V ol. X L V I — 4: 549—569 K r a k ó w 1976
A ry k an Kisłow
PRACE REFRAKCYJNE W SYNEKLIZIE PERYBAŁTYCKIJE
(5 fig.)
СЕЙСМИЧЕСКИЕ Р А Б О Т Ы М Е Т О Д О М П Р Е Л О М Л Е Н Н Ы Х В О Л Н В Б А Л Т И Й С К О Й СИНЕКЛИ ЗЕ
(5 фиг.)
T r e ś ć : M etodą s е jsm icznо-refra k cy jn ą w yznaczono na badanym obszarze g ra nicę sejsm iczn ą o v gr = 6000 m /s. 2980 oznaczeń ciężarów ob jętościow ych próbek sk a ln y ch p ozw oliło ok reślić w ła sn o ści sp ręży ste p oszczególnych zesp ołów lito lo g ic z
nych. W ykreślono m apy izobat granicy v gr = 6000 m /s oraz przeprow adzono próbę k o relacji p oziom ów sejsm iczn ych w p rofilu W—E na p o d sta w ie obliczonych w sp ó ł
czy n n ik ów załam ania.
B adania sejsm iczne m etodą re fra k c y jn ą na obszarze syneklizy p ery - b ałty ck iej rozpoczęło w 1959 r. Przedsiębiorstw o P oszukiw ań G eofi
zycznych w W arszaw ie. Zastosow ano uproszczony sy stem sondow ań sk ła d ający się z dwóch zibieżnych profilów o długości gałęzi hodografów do k ilk u kilom etrów , co um ożliw iło w stępne rozpoznanie krystalicznego podłoża na obszarze jego najjpłytszego w ystępow ania. Zadanie to było znacznie ułatw ione ze w zględu n a 'bezpośrednie zaleganie utw orów k ry s ta licznych pod piaiszczyisto-ilastymi utw oram i triasu. W tych w aru n k ac h w spółczynnik załam ania p kształtow ał się w g ran icach 0,5—0,7.
W m iarę w kraczania z badaniam i na obszary głębszego w ystępow ania podłoża krystalicznego zastosow ano bardziej skom plikow ane u k ład y re je stra c ji p rzy jednoczesnym w ydłużeniu profilów do k ilk u n a stu kilom e
trów . Do bad ań włączyło się P rzedsiębiorstw o Geofizyki G órnictw a N af
towego w K rakow ie i T oruniu. P od koniec la t sześćdziesiątych w zw iązku z poszukiw aniam i za w ęglow odoram i rozpoczęto intensyw ne prace w ie rt
nicze. Jako podstaw a do tych p rac służyły głów nie zdjęcia sejlsmiczne re flek sy jn e uzupełnione m ateriałam i refrak cy jn y m i.
Dzięki pom iarom w głębokich odw iertach uzyskano dane dotyczące n iek tó ry ch w łasności fizycznych skał (profilow ania prędkości średnich — PP), co um ożliwiło sprecyzow anie n a profilach i m apach głębokości zale
gania podłoża. Z nacznym ułatw ieniem p rzy in te rp re ta c ji b y ła lab o rato
— 550 —
ry jn e oznaczenia ciężarów objętościow ych skał, w ykonyw ane przez PPG, Z akład O pracow ań Geologicznych ZGN „G eonafta” oraz P P N w Wołomi
nie.
W prow adzenie m etody profilow ania akustycznego (PA) umożliwiło bardziej dokładną lokalizację w szystkich m ożliw ych granic sejsm icznych.
Obszar syneklizy pery b ałty ck iej m ożna na podstaw ie stopnia obec
nego geofizycznego i geologicznego rozpoznania podłoża podzielić na dwie części: w schodnią — gdzie w ykonano kilkadziesiąt odw iertów , oraz za
chodnią — na k tó rej geologiczne zbadanie starszy ch w arstw i podłoża ogranicza się do w ąskiej przybrzeżnej stre fy Morza B ałtyckiego, w środ
kow ej zaś głębszej części istn ieje tylko jeden o d w iert do podłoża (Koście
rzyna). Takie nierów nom ierne rozm ieszczenie głębokich odw iertów na obszarze syneklizy jest przyczyną trudności korelacji i śledzenia fal zała
m anych na sejsm ogram ach. Dość odm ienne w aru n k i sed y m en tacji w obu częściach syneklizy spow odow ały istnienie dodatkow ych granic sejsm icz
nych w u tw orach k am b ru o stosunkow o w ysokich zdolnościach załam u
jących i to spraw iło trudność przy id en ty fik acji fal odbitych od podłoża krystalicznego oraz stw arzało możliwość popełnienia pow ażniejszych b łę
dów przy k o relacji g ran ic sejsm icznych.
ZARYS BUDOW Y GEOLOGICZNEJ KO M PLEK SU DOLNO-PALEOZOICZNEGO
S tra ty g rafia utw orów dolnopaleozoicznych syneklizy p ery b a łty c- kiej została dość dobrze rozpoznana dzięki p racom radzieckim i polskim, przede w szystkim jed n ak we w schodniej części, gdzie w ykonano liczne w iercenia ( B a ł a s z o w i i., 1971; B i e l a j e w a , N i e w o l i n , 1972;
K o r k u t i s , 1971; K u z i l k , 1970; R u c h o w i e c, 1970; S a r k i s o w , G o ł o w i n , 1970; S k o r u p a , 1970; S t o l a r c z y k , T y s k i , 1972). Ku zachodowi od w yniesienia suw alskiego, na k tó ry m bezpośrednio na utw o
rach p rek am h ru leżą u tw o ry triasu, kolejno zjaw iają się osady w ieku palezoicznego, w k tó ry ch istn ieją wszakże duże luki sedy m en tacy jn e (cał
kow ity b rak osadów dew onu na całym obszarze oraz eokam bru w części w schodniej). Na wschodzie i na północy syneklizy w dolnym paleozoiku przew ażały w aru n k i płytkiego m orza i w ykształcił się zatokow y ch arak ter linii brzegow ej.
W aru n k i tektoniczne rów nież na ogół nie są zb y t skom plikow ane. Ob
szar syneklizy podlegał ta k regionalnym , ja k i lokalnym ruchom , o czym św iadczą m iejscow e szybkie zm iany miąższości k am b ru oraz liczne dyslo
kacje. A m plitudy pionow ych przem ieszczeń w arstw są na ogół niew ielkie w porów naniu z innym i obszaram i i dochodzą lokalnie do 200— 250 m, zazw yczaj jed n ak nie przek raczają 80— lOOrn. Na podstaw ie m ateriałów w iertniczych należy przyjąć, że obszar syneklizy ma w y raźn ą blokową budow ę (Glądy — Zarzecze).
P rzew ażające k ieru n k i dyslokacji są zbliżone do rozciągłości w arstw i w ogólnych zarysach p o d k reślają szeroki sy n k lin aln y c h a ra k ter syne- klizy o osi SW— NE, przechodzącej w przybliżeniu przez K ościerzynę — Z atokę G dańską. W ogólnym obrazie syneklizy w yniesienie suw alskie stanow i zam knięcie od południa obszernej syneklizy litew skiej z a n a lo gicznym i cecham i budow y tektonicznej ( B i e l a j e w a , N i e w o l i n, 1972).
