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根据斯特金湖火山杂岩二维曲线地震反射数据解析浅层三维构造

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根据斯特金湖火山杂岩二维曲线地震反射数据解析浅层三维构造原著:理论上,通过处理二维反射道数据为三维数据阵列,从二维曲线地震反射数据中可以获得部分三维构造的信息。但是,这种潜在的用途很少,甚至是很少被完全开发出来。本文我们为了研究三维构造对来自加拿大安大略湖北西部的斯特金湖太古代绿岩层的高分辨率二维曲线的矿场勘探数据应用了新设计的程序。另外根据该区近 20 年采矿活动所积累的地质数据的分析结果我们进行了仔细检查。该区表现出很高的反射率,甚至在使用标准的二维数据处理方法时也是这样。但是因为该区剖面的地层倾角明显较陡,以及多数可识别的接触界面不直接位于处理和采集测线之下,所以特殊数据处理过程还是很必要的。尽管因为曲线数据集的局限性而在建构的图像中存在一定数量的背景噪声,但是大量的反射事件仍相当清楚地表现在三维成像中。采集和处理测线的走向为北东观察到的大量反射事件的走向为近东西向,倾向为北。在较上部的 ,这些反射事件可以很好地与预期的铁镁在里昂湖,巨厚的火山成因铜- 锌硫化物矿床的附近,它们与钻探信息很好地吻合。三维处理剖面成功地成像出里昂湖沉积物内的控矿逆冲断层、火山锥内部的接触关系(包括贝德曼湾次火山侵入杂岩的顶部)和火山岩地层中的褶皱构造。结果表明有限偏移的简单三维地震勘探和地层倾角的排列对于在这种类型的地质环境下成像构造是具备条件的。简介在过去的二十年期间,地震反射方法已经从相对简单且连续岩性界面的成图发展到了在一定的波长多方法上的改善对这一进展起到了作用,例如较好的矿场设备和高级的成像再建技术。但是,这种进展主要来自于所谓的三维地震勘探技术。在三维勘探方法中,震源点分布在整个研究区而且每一个震源都由一个大的、成片分布的阵列检波器来接受地震波。与标准的二维地震方法截然不同的这种分布,震源和检波点沿着独立的剖面定位。三维地震勘探在对复杂的沉积构造进行油气勘探具有显著的效果。在结晶的火成岩维地震勘探数据也带来了构造成像方面的成功经验(例如,,2000;,2000) 。在这样的研究对象中,不同岩性变化的物理性质差别与沉积盆地的岩性差别通常要弱而且岩性接触关系的几何形状更为复杂。在矿产勘探中,地球物理方法如磁法、重力、电法和电磁技术已经证明他们是非常有效的。但是,这些方法的空间分辨率和探测能力方面随着深度的增加会逐渐的降低。新兴的三维地震勘探对于在深度方面改善分辨率的能力是令人振奋的,不过其成本偏高。因此在使用二维数据采集方法时如果决定使用某些改善的技术则对于降低成本来说是关键的。二维地震勘探技术至少在地壳范围内,在结晶的陆壳上对大深度、大尺度构造提供了某些信息(例如,,1999) 。本文的目的是说明通常对高质量成像具有明显不利影响的二维勘探的某个领域在一般情况下如何能够转变为有利因素,尤其是在处理倾角较大的复杂构造时。该领域在因为震源和检波器的位置与弯曲的探测剖面一致并且岩性界面不是平面(二维)而失败的标准二维成像方法中称作“曲线问题” 。如果数据采集测线足够的弯曲,那么这种探测就可以认为是窄幅的三维地震勘探,它是存在不规则数据密度的平均剖面,这样一来,对此我们就可以应用三维成像技术,尽管还存在某些重要的限制条件。作为一个例子,我们说明一下在加拿大安大略北西于 1997 年由偌兰达公司所做的工作,它是根据高分辨率二维曲线地震反射勘探所得到的结果。该反射数据覆盖了陡峭的北南倾向的南斯特金湖太古代变质火山岩层序。该层序包含许多小的、多金属的火山成因的巨厚硫化物堆积。该勘探以试验的目的与成为西部优质横剖面一部分的地壳深度的地震反射勘探一起被进行,在附近用岩石探针记录。该数据以高分辨率进行记录,40 米的激发距离,20 米的接收距离,而且高频反射特征在激发记录中可以观察到。