ Владимир Дмитриевич СУВОРОВ заведующий лабораторией Института нефтегазовой геологии и геофизики им. А. А. Трофимука, СО РАН, доктор геол.минер. наук. Елена Александровна МЕЛЬНИК старший научный сотрудник Института нефтегазовой геологии и геофизики им. А. А. Трофимука, СО РАН, кандидат геол.минер. наук. Владимир Михайлович ФОМИН начальник Ботуобинской ГРЭ АК “АЛРОСА”. 95