W yraźne granice sejsm iczne w dolnopaleozoicznych u tw o rach stw ie r
dzono w sylurze, ordow iku, kamforze oraz w stro p ie p rek am b ru (В a ł a- s z o w i i., 1971; S t o l a r c z y k , T y s k i , 1972; W ertik aln y je sejsm icze- skije profilirovanija, 1969). Ich jakość je st nieraz bardzo wysoka, chociaż położenie w przek ro jach poszczególnych serii w ydaje się ulegać zm ianom (fig-2).
C H A R A K T ER Y STY K A W ŁA SNO ŚC I SPRĘŻYSTYCH UTW ORÓW PALEOZOICZNYCH
Ocena w łasności spręży sty ch skał paleozoicznych obszaru syneklizy może być przeprow adzona na podstaw ie analizy pom iarów ciężarów o b ję
tościow ych oraz danych profilow ań akustycznych w odw iertach (PA). Ich staty sty czn e opracow anie w postaci k rzyw ych w ariacy jn y ch daje dobrą c h a ra k tery sty k ę gęstości w y stępujących rodzajów skał. K ształt krzyw ej w ariacy jn ej niejednokrotnie może dostarczyć dodatkow ych inform acji m e tylko o stanie jednorodności składu litologicznego, lecz i szybkości prze
biegów procesów niszczenia skały (na podstaw ie porów nania c h a ra k te ru obu gałęzi krzyw ej).
Na fig. 1 przedstaw iono rozkłady ciężarów objętościw ych utw orów paleozoicznych na obszarze syneklizy bałtyckiej. Do k o n stru k cji k rz y w ych w ariacy jn y ch w ykorzystano m a teriały pom iarów w ykonanych przez In s ty tu t Geologiczny, Przedsiębiorstw o P oszukiw ań Geofizycznych, Przedsiębiorstw o Poszukiw ań N aftow ych — K raków oraz P racow nię Z a
k ła d u O pracow ań Geologicznych ZGN „G eonafta” w K rakow ie. Łączna ilość pom iarów w utw orach paleozoicznych w ynosi 1980. D la n iek tó ry ch serii osobno na ry su n k u zaznaczono dane dla odw iertu K ościerzyna (ozna
czone sym bolem K).
P r e k a m f o r . K rzyw a w ariacy jn a jest bardzo szeroka i składa się w za
sadzie z kilku odcinków, k tó ry ch m aksim a są ch arak tery sty czn e dla ró ż
n ych typów sikał.
G ranodioryty i gafora m a ją m aksim um o w artości 2,69 G /cm 3, gnejsy oraz bazalty — 2,89— 2,92 G /cm 3, n o ry ty — ok. 3, 10 G /cm 3, zaś ru d a ilm e- no-m agnetytow a — 3,65— 3,80 G /cm 3. J e s t oczyw iste, że zaw artość cięż
szych składników decyduje o ogólnym ciężarze objętościow ym danego środow iska skalnego.
E о к a m f o r . Ilość pom ierzonych prób w ynosi 1518. Zasadnicze m aksi-
— 552 —
P E R M
CECH SZT Y N 199 pom.
^ -V 6/0™ 3
O R D O W IK
198 pom.___ / G/cm3
i— i— Г 1 1 — i— i— i— i— i— i— i— i—
2,0 2,5 , 3,0
K A M B R g ) 1518 pom
G/cm3
i— i— i— i— i— i— i— i— i— i— i— i—
2,0 2,5 3,0
F ig. 1. Rozkład ciężarów ob jętościow ych dla u tw orów p aleozoicznych na obszarze sy n ek lizy b ałtyck iej. 1 — w ap ien ie; 2 — dolom ity; 3 — iłow ce; 4 — m u łow ce i w apienie; 5 — p iask ow ce k w arcytow e, m u łow ce, w ęglan y; 6 — p ia sk o w ce poro
w ate; 7 — p iask ow ce; 8 — łupki; 9 — tu fity , łu p k i, piaskow ce; 10 — granodioryty, gabra; 11 — gn ejsy, bazality; 12 — noryty; 13 — noryty z rudą żelazną; 14 — ruda
Mmeno - m agn ety toWa ; К — dane dla od w iertu K ościerzy na
Фиг. 1. Распределение плотностей в палеозойских отложениях Балтийской синеклизы.
1 — известняки; 2 — доломиты; 3 — аргиллиты; 4 — алевролиты и известняки; 5 — кварцитовые песчаники, алевролиты, карбонаты; 6 — пористые песчаники; 7 — песча
ники; 8 — сланцы; 9 — туфы, сланцы, песчаники; 10 — гранодиориты, габбро; 11 — гнейсы, базальты; 12 — нориты; 13 — нориты с железной рудой; 14 — ильменито-магне-
титовая руда; К — данные по скважине Косьцежина
m um krzyw ej o w artości 2,68 G /cm 3 w ystępuje dla piaskow ców k w arcy - tow ych m ułow ców oraz sk ał w ęglanow ych. Dla piaskow ców w y stę p u ją lo
k aln e m aksim a około 2,30— 2,45 G /cm 3. Stosunkow o m ała w artość ciężaru dbjętościw ego może być tłum aczona z jednej stro n y dużą porow atością skały, z drugiej zaś — daleko posuniętym zniszczeniem poszczególnych próbek.
O r o d o w i k . K rzyw a w ariacy jn a dla osadów ordow iku jest w zględnie reg u larn a , co w skazuje na daleko posuniętą jednorodność składu i gęsto
ści sikał. M aksim um dla m ułow ców i w apieni w ynosi 2,65 G /cm 3, a więc niem al identycznie ja k dla skał eokam bru.
S y l u r . K rzyw a je st w yraźnie dwudziielna: dla iłowców m aksim um w y
stę p u je dla około 2,37 G /cm 3, dla w apieni dolom itycznych zaś — około 2,75 G /cm 3. M ateriały z o d w iertu K ościerzyna (tylko 22 pom iary) w skazu
ją na nieznacznie m niejsze ciężary objętościcw e skał — około 2,68 G /cm 3, z czego można by w nioskować o m niejszej zaw artości sk ładnika dolom i- tycznego aniżeli w e w schodniej części syneklizy, do k tó rej odnosi się spo
rządzona krzyw a w ariacyjna.
P e r m . D om inująca ilość próbek została pobrana z w apieni. E k strem u m krzy w ej przypada na w artość 2,47 G /cm 3. D olom ity rep rezen to w an e były jed y n ie przez 10 p róbek z odw iertu K ościerzyna. W ykazują one w ysokie w artości — około 2,93 G /cm 3.
N a fig. 2 przedstaw iono porów nanie diagram ów profilow ania P A dla utw orów dolnego paleozoiku na obszarze syneklizy w zdłuż p rzek ro ju o k ie ru n k u W-E. D iagram y profilow ań, w ykonane przez PG G N w T oru
niu są przedstaw ione w schem atycznej postaci ze w skazaniem w y ra źn ie j
szych zm ian w łasności akustycznych. Cechy sprężystości skał są w yrażone w prędikościach przew odzenia drgań fal sp ręży sty ch o częstotliw ościach akustycznych. B ardziej sprężyste skały odznaczają się w yższym i p ręd k o ściam i drgań i na odw rót.