但是,最初尝试构造成像是通过使用二维处理方法,尤其在时间上小于 (~里的穿透深度) ,因为曲线问题而不成功。一些研究者讲到了在二维地震数据处理中的曲线问题,某些研究者甚至尝试从曲线数据中提取三维构造信息。但是,该方法依然大量地保留着数据成像的标准二维方法。在该方法中选择了平坦的或直线的处理以及障碍线(因地形特征而不得不弯曲前行的测线,即文中所说的曲线问题。 )的处理,如果数据道是沿着障碍线采集,那么这些数据道就被封闭处理。令人遗憾的是该方法每当反射地质构造较大(倾角大于 15º)和/或可变的组成部分横向倾斜(横跨探测测线倾斜)以及在实际的震源和检波器位置处,对于所选择的处理测线在侧向上绕过若干地震波长的时候,这种方法是无效的。近来,我们提出了两个可选的对更准确地从二维曲线勘探数据中提取局部三维构造信息的过程。第一个过程我们称为“适应横倾叠加” 。该过程的最终结果是在相应的横倾彩图上绘制出的适应的横倾剖面(成像或叠加) 。因为它是在某个叠加(平均)反射地震信号来自相同的界面区域时分析局部横倾反射波而构成的,所以适应横倾剖面是优于标准二维叠加剖面的二维地震成像。标准的二维剖面是假设反射波不横过地震测线倾斜的条件下处理成的。称为“三维后叠偏移”的地震处理通过适应横倾叠加方法可以被用于确定成像的反射事件位置为它们的实际界面位置。在第二个过程中,原始的数据道被直接前叠偏移成三维的信息值。这种方法与第一种过程相比,具有较大的实际成像潜力,但是在计算上非常复杂而且浪费时间。尽管上述提到的两个处理过程存在积极的意义,但是所提到的这两种方法都不能克服任何阵列三维地震勘探的基本限制:第一,震源和检波器所在的位置必须在联络测线的方向上充分地布置以预防反射点位置上的信息的不确定性;第二,没有完全的界面覆盖,数据集可能测量不到被要求从所有可能的反射界面上获得斯涅尔定律反射的检波器的位置和震源信息。如果没有完全的界面覆盖,那么没有被测线接收到的反射波将无法看到。我们认为,第一个问题是“测网密度”问题,第二个问题是“测量角限制”问题。在本文中,我们说明了所提到的方法是如何在斯特金湖地震剖面之下和附近反射波三维成像的。因为经济上的要求,我们把大量的工作重点放在了地壳最感兴趣的部分,大约是探区较上部的深度。首先,我们研究了 P 波速度构造,然后生成了适应横倾叠加剖面。大范围的速度变化趋势较小,在距离地表 9 公里处,速度仅每秒增加几百米。这个适应横倾叠加剖面揭示大多数成像构造不在处理和采集测线之下,这样一来就要求应用专业的三维成像过程到曲线数据中。此外,该适应横倾叠加剖面在大约 里(没有成像,主要被用于大范围的地质解释和设计后来应用的三维前叠偏移剖面的输出值。勘探区的地质概况斯特金湖绿岩带是位于加拿大太古代一级岩石区中 900 公里长、150 公里宽的瓦比贡花岗岩 1) 。地震勘探测线曲折地穿越南斯特金湖岩层带的中部(图 2) 。该区具有较低的地形特征而且大部分被冰川沉积物覆盖,其厚度大部分小于 10 米。由于冰川作用,基岩大部分未风化。地质图根据少量的露头、大量的探井和其它探矿工作的资料绘制而成。瓦比贡二级分区中部的绿岩带具有不规则的图形轮廓包围在大量似花岗岩和片麻岩之中,这两者看起来包含和侵入了绿岩带。侵入的杂岩体主要由奥长花岗岩和花岗闪长岩构成。绿岩带几乎具有均匀的低到中等的变质程度。进一步划分三级区域可以由似花岗岩来进行。在瓦比贡中部的某些区域,这些似花岗岩和片麻岩表现出构成 3000绿岩带之下的基底杂岩,其中的一部分在成岩和年代地层上与火山作用相关,并且大部分为后火山作用期,在边缘和内部都表现出上地壳的成分。某些基底片麻岩体地质年代大于3075瓦比贡二级分区中是最老的岩层之一。根据岩性和地理分布,斯特金湖绿岩地层序列被细分为由几个火山作用旋回组成的四个组合,这些旋回可进一步地细分为组。所有的旋回都含有岩性组合相似的双峰模式。下部单元是铁镁质到中性的变质火山岩,上部组合是长英质到中性的变质火山岩。旋回和组合边界由火山作用间歇期物质、岩性变化和/或沉积间歇期来区分。