A nalizując diag ram y PA w k ie ru n k u w schodnim w yniesienia su w al
skiego łatw o zauw aża się w p rzek ro ju k ilk a dużych różnic w przew odze
niu d rg ań („progi ak u sty czn e”). Te „progi” stanow ią granice sejsm iczne, k tó re mogą być śledzone w p rzek ro ju w sposób ciągły, zależnie od stoso
w anej m etodyki rejestracji. Jakość granicy p rzy b ran iu za podstaw ę zdol
ności załam yw ania fal sp ręży sty ch może być oceniana na podstaw ie w spółczynników odbicia lub — w naszym p rzy jęciu — załam ania p. Im m niejsza je s t w artość p, ty m jakość granicy je st wyższa. W lite ra tu rz e (B i e r z o n , 1962) je st p rz y ję ty um ow ny podział: p rzy p<C0,75 — w y razi
stość i jakość ko relacji geologicznej granicy je st uw ażana za w ysoką, przy p!>0,75 popraw ność korelacji szybko m aleje i p rak ty czn ie całkow i
cie zanika przy p!>l(0,82— 0,85).
J a k w ynika z p rzek ro ju korelacyjnego, we w schodniej części sy n ek li
zy, najbliżej k o n tu ru zasięgu utw orów kamlbru (Dobre M iasto i Sępopol), w y stęp u ją trzy zasadnicze w yraźne granice: I — w spągowej części sy lu -
HENRYKOWO-
l/1—1_
f f i h i
o>yi
ru, II — w środkow ej części ordowiiku oraz III — w stropie prekam .bru (fig. 2). Biorąc za podstaw ę m a teriały pionow ych profilow ań sejsm icznych (PPS), w k tó ry ch poddano analizie i usystem atyzow aniu granice se js
m iczne w p rzek ro ju utw orów osadow ych, należy przyjąć, że granica P i5 odpow iada w yżej w ym ienionej I, P i6 — gran icy II oraz P 17 — granicy III. W yrazistość w szystkich trzech granic je st bardzo w ysoka (współczyn
nik załam ania p m a zakres 0,50— 0,71), zwłaszcza na północnym w scho
dzie w strefie płytszego w ystępow ania podłoża krystalicznego (Sępopol), gdzie w artości w spółczynnika p są najniższe. Na szczególne podkreślenie zasługuje fakt, że w kom pleksie utw orów k a m b ru we w schodniej części syneklizy nie obserw ow ano w yb ijający ch się granic sejsm icznych lub też zaznacza się jedynie ich indyw idualne w ystępow anie (jest w Sępopolu, b rak w D obrym Mieście.)
Bardzo zbliżone stosunki sejsm ogeologiczne w y stęp u ją w rejo n ie P r a b u ty — H enrykow o. T utaj s ta ją się jed n ak widoczne przypuszczalnie pew ne drobne zm iany litofacjalne, k tó re w p ły w ają na położenie i jakość granic sejsm icznych. I tak w kam brze w H enrykow ie granica X V II b je st jeszcze pojedyncza, lecz ku zachodowi zjaw iają się dodatkowo X VII a, d i e. G ranica X V II с nie je st jeszcze w yraźna i nie n ad aje się do ce
lów korelacji.
W ordow iku w y stęp u je dobra granica załam ująca o niskich w spółczyn
nikach p (0,50— 0,83). Je j położenie w p rzek ro ju straty g ra fic zn y m je st stałe w e w schodniej części i zm ienia się na obszarze P rab u tó w , gdzie w y stęp u je ona w spągu serii. N ależy zaznaczyć, że jakość tej granicy na obszarze H enrykow o — G ładysze ulega 'pogorszeniu (w spółczynniki p w zrastają do 0,76— 0,83).
Z przedstaw ionych przykładów w ynika, że zagadnienie korelacji g ra nic nie wszędzie je st łatw e i o popraw ności k o relacji m uszą decydow ać przesłanki geologiczne. Ogólnie biorąc trudności k o relacy jn e w zrastają w k ie ru n k u zachodnim , w m ia rę w zrostu miąższości poszczególnych serii.
W rejo n ie G ładysze zauw aża się w profilu pow ażniejsze zróżnicow anie rozw oju litofacjalnego osadów w zw iązku z czym w y stę p u ją dodatkow e
Fig. 2. S ch em a t k orelacyjny dla syn ek lizy b ałtyck iej na p od staw ie p rofilow an ia akustycznego i m a teriałów sejsm ik i refrakcyjn ej. 1 — uproszczony w y k res p ro filo w ania aUmsitycznego odw iertu; 2 — granice k orelacyjn e w ed łu g p ion ow ych p ro fi
lo w ań sejsm icznych; 3 — w sipółczynniki załam ania p; 4 — prędkość fa l a k u sty cz
nych prizy p om iarze w odw iercie; 5 — podłoże k rystaliczn e o Vgr ^ 6 k m /s Фиг. 2. Корреляционная схема для Балтийской синеклизы по материалам акустического каротажа и метода преломленных волн. 1 — схематическая диаграмма акустического ка
ротажа скважины, 2 — корреляционные границы по диаграммам вертикального сейсми
ческого профилирования ; 3 — коэффициенты преломления р; 4 — скорость распростра
нения звуковых волн при замере в скважине; 5 — кристаллический фундамент с Vgr 6 км/с
— 556 —
granice, początkowo o gorszych w łasnościach załam ujących, następnie je d n ak znacznie polepszających się.
N ależy odnotow ać jako w spólne zjaw isko, że na całym obszarze P ra b u ty — H enrykow o nie m a w osadach k am b ru jakiejkolw iek w y raźn ie j
szej granicy, gdyż obserw ow ane w artości w spółczynika p są stosunkowo bardzo w ysokie (0,90'—0,93), na podistawie k tó ry ch nie m ożna oczekiwać w ystępow ania w yraźnych granic załam ujących.
Na południow ym obszarze środkow ej części syneklizy (P rabuty) w a
ru n k i sejsm ogeologiczne w porów naniu z poprzednim obszarem praw ie nie ulegają zm ianom . W ordow iku n ad al istn ieje dobra g ran ica za łam u ją
ca (położona tu ta j bliżej spągow ej granicy kom pleksu) i rów nocześnie zja
w ia się now a — XV e, bardzo w yraźna (p=0,67) granica w stropow ej części kam bru. Ponadto w y stęp u je jeszcze inna granica (XVII d), ale sto
sunkow o m ało w yraźna (p=0,82). Jeszcze m niej w yraźna granica ( p =
= 0,90— 0,93) z n ajd u je się w środkow ej części kom pleksu kam bryjskiego, jed n ak nie może być ona przedm iotem k o relacji n a w iększym obszarze.
Ze w zględu na b ra k pom iarów P A w najniższej części k a m b ru oraz górnej części p rek am b ru nie m a bezpośredniej inform acji co do w ielkości w spółczynnika p. Jednakże przyjm ując, że analogiczne do innych re jo nów w serii p rek am b ru w y stęp u ją w artości prędkości około 6100 m/s, w artość w spóczynnika p w yniesie w edług p rzew id y w ań około 0,86.
Św iadczy to raczej o bardzo m ałej w yrazistości granicy załam ującej, trudnościach jej re je stra c ji sejsm icznej oraz niepew ności k o relacji po
m iędzy poszczególnym i profilam i. Ale z drugiej stro n y nie trzeba zapo
m inać, że m ogą w ystępow ać sp rzy jające czynniki w postaci niezgodności u w arstw ien ia oraz istnienia n a granicy stre fy niskich prędkości (strefa zw ietrzenia w stropie prek am b ru ), w skutek czego w spółczynnik m oże być znacznie korzystniejszy (analogicznie do obszaru nadbużańskiego).
P rzejd źm y teraz do c h a ra k te ry sty k i w łasności sp ręży sty ch skał w za
chodniej części syneklizy peryibałtyckiej, do czego posłużą pom iary w trzech odw iertach: Smołdzino, Łeba 8 oraz Ż arnow iec IG-1.
S y tu acja geologiczna w ym ienionych odw iertów je s t bardzo podobna.
N iem niej jed n ak zarysow ują się różnice w rozw oju lito facjaln y m osadów, k tó re pow odują lokalne zm iany w łasności sprężystych. Ogólnie biorąc n a stę p u je w zrost w łasności w przekroju. w dół. Rów nocześnie daje się zau w ażyć w zrost zróżnicow ania w k ie ru n k u w schodnim — od Sm ołdzina do Żarnow ca, co przypuszczalnie pozostaje w zależności od k ie ru n k u dono
szenia m a teriału osadowego i p anujących w okresie sed y m en tacji w a ru n ków głębokościowych. Na podstaw ie diagram ów P A m ożna sądzić, że np.
w kam brze stopień niejednorodności osadów w rejonie Ż arnow ca b y ł w ię
kszy niż w rejo n ie Sm ołdzina, gdzie pow staw ały osady bardziej jednorod
ne.
K w estia granic sejsm icznych w dolnopaleozoicznych kom pleksach osa
dow ych zachodniej części syneklizy przedstaw ia się bardziej skom plikow a
nie niż w e w schodniej. Pow odem je st większe zróżnicow anie kom pleksów pod w zględem w łasności sprężystych oraz w ystępow anie zjaw iska, k tó rego nie obserw uje się na ogół w e w schodniej części: daleko posunięty w pływ kom pakcji osadów. Na sk u tek tego na diagram ach PA na w scho
dzie p raw ie nie o bserw uje się np. dla osadów kamfor u p rzekraczania w a r
tości 5000 m/s, gdy tym czasem w zachodniej, brzeżnej strefie dochodzą one w dolnej części kom pleksu kamforyjskiego do 5500;—5700 m/s. Ten fak t m ożna tłum aczyć też w ystępow aniem drobnoziarnistego m a teriału osadowego z w ysokim stopniem kom pakcji oraz dom ieszką su b stan cji w ę
glanow ej.
W zw iązku z w ym ienionym m ałym zróżnicow aniem osadów pozostaje ilość reje stro w a n y ch granic sejsm icznych i ich jakość. We w schodniej części syneklizy w kom pleksie kam foryjskim nie rejestro w an o żadnej w y raźniejszej granicy spełniającej w aru n ek p<C0,75, jed n ak zjaw iają się one w k ie ru n k u zachodnim w m ia rę pogłębiania zbiornika osadowego. I tak w Ż arnow cu i Łebie granica X V II a i b m niej w yraźne na wschodzie tu taj mogą n aw et posiadać znaczenie korelacyjne.
Na odcinku w ybrzeża ilość granic w kamforze w zrasta do 5, p rzy czym w yrazistość ich pozostaje zm ienna, i to w sposób dość praw idłow y. M a
leje ona w k ieru n k u zachodnim .
B rak je st danych dotyczących w ykształcenia granicy w stropie pre- k am bru. Uwzględniono tylko jeden pom iar dla odw iertu Żarnow iec. J e d nakże na podstaw ie regionalnych inform acji w odniesieniu do w łasności sprężystych utw orów prekamforu, w k tó ry ch prędkość rozchodzenia się fal sejsm icznych m ieści się w granicach 6000— 6200 m /s, oraz uzyskanych danych pom iarow ych dla nadległego kom pleksu eokamibru m ożna w y li
czyć praw dopodobne w artości dla p: d la o d w iertu Łeba 8 — 0,83 i dla o d w iertu Sm ołdzino — 0,89.
Z atem ofoserwuje się zupełnie w yraźne zjaw isko pogarszania się jak o ści (wyrazistości) granic sejsm icznych w stre fie nadm orskiej syneklizy w k ie ru n k u zachodnim od rejo n u Żarnow ca. P rzyczyną je st w zrost jedno
rodności w ykształcenia osadów.
ZA G A DN IENIE RO ZK ŁA D U PRĘDKOŚCI ŚREDNICH
O pracow anie właściwego rozkładu prędkości średnich stanow i czołowy problem przy in te rp re ta c ji sejsm icznych m ateriałów . W ynika to z rozm ie
szczenia obszaru zdjęć w obrębie p latfo rm y rosyjskiej, odznaczającej się na ogół m ałym i am plitudam i elem entów stru k tu ra ln y c h i płaskim ułoże
niem w arstw .
Na podstaw ie pom iarów prędkości P P w odw iertach stw ierdzono w y stępow anie dość skom plikow anych form rozkładu, np. w rejonie Z arę
by — B artoszyce — K ętrzyn, zw iązanych z ukształtow aniem pow ierz
chni utw orów prekamforu.
larnowiec
LjN—-
\
W innej pracy au to ra ( K i s ł o w , 1974) przedstaw iono rozkład p rę d kości do pow ierzchni prekamlbnu, opracow any na podstaw ie dotychczas w ykonanych diagram ów P P w odw iertach.
Łącznie na obszarze syneklizy w ykonano około 30 pom iarów P P do podłoża krystalicznego; dla 5 odw iertów , w k tó ry c h pom iary P P nie zo
sta ły doprow adzone do podłoża, zastosow ano ekstrapolację k rzy w y ch i w artości. O dw ierty z pom iaram i P P do podłoża n ie są rozm ieszczone rów nom iernie na obszarze syneklizy i sk u p iają się w przew ażającej w ięk
szości we Wschodniej części obszaru. D latego też n ajb ard ziej dokładny obraz rozkładu prędkości istn ieje tylko dla obszaru P asłęk — O lsztyn — K ętrzyn. W części zachodniej obraz rozkładu je st niepew ny i z koniecz
ności posiada hipotetyczny ch ara k ter. Przez analogię do rejo n u Z aręb y — B artoszyce — K ętrzy n m ożna przypuszczać, że rów nież i w zachodniej części syneklizy już p rzy stosunkow o nieznacznych zm ianach gradientów poziomego i pionowego jest m ożliwe w ystępow anie lokalnych skom pliko
w anych rozkładów prędkości.
Z A G A DN IENIE JA K O ŚC I G RANICY ZAŁAM UJĄCEJ W STR O PIE PR EK A M BR U
A nalizując jakość uzyskiw anych m ateriałów re fra k cy jn y c h na całym obszarze syneklizy pod w zględem w yrazistości zapisów, łatw ości w ydzie
lania na sejsm ogram ach pierw szych im pulsów fal czołowych oraz stopnia pew ności korelacji poszczególnych profilów zauw aża się dużą różnorod
ność m ateriałów .