组合中的变质沉积岩几乎都是碎屑岩(例如砂岩、泥岩、砾岩)和少量的化学岩(例如燧石、硫化物) 。一定数量的次火山岩质辉长岩和超铁镁质岩通常侵入到下部铁镁质变质火山岩中,而在长英质到中性的火山碎屑岩和碎屑变质沉积岩中也广泛地发现有相同的侵入物质。变质火山岩和变质沉积岩、铁镁质和超铁镁质侵入岩以及浅层的侵入岩都发生了从绿片岩到低程度闪岩的变质作用。南斯特金湖组合南北斯特金湖岩石组合构成向斜构造的两个相对的翼部,该向斜的轴向为东于斯特金湖北岸的南部。但是两个组合的变质火山岩之间的地层对比是不可能的。南斯特金湖组合的地层厚度超过 9000 米。富兰克林等(1977)划分这套火山岩地层为三个火山喷发旋回,这三个旋回都完全或部分地被斯特金地震测线所概括(图 3) 。从最老的到最新的地层(例如,从地震测线的南西到北东) ,分别是旋回 1、旋回 2 和旋回 3。所有这三个火山岩旋回的地层构成近似倾向于北部的陡峭单斜。下部两个旋回(1 和 2)的区域边界是主逆冲断层(图 3) 。旋回 1旋回 1 被 983)划分为五个组(A 、B、C、D 和 E) ,又被 人重新解释为由前火山口火山岩和斯特金湖破火山口杂岩体组成。前火山口火山岩(图 3 中的 较大的陆地火山盾是由厚层的玄武岩质熔岩流、火山渣特金湖破火山口杂岩体(图 3 中的 B、C、D 和 E)被细分为五个火山岩序列。巨厚的到层理状的火成碎屑流和杰克博德湖序列的空落堆积物覆盖在前火山口火山岩之上。这些隐晶质的火山灰的厚度为 50。高水位的湖相层序被表示为两个单元,80 到 900 米左右的厚度。分选较差的中砾和巨砾角砾岩堆积直接地覆盖在前火山口火山岩或杰克博德湖火成碎屑岩地层单元之上。它们是由块状和火山砾级别的铁镁质和长英质火山岩组成。50 到 350 米厚的火山灰流凝灰岩堆积主要是由石英流纹岩和浮石 菱湖序列的一些 60 到 400 米厚的水下碎屑流堆积和层状的外碎屑岩覆盖在高水位的湖相层序中。在局部,碎屑流堆积物和相关的沉积岩被英安质火山灰凝灰岩和英安质到安山质熔岩流所分割。碎屑流堆积物主要是由前火山口铁镁质火山岩和高水位湖相层序(火山灰流凝灰岩碎屑)组成。长英质火山灰凝灰岩为隐晶质和细粒成分,而熔岩流的原生构造从巨厚的块状到杏仁体和角砾岩化都存在。在黑水湖的东部,迈特比序列的火山灰流凝灰岩直接地覆盖在台菱湖序列之上。很明显,它们都是成层良好的富石英度为 150。它们表示在破火山口之内非常巨大的喷发事件。破火山口火山作用晚期由 L 序列的岩层所表示,矿物成分是从石英、石英晶质熔岩流,而包含沉积层序在内的主要穹窿存在含铁地层。这个序列为 250厚。旋回 2旋回 2 由四个组组成,它们是 F、G、H 和 I。F 组表现为互层的块状到杏仁状的玄武岩质 组由细粒的结晶石英斑岩、巨厚的同类长英质变质火山岩组成。H 组由互层的铁镁质到中性熔岩流组成,含有少量的凝灰岩和长英质碎屑岩。I 组地层的岩石是碎屑变质沉积岩,被解释为表示重要的火山作用间歇期。这种观点进一步地得到了稀有元素、主要元素和所选的痕量元素数据以及后面的 石年龄数据的支持。在化学上,下部两个旋回(1 和 2)的长英质变质火山岩相互间非常类似,与上部旋回(3)的化学成分明显地不同。在地质年代上,表现出火山旋回1 和 2 的长英质变质火山岩具有几乎相同的地质年代(,比旋回3(右)的长英质变质火山岩的年龄明显老。旋回 3旋回 3 由五个组构成:分别是 J、K、L 、M 和 N。J 组由块状、枕状和杏仁状的铁镁质熔岩流组成。K 组由玄武质、碳质和硫化物泥岩组成。L 组的中性到长英质碎屑岩在成因上属于外碎屑岩。M 组由块状、枕状和杏仁状的含结晶良好长石斑晶的铁镁质火山熔岩流组成。N 组覆盖在南斯特金湖组合之上而且由碎屑变质沉积岩(碎屑流、砾岩、厚层的层状玄武质粉砂岩和含铁地层)组成。相关介绍因为南斯特金湖组合中的地层向北倾斜,所以位于它的底部的所有构造也可能朝向北部而且可能根据这个勘探测线成像。