Z m apy rozkładu w spółczynnika p (fig. 3) w ynika, że jego wielkość w zrasta rów nom iernie ze w schodu na zachód oraz z północy ku południo
wi. P onadto w artość p rośnie ze w zrostem głębokości.
W ielkości w spółczynnika p w ah ają się od 0,43 (Olszyny) do 0,94 (P ra buty). Równocześnie ze w zrostem w artości p pogarsza się w yrazistość i jakość granicy.
To zjaw isko je st zrozum iałe, jeżeli weźm ie się pod uw agę fak t, że w zrost głębokości w ystępow ania utw orów p re k am b ru w pływ a na w zrost zwięzłości utw orów nadkładu, co pow oduje w zrost stosunku v j v 2 (v x — prędkość rozchodzenia się fal sprężystych w w arstw ach nadkładu; v 2 — prędkość w u tw o rach prekam bru). Oczywiście m ożna liczyć się rów nież
Fig. 3. Rozkład w sp ółczyn n ik a załam ania p dla strop u prekam bru na obszarze sy n ek lizy bałtyck iej. 1 — odw ierty; 2 — izolin ie w artości w sp ółczyn n ik a za ła m a
nia p; 3 — granica zasięgu u tw orów paleozoicznyeh.
Фиг. 3. Распределение коэффициента преломления р для кровли отложений докембрия в Балтийской синеклизе. 1 — скважины; 2 — линии равных величин коэффициента
преломления р; 3 — граница распространения палеозойских отложений
— 560 —
ze zm ianam i w w artości v 2 jako zależnym i od sk ład u petrograficznego, lecz one zm ien iają się nieznacznie w granicach 200— 300 m /s i nie o dgry
w ają , ja k się w ydaje, dostrzegalnej roli.
M A P A PO W IERZCHNI STROPOW EJ
UTW ORÓW Z PR Ę D K O ŚC IĄ G R A N IC ZN Ą V gr = 6000 M /S
Na fig. 4 przedstaw iono ukształtow anie pow ierzchni z prędkością g ra niczną vgi = 6000 m /s, opracow ane n a podstaw ie profilow ych zdjęć r e frak cy jn y ch . Ze w zględu n a ch a ra k ter rozm ieszczenia profilów , p rzy k tó ry m m ożliw e 'były przeoczenia lokalnych niew ielkich form , m apa stan o w i regionalne u jęcie u k ształto w an ia podłoża.
P rz y obecnej in te rp re ta c ji jedną, szczególnie niek o rzy stn ą okoliczno
ścią było potw ierdzone d iag ram am i profilow ań ak u sty czn y ch P A (fig. 3), jednoczesne w ystępow anie k ilk u w yraźnych g ran ic sejsm icznych o w yso
kich, zbliżonych do w y stęp u jący ch w podłożu k rystalicznym . Mogło to powodować b łęd n ą k o relację poziomów m iędzy zachodnią a w schodnią częścią syneklizy.
K o n stru k cję m apy w ykonano w ykorzystując profile zin terp re to w an e m etodą t 0. T en sposób okazał się znacznie prostszy i jednocześnie w y sta r
czająco dokładny, uw zględniając regionalny c h a ra k te r zdjęcia, jakość m a
teriałów oraz m etodykę obserw acji.
Na podstaw ie form ukształtow ania pow ierzchni, zbadany obszar sy n e klizy m ożna podzielić na dw ie części: w schodnią — bardziej płaską, s ta now iącą ja k gdyby krezę oraz obniżoną — środkow ą i zachodnią. Część nadm orska, północna stanow i północno-zachodnie skrzydło obniżenia, po
głębiającego się w południow o-zachodnim k ie ru n k u o osi przechodzącej w przybliżeniu przez K ościerzynę—G dańsk.
Izobata ,,3000 m ” może stanow ić um ow ną granicę zachodnią obszaru znajdującego się n a bardziej szty w n y m cokole p latfo rm o w y m , w którego o brębie w y stę p u ją m ałe miąższości osadów paleozoicznych i mezozoicz- nych. W schodnia część sy neklizy w granicach P olski stan o w i n ajp ły tsz ą część zbiornika osadowego. Przejściow o istniejące w dolnym kam brze w yniesienie ziarnajtiskie, w ystępujące na północ od suw alskiego, począ- wiszy od środkow ego k a m b ru uległo obniżeniu i zalaniu w odam i płytkiego m orza ( K o r k u t i s , 1971).
Środkow y, sy n k lin aln y obszar je st rozpoznany p rzy pomocy p rac r e fra k c y jn y c h w bardzo m ały m stopniu — tylko w w ąskim pasie n ad Z a
toką G dańską.
Wyżej w zm iankow ano o niejednolitym w ykształceniu litologiczno-fa- cjaln y m u tw orów kamforu n a obszarze syneklizy. W środkow ej i zachod
niej części p o w stały osady o w ysokiej sprężystości, w y stęp u jące w k ilk u poziom ach (fig. 3). D ane geologiczne uzyskane w głębokich w ierceniach um ożliw iają ocenę dokładności sporządzenia m ap y oraz popraw ność jej
— 562 —
geologicznej in te rp retacji. Z p rze k ro ju na fig. 5 w ynika, że w e w schod
niej części obszaru n a stęp u je n a ogół dość dóbre p o k ry w an ie się danych sejsm icznych z pow ierzchnią k rystalicznych utw orów prekam foru. L okal
ne w iększe niezgodności (rejony H enrykow o—Pieszkow o oraz Barciany) n ależy tłum aczyć w p ierw szy m rzędzie regionalnym c h a ra k te re m zdjęcia refrakcyjnego, n astęp n ie zjaw iskiem przenikania fali sejsm icznej w głąb w a rstw y podłoża p rzy długich profilach obserw acji (zjawisko ugięcia p ro m ieni) oraz blokow ą s tr u k tu r ą podłoża. D obra zgodność m apy re fra k c y j
nej z faktycznym położeniem stro p u utw orów prekam ibru 'w ystępuje na obszarze położonym na zachód od linii E lbląg—P ra b u ty .
Obecnie je st jeszcze 'bardzo m ało m ateriałów , n a k tó ry c h podstaw ie m ożna by było ustalić granicę w spom nianych obszarów . We w schodniej części syneklizy rejestro w an o na hodografach obniżone w artości pręd k o ści granicznych (5850— 6000 m/s), gdy tym czasem w zachodnich rejonach częściej obserw ow ano w artości podw yższone (6100— 6300 m/s). We w schodniej części obniżenia podlaskiego obserw ow ano obniżenie w artości prędkości granicznych w u tw o rach p rek am b ru , n ato m iast w yższe w a rto ści obserw ow ano w u tw o rach w ęglanow o-dolom itycznych (K i s ł o w, 1974). Z atem w ystępow anie podw yższonych w arto ści prędkości granicz
n y ch w zachodniej części syneklizy m ożna 'by tłum aczyć obecnością w ę- glanow o-dolom itycznych osadów w środkow ym kamforze. W schodnia g ra nica kom pleksu takich osadów odpow iadałaby w przybliżeniu w ym ienio
nej, dokładnie jeszcze n ie sprecyzow anej linii E lbląg—P ra b u ty .