这些可能包括诸如变质火山岩和侵入岩之间的南部接触带,以及在某种程度上与侵入岩体一致的接触面。这些侵入岩体界面的扩展为几个不同的地质单元(图 3)表示:它们是贝德曼湾深层岩体、贝尔湖碱性杂岩和南部的花岗质杂岩。贝德曼湾深层岩体贝德曼湾深层岩体处于火山旋回 1 的前火山口岩之内,其形态为可变的块状、叶状和剪切状。它的边界被局部强烈的角砾岩化所表示。在形态上、岩石组成上和形成时间上不同的这个侵入体中识别出五个不同的岩浆相带,但是它们都向北部陡峭地倾斜。贝德曼湾侵入体的所有相带都经历了区域变质作用中的高级绿片岩变质和低级的闪岩变质。贝德曼湾侵入体的大部分,包括在图 3 中所示的部分,是由细到中粒的黑云母奥长花岗岩组成。这部分侵入岩体的非常相似的化学组成和上覆的前两个火山作用旋回的长英质岩层都表明它们是同源岩浆的。年数据把这部分侵入杂岩的形成年代定在了至少 右,仅在数据上比前两个火山旋回的变质火山岩的年龄年轻(。南部花岗质杂岩贝尔湖地区的南部花岗质杂岩是由被花岗闪长岩岩类)变质火山岩组成,该侵入岩构成均匀的席状。远离贝尔湖地区,花岗闪长岩状或片麻状,仅局部含有少量的闪岩捕掳体。贝尔湖碱性杂岩该区最新的岩浆活动可能是贝尔湖碱性杂岩的侵入作用,它主要由等粒和斑状的二长岩、正长岩和闪长岩组成。该椭圆形的岩体侵入到南部花岗质杂岩中。这两个侵入体之间的接触部位可见它们的冷凝、断裂和渐变作用。侵入角砾岩局部沿着岩体的边缘存在,并且它们的接触带在深度上可以推测。探矿活动尽管对黄金的勘探历史较长,但是在斯特金湖绿岩带发现的经济上有价值的矿床是大量的多种基本金属硫化物。从 1969的短时间内,在南斯特金湖组合中发现了几个富锌这些发现中地球物理勘探扮演者主要的角色。在 1969 年进行的航空磁测获得的磁异常被后来的许多地面地球物理勘探所证实(例如:感应极化、电磁、磁法和重力) 。大量的有前景的异常体被钻井所揭示。所有矿床(图 3)都位于火山岩旋回 1 的碎屑长英质变质火山岩之内或其顶部。若干位作者认为贝德曼湾深层岩体在硫化物矿床的形成上扮演者重要的角色。稀土元素和其它痕量元素的特征在次火山岩岩床的一部分和上覆的含矿长英质变质火山岩中是相似的。这种相似性表明这种岩床可能存在向旋回 1 提供长英质火山作用的岩浆房或者存在在这些地层中进行热对流的热源。第一个和被发现的最大的矿床是迈特比矿床(1966) 。中含 t 的 t 的金。最小的发现是 F 组中的矿床,为 中含 t 的 t 的金。斯特金湖矿床也发现在 1970 年,为 中含 t 的 t 的金。里昂湖矿床发现于 1971 年,为 中含 t 的 t 的金。F 组地层、迈特比、里昂湖和克里克带矿床由偌兰达有限公司进行的勘探,而斯特金湖火山成因的巨厚硫化物矿床是由福尔肯布里奇铜有限公司进行的勘探。斯特金湖、F 组和迈特比矿床分别在 1981、1984 和 1988 年被废弃,而里昂湖和克里克带矿床的生产在1991 年停止。在斯特金湖高分辨率地震反射剖面得到(1997)的时候,所有的探矿活动都已经终止。采集地震数据的目的是分析揭示深部构造关系的可行性并在这个重要的基本金属富集带探查更深部的矿床目标。探测参数和数据处理斯特金湖测线地震反射数据是采用固定记录宽度采集的,,其中有 393 个活动的检波器组,间隔为 20 米。总共 182 个激发震源(钻至基岩的钻孔中装有 斤的炸药)每隔 40 米沿剖面激发。在每一次激发之后,垂直的地面震动被所有的检波器采集到,速率为 1续达 3s。在记录中震源产生的信号的带宽很大,为几赫兹到大于 300 赫兹。数据具有非常好的质量而且具有较高的信噪比。地面波没有严重的问题。数据根据999,2000)等人编写的程序进行处理。处理流程的摘要表示在附录 A 中。结果和解释速度构造地震反射数据以时间来记录。地震数据的处理、所获得的图像向深度剖面的转换以及通过前叠偏移所进行的特定深度的成像都要求研究区波速的良好认识。斯特金湖测线的 钻孔 243 和 245 中进行了密集采样()并获得数据集。除了 孔中也测量了密度值。