P oprzednio nadm ieniono, że n a podstaw ie diagram ów profilow ania akustycznego w k ilk u odw iertach, zn ajd u jący ch się w zachodniej części syneklizy zaobserw ow ano w u tw o rach kamforu dużą ilość m ożliw ych g ra nic załam ujących (XVII fo(—X V II e), w y stęp u jący ch p onad podstaw ow ą g ran ic ą w stro p ie utw orów prekam foru (XVII). Jed n ak że zb y t m ała ilość głębokich odw iertów , zwłaszcza zaś b ra k dokładnych pom iarów p ręd k o ści średnich w obrębie kom pleksów utw orów kamforu i p re k am b ru u n ie m ożliw ia dokładną analizę zapisów w strefie przejściow ej n a kontakcie kom pleksów osadów kamforu i prekam foru.
Znaczne zróżnicow anie w aru n k ó w sed y m en tacy jn y ch w kamforze spo
wodowało w ykształcenie k ilk u d obrych granic sejsm icznych. W ysoka ja kość zdolności załam u jący ch ty ch granic (p = 0,5 — 0,7) w a ru n k u je po
w staw anie czytelnych im pulsów fal czołowych — refrak cy jn y c h , w y stę p u jący ch kolejno po sobie i częściowo in te rferu ją c y ch w dalszych fazach.
O braz falow y sta je się skom plikow any, w yróżnienie w n im poszczegól
nych fa l sta je się praw ie niem ożliw e bez posługiw ania się innym i k ry te riam i (dowiązanie do odw iertów , analiza częstotliw ości d rg ań itp.). K o rzy sta jąc z p ro sty c h w yliczeń i przez porów nanie z p rzek ro jam i odw iertów m ożna stw ierdzić, że w ystępow anie fali czołowej — re fra k c y jn e j w s tro pie kom pleksu prekam lbryjskiego jest opóźnione o około 0,12 — 0,18 s w stosunku do p rz y ję ty c h w artości przy w y k reślan iu m apy.
Ogólnie zatem m ożna pow iedzieć, że m apa p rzed staw iająca u k sz tałto w anie pow ierzchni kom pleksu o sprężystości około 6000 m /s pod w zglę
dem geologicznym zatraca swój jed n o lity sens n a całym obszarze. W y
stę p u ją bowiem n a niej dw ie 'powierzchnie: w e w schodniej części została zarejestro w an a pow ierzchnia utw o ró w p rek am b ru , natom iast w zachod
niej —■ pew na 'powierzchnia śró d k am b ry jsk a, stanow iąca stro p kom pleksu w ęglanow o^lolom ity cznego.
P rz y om aw ianiu m apy należy poświęcić k ilk a uw ag zagadnieniu tek to niki. W zdłuż zaznaczonych linii tektonicznych ob serw u je się n a ogół sto
pie SZKOWO
s w H E N R Y K O W O N E
KOŚCIERZYNA GŁADYSZE BARTO- BARCIAN* GOŁDAP
Fig. 5. Przekrój poprzeczny K ościerzyna—H enrykow o—'Gołdap. 1 — gran ice str a ty graficzn e w ed łu g w ierceń; 2 — granica sejsm iczn a refrakcyjn a podłoża o vgr ^ 6 km /s Фиг. 5. Геологический разрез Косьцежина — Генрихово — Голдап. 1 — стратиграфичес
кие границы по данным бурения ; 2 — граница по методе преломленных волн для фун
дамента с Vgr ^ 6 км/с
sunkow o nieznaczne am p litu d y pionow ych przem ieszczeń poszczególnych bloków w zględem siebie. N ajczęściej spotykane am p litu d y w ynoszą 60 m — 120 m, najrzadziej — 150— 250 m . R egionalny c h a ra k te r zdjęcia może nasuw ać pew ne zastrzeżenia w odniesieniu do popraw ności p ro w a
dzenia k ieru n k ó w n iek tó ry ch linii dyslokacyjnych.
T ektonika om aw ianej m apy w zachodniej części je s t bardzo podobna do przedstaw ionej przez B i e l a j e w a i N i e w o l i n a (1972). Z w racają tu ta j uw agę w ydłużone, rów noleżnikow e bloki w obrębie „cokołu” p la t- form owego. Na skłonach p la tfo rm y p o jaw iają się linie zbliżone do połud
nikow ych i jednocześnie do kieru n k ó w rozciągłości. A nalogiczna zasada przebiegu linii dyslokacyjnych u trzy m u je się na północnym skłonie w y
niesienia, na w ybrzeżu oraz w głębszej, środkow ej części syneklizy.
Istn ieje jeszcze jedno źródło zniekształcenia obrazu pow ierzchni. Je st 10*
— 564 —
to p rzenikanie energii w głąb w arstw y załam ującej, ugięcie fal w ośrodku załam u jący m (ros. refra g iro w an n y je wołny). W ielkość przenikania pozo
sta je w zależności od w łasności w arstw y załam ującej i — zw łaszcza — od długości drogi przebiegu fali ugiętej w tej w arstw ie. B adania w spółczyn
nik a charakteryzującego wielkość p rzen ik an ia (ugięcia) n a obszarze sy n e
klizy w skazuje na dużą jego zm ienność — od 0 do ok. 6,10-4 s/k m 2. Z ja
wisko p rzenikania pow oduje przy obliczeniach b łą d głębokości, w kie
ru n k u jej w zrostu ( A w e r b u c h , 1968, 1969; S k o r u p a , 1970). Ten b łą d m ożna w szakże ograniczyć sto su jąc k ró tsze ciągi obserw acyjne w zdłuż w a rstw y załam ującej. W naszym przykładzie stw ierdzono częste przy p ad k i kilkakrotnego n a w e t p rzek raczan ia dopuszczalnej 'długości ob
se rw ac ji przy założeniu m aksym alnego b łęd u głębokościowego 50 m, W ty ch w a ru n k a c h zw iązanie podstaw ow ych profilów (np. o k ie ru n k u po
przecznym do rozciągłości w arstw ) nie zaw sze spełnia w aru n ek pod n ie
sienia dokładności prac ze w zględu n a urozm aicone w ykształcenie serii u tw o ró w podłoża ( K u z i k , 1970).
W YKORZYSTANIE B A D A Ń R EFRAK CYJNYCH
DO OK REŚLA N IA TEKTONIK I PO DŁO ŻA K R YSTALICZNEG O
G dy chodzi o w ykorzystanie sejsm iki re fra k c y jn e j do określania te k to n ik i podłoża, to należy to zagadnienie rozum ieć w aspekcie popraw no
ści o kreślania przestrzen n y ch form zalegania podłoża oraz w yznaczania lokalizacji linii dyslokacyjnych i k ieru n k ó w ich przebiegów .
Z częściowych w yw odów pow yższych m ożna w nioskować, że efe k ty w ność stosow ania sejsm iki re fra k c y jn e j p rzy k arto w an iu podłoża k ry s ta licznego nie je s t n a obszarze syneklizy jednoznaczna. O gólnie biorąc, w a ru n k i k arto w an ia pow ierzchni podłoża są znacznie k orzystniejsze w e w schodniej części syneklizy. Fig. 5 może posłużyć jako m iara porów na
nia. Jeżeli zaś chodzi o zachodnią i środkow ą część, to tu ta j stosunki sejsm ogeologiczne pogarszają się ze w zględu na w y stęp u jące w stropie kom pleksy w ęglanow o-dolom ityczne o w ysokich w łasnościach sp ręży stych. Te kom pleksy stanow ią pew ien ek ran dla energii przenikającej w głąb.
W ielkości spodziew anych błędów w w yznaczaniu głębokości podłoża krystalicznego na podstaw ie m ap y w p orów naniu z rzeczyw istym i k sz tał
tu ją się niejednolicie.
P orów nanie dla 28 odw iertów w ykazuje:
zgodność w g ran icach b łęd u in terp o lacji m apy (do 15 m) — 6 odw iertów granica sejsm iczna leży poniżej rzeczyw istej — 16 odw iertów granica sejsm iczna leży pow yżej rzeczyw istej ■— 6 odw iertów D la większości odw iertów stw ierdzono głębsze zaleganie pow ierzchni sejsm icznej, w ynoszące przeciętnie 2— 3% (6Ö—70 m) i w dw óch p rzy
padkach sięgające 7,6% (160 m), a n aw e t 9,2% (150 m —i zaleganie płytsze).
P rzyczyna tak dużych różnic tk w i przypuszczalnie w w ystępow aniu lo
k aln y ch bloków, leżących poza profilam i i n ie zarejestro w an y ch pracam i oraz w istnieniu zjaw isk p rzenikania na gran icy kom pleksu załam ującego.
Jeżeli chodzi o o d w ierty stw ierdzające głębsze zaleganie podłoża k r y stalicznego w stosunku do podanego na m apie, to połowa podanej ilości odw iertów zn a jd u je się n a obszarze w schodniej części syneklizy. B łędy w głębokości granicy w ynoszą tu ta j 2,2— 3% (57— 78 m) i w y n ik ają z lo
kalnego urozm aiconego urzeźbienia pow ierzchni podłoża. Te błędy n ale
żałoby uw ażać raczej za przypadkow e.
N atom iast inaczej p rzed staw ia ją się ibłędy d la zachodniej części sy n e
klizy peryibałtyckiej {Łeba, Żarnow iec, K ościerzyna). T utaj błędy są po
w ażne i osiągają 200—230 m (4,6}—7%). O gólnie stw ierdza się, że w a ru n k i sejsm ogeologiczne prow adzenia prac re fra k c y jn y c h w tej części syneklizy s ta ją się m niej korzystne, lecz nie m ożna jeszcze w nioskować o ogólnej nieefektyw ności stosow ania tej m etody dla celów k arto w an ia podłoża.
J e st faktem , że pow stałe tru d n o ści są zw iązane najpraw dopodobniej z in n ym w ykształceniem ośrodka przewodzącego, co w ym aga dostosow ania m etodyki re je stra c ji i in te rp re ta cji. B ardzo w ażną rolę odgryw a posiada
nie głębokich odw iertów p aram etry cz n y ch i należy te dow iązanie do nich profilów sejsm icznych.
Je d n y m z pow ażnych czynników je st b ra k inform acji sejsm icznych i geologiczno-w iertniczych odnośnie do obszaru zasięgu oraz stabilności reje stro w a n ej na m apie granicy o v gI = 6000 m /s.
W yżej w spom niano o tru d n o ściach w ydzielania i śledzenia granicy stropow ej utw orów krystalicznych. Bardzo nieznaczna różnica czasowa (0,12— 0,18 s) i w ystępow anie z tego w zględu odpow iednich pierw szych im pulsów od podłoża w strefie in te rfere n c ji z w ysokim i poziom am i en er
gii załam anej u tru d n ia w ybór w łaściw ych pierw szych im pulsów fal zała
m an y ch od podłoża. N ależy je d n ak przytoczyć tu ta j dwa fak ty . P ie rw szym je st re je stra c ja głębszej granicy p rzy stosow aniu długich ro zsta
wów n a w cześniej w y k o n y w an y ch profilach, drugim — obecność sto su n kowo m niej sprężystych utw orów eokam bru, k tó re stw a rz ają sp rzy jające w a ru n k i dla pow staw ania granicy odbijającej w stropie utw orów p re - kamlbru (Żarnowiec, fig. 2). O bydw a te fa k ty w skazują na możliwość ist
nienia granicy załam ującej w stro p ie prekam !bru, co należałoby p o tw ie r
dzić odpow iednim i pracam i.
N a fig. 2 podano przypuszczalne w spółczynniki załam ania p dla stro p u prek am b ru , określone na podstaw ie praw dopodobnej ekstrap o lacji w ła
sności sp ręży sty ch z górnych kom pleksów i porów nania z w y n ik am i w e wschodniej części syneklizy. D la podłoża w ykorzystano dane refra k cji. Te w spółczynniki — ja k w idać — k sz ta łtu ją się bardzo niejednolicie; na ogół są bardzo wysokie, a więc niezibyt korzystne. Zasadniczą nadzieję należy
— 566 —
wiązać w łaśnie z mało sprężystym i utw oram i eokam bru, podobnie jak w odw iercie Żarnowiec.
I n s t y t u t N a f to w y
31-508 K r a k ó w , ul. L u b ic z 25a
W YKAZ LITERATURY ЛИТЕРАТУРА
В a ł a s z o w Е. T., K a r a m z i n G. A., P o l e s z a ik E. (1971), B udow a geologiczna SE części synekliizy p eryb ałtyok iej na p od staw ie kom p lek su badań g eo fizy cz
nych. Prz. geol. 11, pp. 477— 482, W arszawa.
K i s ł o w A. (1974), Z agadnienie in terp retacji sejsm ologicznej w k o m p lek sie d o l
nego paleozodku sy n ek lizy b ałtyck iej. Rocz. Pol. Tow . Geol. 44, 1, pp. 93— 102, K raków .
S k o r u p a J. (1970), M orfologia podłoża k rystaliczn ego dla obszarów w y n iesien ia Ł eby w oparciu o prace refrakcyjn e. A rch iw u m IG.
S t o l a r c z y k F., T y s k i S. (1972), G eologiczne w aru nk i w y stęp o w a n ia w ę g lo w odorów w osadach kam bru w e w schod n iej części syn ek lizy perybałtyckiej.
Prz. geol. 8—9, pp. 371—379, W arszaw a.
A w e r b u c h A. G .— А в ер б у х А. Г, (1968), Построение преломляющей границы по
годографам слабо рефрагированных волн. Прикл. геофизика, вып. 53.
— (1969), Оценка точности интерпретации продольчвых годографов слабо рефраглро- ванных волн. Прикл. геофизика, вып. 54.
B i e l a j e w a E. W. , N i e w o l i n N. W. — Б ел я ев а Е. В., Н ев о л и н Н . В. (1972), Соот
ношение рельефа фундамента со структурой осадочного чехла в северо-западных районах Русской плиты. Геология нефти и газа, нр 12.
В 1 e r z o n I. S. — Б ер зон И . С. (1962), Динамические характеристики сейсмических волн в реальных средах, Москва.
К о г k u t i s W. A. — К ор к ути с В. A. (1971), Кембрийские отложения Балтийского бас
сейна. Труды ЛитНИГНИ, вып. 12.
K u z i k E. R. — К узи к Э. Р. (1970), Современный рельеф докембрийского кристалли
ческого фундамента Прибалтийской впадины. Труды ИГ, Вильнюс, вып. 8.