用于本研究的 阻抗为密度与 。一般情况下,较大的波阻抗变化具有较强的反射波。密度和 中。钻孔 243 位于地震测线北西约 1,钻孔 245 则在测线之上(图 3) 。钻孔向南倾斜,测井段的深度分别为 1200 米和 600 米。图 4 中表示 管这些变化中的一部分可能是测量误差,但是这些误差的主要成分是由于所钻穿岩层之内岩性的局部变化,在这种类型的火山岩层序中,岩性是多种多样的且具有良好发育的典型层状特征。钻穿的大部分岩层是长英质岩石(例如,流纹质熔岩流、凝灰岩、集块岩、角砾岩、流纹质英安岩和英安质熔岩流和凝灰岩、半花岗岩岩墙) ,含有少量的中性组分(安山岩) 。这些岩性之间的较大速度变化引起波阻抗的强烈变化(图 4) ,进而在原始地震数据的顶部形成反射能量。钻孔 243 的速度测井表现出一种轻微的反向速度着深度的增加,速度变小) 。应用于速度数据的统计分析表明所有测量点的 75%以上位于 400 米/秒的差值范围内。钻孔上部 600 米为 里/秒,下部 600 米为 。钻孔 245 的速度测井在某种程度上表现出较大的差值。但是,和钻孔 245 上部数据一样,整个 600 米的深度范围内 60%以上的测量点数据位于 里/ 秒的速度窗口之内。两个钻孔的密度测井曲线(图 4)显示值的范围都是从 预测为低孔隙度的原生长英质到铁镁质岩层。和速度一样,两个钻孔的密度随深度通常有轻微的降低。这种变化倾向在 1000 米以下发生反转。两个钻孔(图 4)的简单岩心描述都没有表现出任何岩性上的系统变化,但是这种岩性在速度和密度上都随深度有系统性的微小降低。既然这两个测井值与岩性无关,那么它们与什么相关呢?一百米以下的地层很有可能与局部的矿物组成和/或岩性互层的程度和类型相关(例如,层的数量和厚度) 。地震数据中的折射和反射波的旅行时间都被用于获得来自于地震数据的 初的震源波被采集以预测近地表的速度构造,而反射波被用于分析以预测较深部同相轴的速度。从最先到达的数据所获得的结果表示在图 5 中。它们显示为几米厚而且是松散冰川堆积物的慢速层(1km/s) ,这种层状物覆盖在速度为 s 的基岩之上。折射波的解释模式通常与测井结果相一致,但是表现出在最上部几百米的基岩有轻微的低速,这可能是由于某些风化壳的残余物或近地表的断裂引起。但是,这种轻微降低的上部基岩的折射速度也可能是由于火山岩层的陡峭倾斜相一致的速度的系统性侧向变化的误差引起。根据来自于结晶岩的反射波旅行时间准确地确定速度构造是困难的,因为沿着双向时间路径(标准的反射波旅行路径)的信号的准确聚焦很少被观测到。损失的聚焦被认为是由于反射界面的复杂形状和二维曲线数据的采集。仅简单的 里/秒的速度表征达到几公里深度的岩石。在较大的深度上,速度会变得明显增高,在 7 到 8深度上逐渐达到 s。从更大深度的反射数据中或深浅地层的反射数据中不能够获得可靠的速度预测值。最适横倾叠加斯特金湖地震测线数据的最适横倾叠加剖面显示在图 6a 中。在该剖面上反射能量遍布。最晚记录的反射(当于 4里)是更强的反射事件。它在图 6a 上不明显的原因是若干振幅的叠加过程改变了地震数据。大量的反射事件表现为沿测线的次水平状态或者向北东方向倾斜而且它们表现出向北西方向的横倾。因此,许多成像的反射波位于采集和处理测线的南部或南东部并且向北或北东部倾斜。反射事件的特征在整个剖面上都有变化,因此为了讨论的目的,该剖面被分为 3 个区域(图 6a) 。区域之间的界限不是很清晰,因此并不总能清楚地定义这些区域。在最深的区域,反射事件为明显的次水平状态。中部区域含有上超特征,和不连续的水平反射并且在倾斜事件占主导的地方存在明显的北东向倾斜的反射事件。在最浅部的区域含有许多明显的倾斜反射事件,但是缓慢的倾斜特征占主导地位。不过,在 上的区域和在剖面两端的几百米深度之内,成像的质量很低。我们认为以下原因是重要的:横倾的变化、剖面上反射事件的相互混合,地震波不可能实际地透射到地下深部。深部反射事件的任何地质解释自然是推测性的。在 里)处或其下部的明显水平或看起来有些倾斜的反射能够大概地勾勒出基底片麻岩的顶部或被许多次水平的岩体侵入的较大基岩。我们认为出现在图 6a 中的被标为 A、 B、C 和 D 的这四组反射是与图 3地质图的南部出现的侵入岩地层单元相关的。在它们的界面处和靠近界面处,这些类岩床状侵入体以楔形接触而且是成因不同的、发育良好的层状,并且可解释为陡峭地向北倾斜。A、B、C 和 D 的反射波存在平行北东向主测线和北西向联络测线的两种强反射组成;即,它们在该剖面上是最陡的北倾反射事件。在推测界面时,A、B、C 和 D 反射波在贝德曼湾深成岩侵入体、贝尔湖碱性杂岩和南部花岗质杂岩体存在的位置同相轴相互交叉。这种现象在下面的三维偏移剖面中可以确认,相同的反射波组在三维成像数据体中表示它们真实的地下界面位置。地质图中的绿岩显示被这些年轻的侵入体侵入和推向一边,这些侵入岩体的反射波大致具有一致的特征而且与绿岩相一致,但是它们与基岩构造存在不一致的关系。与其它的绿岩带岩石相同,斯特金湖的变质火山岩存在陡峭的地层倾斜。因为该区域的大多数基岩被冰川成因的第四系所覆盖,所以大多数完整的基岩倾斜信息来自于矿床勘探和开采的区域。迈特比采矿区的地层,倾斜的角度是在 65°到 85°之间。在里昂湖矿床区域,在北和北南采矿剖面中地层的倾角在 50°到 70°之间。因为接触带的走向是在95°到 120°的方位角之间,所以实际的构造倾斜会稍大。斯特金矿床地层剖面可以由倾斜范围从 50°到 90°的 982)标准剖面所表示。从较大的基岩露头到里昂湖矿床南部的 1500 米,岩层的倾角为 80°。这种在较浅深度范围的陡峭倾斜在应用最终乘积为叠加的二维剖面时超出了现代反射波法能够成像的范围。这种情况在较上部的深度处(即:~有陡峭的反射波同相轴成像的最适横倾叠加剖面中得到了证实。在较大的深度(大约大于 里,约等于 ,成像确信是可靠的。我们认为在图 6a 中定义的区域记录的是研究区上地壳的主要组成部分。区域Ⅰ与预测有最大深度为 里的绿岩相符合。在早些时候所做的重力勘探也指定绿岩的最大深度在 里左右。这两种勘探结果完全一致。区域Ⅱ被认为是由与贝德曼湾深层岩体、南部花岗质杂岩、贝尔湖碱性杂岩紧密相关的侵入岩体组成,或者表示它们的根界面。区域Ⅲ是基底杂岩,其成像仅限于其顶部。偏移成像地震处理过程中对陡峭倾斜的反射波成像能力最强的是三维前叠偏移成像。这个过程要求大量的中央处理器处理能力,这对于最快的工作站也是很大的挑战。为了减少偏移运行时间,我们减小了所希望的原始输出立方体的尺寸为 度×宽度×深度;图 7) ,而且在所有三个方向上设置 18 米的采样间隔.。为了预防混淆(因采样间隔较大而产生的信号失真) ,我们仅偏移信号到 90 赫兹。偏移运行时间的进一步减小是通过共中心点道集输入数据道的部分叠加来完成的。因为部分叠加,来自于最上部地层陡峭倾斜界面的反射没有预期被很好地处理。图 6b 表示原始输出立方体中主要反射事件的切片成像和等值面。等值面的成像为彩色,振幅不变的界面被标上了阴影(在我们提出的例子中,是强的负波振幅) 。切片成像是地震波振幅显示为彩色或灰度的横切面。两者都是从三维成像体中提取出来的。许多来自于北东东 成像反射事件向南偏移,它们显示为东西走向和向北倾斜(图 6b 和 8) ,最强的反射事件组合被标定位 A、B、C 和 a 中的最适横倾叠加剖面的相同标号的反射事件相符。这两种途径产生相互一致的结果。此外,反射波组 A、 B、C 和 D 的位置和形态对于想象三维立方体是更容易的(图 6b) ,该图进一步澄清了与图 3 和图 7 中表示的侵入岩地层单元的紧密关系。尽管我们对偏移部分地叠加数据保留意见,但是我们能够在原始数据体的较浅部位观察到两组反射事件。其一是贝德曼湾深层侵入岩体和绿岩之间的接触带处的陡峭倾斜反射构造;其二是紧靠经济上有价值区域的北倾构造。对叠加数据的保留意见导致我们在记录信号的全频率范围内(到 300 赫兹)设计两个较小的输出数据体(图 7、9 和图 10 中的详情 1 和详情 2) ,原始的道能够被提取。