R u c h o w i e c N. М. — Р у х о в ец Н. М. (1970), Особенности тектонического строения Польско-Литовской синекллзы и развитых в ней локальных структур по данным геофизических исследований и бурения. Труды ИГ, Вильнюс, вып. 8.
S a r k i s o w Ju. М., G o ł o w i n I. W. — С а р к и со в Ю. М ., Г о л о в и н И. В. (1970), Основные черты строения Балтийской синеклизы. Нефтегаз. геол. и геоф., нр 4.
РЕЗЮ М Е
В течение 60-х годов на территории Балтийской синеклизы в Польше проводились интенсивные сейсмические работы, в том числе и методом преломленных волн. Целью этих работ было выяснение поведения поверх
ности кристаллического фундамента и развития ссадочных пород для по
становки геолого-поисковых бурений на нефть и газ. Обоснованием для постановки сейсмичеких работ методом преломленных воли бнли низкие
коэффициенты преломления (0,5—0,7), обусловливавшие высокую эффек
тивность применения метода. Однако же по мере увеличения глубины за
легания кристаллического фундамента нарастали трудности при выделении исследуемых волн на фоне интенсивных помех.
Эти затруднения объясняются геологическими причинами, благодаря появлению в западном направлении полнее развитых нижнепалеозойских отложений (в кембрии). Здесь появляются дополнительные сейсмические хорошо выдержанные границы, благодаря развитию комплексов с высокими упругими свойствами.
Исследование плотностей пород на основании кернов для довольно боль
шого количества скважин, сосредоточенных главным образом в восточной приподнятой части синеклизы, выявило большое разнообразие для отдель
ных комплексов.
Фиг. 1 представляет распределение плотностей в палеозойских отложе
ниях Балтийской синеклизы. Особенный интерес здесь представляют дан
ные для отложений докембрия. В них встречены плотности пород в пре
делах от ок. 2,5 Г/см3 до 3,8 Г/см3, которые находятся в тесной зависимости от петрографического состава, как на это указывают данные. В восточной части Балтийской синеклизы в большинстве тяжелые минералы и это отра
жается на высокой эффективности применения метода преломленных волн.
Ф иг. 2 представляет корреляционную схему для балтийской синеклизы, составленную на основе данных акустического каротажа и метода преломлен
ных волн. При корреляции выделены сейсмические границы, установлен
ные методом вертикальных сейсмических зондирований.
На основании акустического каротажа можно было выделить значи
тельно большее количество границ, но при этом нужно обратить внимание на то, что нексторые границы нельзя выделить методом преломленных волн благодаря высокому коэффициенту преломления р (выше 0,8). В понижен
ной части синеклизы (Прабуты, Жарновец) в кровле кембрия имеется хо
роший преломляющий горизонт (XVIIe), но он не прослеживается в восточ
ной части площади синеклизы.
Протяженными являются границы в отложениях силура и ордовика.
Но здесь нужно обратить внимание на довольно неустойчивое положение границы в ордовике.
Кровля отложений докембрия очень хорошо отбивается в восточной части (Генрихово, Семпополь) и северной (Жарновец) благодаря низким коэффициентам р (0,67—0,76). Данных по западной части (Лэба и Смолдзино) не имеется, но предположительно здесь нужно считаться с менее отчетливо выраженными контрастами упругих свойств {р = 0,83?—0,89?).
Площадное распределение коэффициента преломления для кровли отло
жений докембрия представлено на фиг. 3. Как указывалось, хорошие условия для применения метода преломленных волн имеются в восточной части Балтийской синеклизы. В западном направлении условия ухудшаются (уве
личение величин коэффициента р).
— 568 —
Таким образом, на территории синеклизы встречены неодинаковые условия контрастов на контакте докембрий-кембрий. Появление промежу
точных отложений эокембрия в песчанистой фации может улучшить условия контрастов в кровле докембрия.
Весьма важным вопросом является изучение распределения средние скоростей. Ввиду сосредоточия глубоких скважин в восточной части сих неклизы, здесь ж е лучше изучено площадное и вертикальное распределениу средних скоростей до поверхности докембрия. Более полные данные по этом- вопросу представлены в отдельной работе автора (6). Обращает внимание обстоятельство, что здесь удалось установить наличие значительной ано
малии возле Кентшина, что объясняется присутствием поднятия фундамента.
Поэтому, по аналогии, можно предполагать, что в синеклизе возможны и другие аномалии этого типа, незначительные по величине, но достаточные для установления поднятий заслуживающих внимания.
В результате работ методом преломленных волн можно было построить карту поверхности с граничной скоростью ок. 6000 м/с (фиг. 4). Сечения изобат поверхности даны через 250 м, а в юго-западной части даже через 500 м. Использованы данные Э. Р. Кузика (8) для увязки с материалами по Калининградской области СССР.
Карта построена по данным профильной съемки. Бросается в глаза более значительное понижение фундамента в польской части синеклизы, которое увеличивается в юго-западном направлении. Обращает внимание направле
ние нарушений в фундаменте, особенно в восточной части синеклизы. Инте
ресно, что имеющееся в северной части синеклизы (на территории СССР) широтные нарушения (4), по своему типу развития совершенно схожи с на
блюденными в Польше. Кроме них установлены другие типы нарушений:
С — Ю и ССВ — Ю Ю З, которые в западной части синеклизы сменяются на преобладающие В — 3 .
Форма синеклизы отчетливо синклинальная, открывающаяся к Ю З, с осью ССВ — Ю Ю З, проходящей через Гданский залив. Максимальные глубины достигают 5—6 км.
Амплитуды нарушений в общем невелики: до 200—250 м, главным об
разом до 70—120 м. Благодаря этому они довольно трудно выделяются на годографах преломленных волн. В качестве критерия для установления нарушения в фундаменте часто приходится пользоваться явлениями резкого разрыва в пробеге линии tQ.
В Балтийской синеклизе сейсмические работы методом преломленных волн велись в течение почти десяти лет. Затруднения в обработке материа
лов увеличивались по мере продвижения работ ь западном направлении, в зону более глубокого понижения фундамента. При сводной обработке материалов и их сопоставлении с данными бурений установлена довольно высокая степень сходимости. В среднем точность заключается в пределах до 2—3% (60—70 м), хотя имеются и более значительные, но редкие, исклю
чения (7,6—9,2% , ок. 150 м). Это по всей вероятности связано с мелкими
тектоническими явлениями, которые могли быть пропущены при прове
дении региональных профилей, а также явлениями проникания в преломля
ющую среду.
Однако замечено (фиг. 5), что в западной части синеклизы наблюдается систематическое уменьшение глубин, порядка до 230 м. Это явилось след
ствием, по всей вероятности, маскировки более поздних сейсмических им
пульсов ранними, благодаря небольшой разницы глубин (0,12—0,18 сек).
Быть может таким маскирующим горизонтом является X V II в. (фиг. 2), для которого получены весьма благоприятные коэффициенты р (0,74—0,76).
Общая оценка пригодности работ методом преломленных волн положи
тельная: профилями вкрест простирания можно получить вполне удовле
творительную картину залегания кристаллического фундамента и просле
дить тектонические линии нарушений. Профили должны быть привязаны к параметрическим глубоким скважинам, которых необходимо пробурить по меньшей мере в количестве 4— 6.
I n s t y tu t N a f to w y 31-508 K r a k ó w ul. L u b ic z 25a