为了预防信号的混淆,我们设置了更密的输出网格(5 米) 。但是,因为我们仅对非常浅的构造感兴趣,所以可以控制输入数据间隔时间为 1秒,补偿为±1 公里。我们也对靠近处理测线(联络测线补偿为±750 米)的研究区顶部 里剖面进行了重复运算以获得我们所说的近地表数据立方体(其概略在图 7 中表示) 。因为这个成像体非常大,所以我们设置输出网格的采样间隔为 10 米,而且仅能够偏移信号到 165 赫兹。像在详情 1 和详情 2 数据体的偏移那样,没有部分叠加被应用到输入道中,旅行时间被限制在1 秒,补偿为±1 公里。近地表数据体:在处理测线 5~6 公里之下,许多反射波是可视的(图 6c) 。这些反射波向北倾斜并位于大约大于 里的深度上。所观察到的反射波与特定界面的地质关系的直接对比是困难的,这是因为反射波的深度和反射波成像部分分布不是很广。但是,根据反射波映射的界面,它们很可能生成于 B 组中性变质火山岩之内或者是火山岩旋回 1 中的 A 组和 B 组之间的界限上。详情 1 数据体部分地叠加了该数据体(图 7) 。该非常大的圆弧形反射很有可能是经过了加工或者有些夸大。在这部分探区中的记录测线过于直,这就允许在空间上反射波被准确地定位。该弧形反射的真正反射区域是靠近其它北倾反射事件的。详情 1 数据体:图 9 表示被详情 1 数据体(图 11a)所包围的地表区域。在其中可以观察到北倾的(方位角为 5°)强的厚层反射带。根据成像体反射带的位置和地表地质的详细资料,我们确认这些反射产生于岩性复杂的前火山口火山岩。该带内的最强反射很可能存在于铁镁质和长英质熔岩流互层之间的界线上。在较深处,前火山口反射事件更强而且坡度较缓,它们形成较厚的反射带。在前火山口火山岩体和贝德曼湾深成侵入岩体之间的边界也表现的很清晰。在图 11表现为在反射波振幅上的突然降低,而且它们非常陡峭地向北倾斜并映射到绿岩和侵入岩之间的接触界面上。贝德曼湾深成侵入岩体的反射事件比绿岩弱且陡。形成于贝德曼湾深成侵入岩体之内的相对弱和陡峭的反射和较上部 400 米的前火山口火山岩不一定是岩性的影响,这些反射变弱的原因可能是因为在非常浅的陡峭反射事件中地震方法对于完全成像的能力不足,或者是因为角度的限制。直接覆盖前火山口变质火山岩的是高水位湖相层序中的中砾角砾岩地层单元。因为该中砾角砾岩地层单元是一套分选较差的堆积物,它由块状的、火山砾级的铁镁质和长英质火山岩碎屑组成,所以它分散了反射能量。因此在图 11a 中成像切片的北部上端,中砾的角砾岩地层单元表现出较弱的和不连续的亚平行反射事件。详情 2 数据体:几个基本金属的巨厚硫化物矿床发现于南斯特金湖组合中,对于用地震反射剖面成像来说仅里昂湖矿床附近的构造表现得足够好。因此,详情 2 成像数据体近似地位于该矿床的中部(图 10) 。图 11b 和 c 分别表示深度在 1 公里之上和之下的结果。图 11b 表示方位角为 23°的通过里昂湖矿床的垂直成像切片。尽管因为偏移过程和采集方式的错误而产生较大的背景噪声,但是在界面的 100 米之内,分布广泛的一套陡峭北倾反射仍清晰可见。尽管反射振幅和反射特征的变化不是很明显,但是我们能够识别出三个明显的反射波组,把它们标定为 A、B 和 C。B 组反射事件是最连续的。该组地层岩性决定的低反射波的位置和界面映射与火山岩旋回 1 和火山岩旋回 2 之间的界面相一致。在横截面区域,该边界可以由上覆的里昂湖安山岩中的玄武 层序的火成碎屑岩之间的接触面所表示。旋回 1 和旋回 2 的边界也是巨厚的硫化物矿床的位置,根据富兰克林等人的研究成果,它是由高应力带所清楚表示的逆冲断层,其断层上盘最厚(100 米) 。断层、矿床和围岩在后来发生了波状倾斜以区域的向北倾斜在局部是不一致的。随着深度的增加,断层非常平缓地因地层的倾斜而消失。因地层原因产生的较强和中等反射事件(B 组)看起来可能是由于所观察到的以下岩层的互层引起,它们是巨厚块状到杏仁状的玄武状熔岩流、玻璃质碎屑岩和 F 组断层上盘的火山渣岩。B 组事件的倾角在 里以下缓慢地变平,但是仍然接近于来自于钻探的 50°到 55°的倾角范围。A 组反射波的界面映射可与上述的里昂湖玄武 顶部 500 米深度,A 组反射事件近似倾斜 60°。在其下部,反射波事件的倾角减缓到 45°,然后再次降低到 35°。随着深度的增加,构造倾角减缓,像反射波组 A 和 B 的几何形状所暗示的那样,这种减缓可能是因为区域的褶皱所引起,而且它与在界面上所观察到的断层上盘单元的明显增厚相一致。成像切片南段的 C 组事件也是陡峭地倾斜( 55°) 。它们的界面映射可很好地与 L 序列(图 10)中的火成碎屑岩单元 c 相对比,该单元在成像切片南西大约 200 米处有露头。在该区域(单元 c 之内) ,火成碎屑堆积物与单元 d 的熔岩流、火山碎屑沉积物和碎屑流堆积物互层。该互层可能是引起 C 组反射事件的原因。在图 11b 的成像切片上 C 组和 B 组之间的区域产生最弱的和最不连续的反射。它映射到 L 序列的单元 d 和单元 e 的界面上(图 10) 。这些单元不是同质的,而且低反射率的原因不明显。可能是岩性界面粗糙散射了反射波的能量所致。图 11c 显示出成像数据体中的最强反射事件。在偏移数据体(1300~1600 米)的最深部,它们位于里昂湖矿床的西部,倾向为宽缓的北°) ,走向为 120°,在区域的褶皱构造中可以标出平缓的地带。其它的较弱反射组和通常较陡的反射(20°在成像切片中以绿色的虚线表示。根据它们的映射关系,它们可能与闪长岩侵入体和附近的属于火山岩旋回 1 的下和中 L 序列的火成碎屑岩堆积物的接触带相关。这些接触带延伸到详情 2 数据区域(图 10)的南西界面,这里的走向大约在 120°。由单元 c 富石英火成碎屑流组成的逆冲推覆体是里昂湖和克里克带巨厚硫化物矿床(图 10)的主岩。这些矿体在构造上发生了变形而且沿着分割旋回 1 和旋回 2 的逆冲断层从斯特金湖矿床明显地向西移动。里昂湖矿床为类席状的矿体,长度为 300,接近10 米厚,与周围的地层呈整合接触。根据哈维等人提供的信息,在图 11b 的成像切片中可以确定它的位置。因为大量反射波的存在,矿体与指定的反射波相对应是困难的。该区的地质分层薄而且多,存在许多强反射性的潜在地层关系。此外矿体不是平坦的,而是陡峭倾斜的平板席状。里昂湖矿体的一部分位于水平的或缓慢倾斜的局部褶皱带上,而且在构造上逐渐变厚。这些浅层的推覆构造没有被勘探成像明显地表现出来,它们可能部分地引起局部的不连续性,这些不连续性可见于陡峭倾斜的 B 组反射之内。最后,这些矿体的厚度小于 140下频率的地震数据的四分之一波长。这些关系暗示着对于直接成像矿体来说高分辨率和沿着构造倾向采集高频二维数据是必须的。讨论和结论我们应用标准的二维共中心点成像方法和两个最新设计的从二维曲线数据中提取三维构造信息的程序处理了斯特金湖地震反射勘探数据。二维剖面的结果,标准叠加和最适横倾叠加剖面在大约旅行时间为 (里深)的位置之下显示出相似的强反射模式。但是,最适横倾叠加改善了该深度反射的成像质量并提供了该深度的某些三维位置信息,可进行地质解释。这些剖面的最上部信息是不可靠的,他们不能够被用于已知地表地质和反射波进行对比。仅三维前叠偏移剖面允许解释浅层构造。最大分辨率的三维偏移剖面(详情 1 和详情 2)清楚地表现出可与已知的南斯特金湖组合的火山岩地层很好对比的几个反射波带。勘探横剖面的有限测网间隔通常足以用合理的精度定位反射波。但是,因人为因素引起的偏移噪声通常存在。在剖面的南西端,表现出绿岩和贝德曼湾深层侵入岩之间的接触带。在里昂湖矿床周围的潜在控矿构造被成像,它可能是矿带本身,由此证明从二维曲线勘探数据的浅部提取有用的三维反射图像是可能的。二维勘探数据的局限性严重地限制着勘探目标的成像。例如本例中,当来自于通常为单斜岩层组合的二维曲线数据被三维前叠偏移方法处理时,反射点大体上被限制在由地层的形态和测线的几何形状定义的三维成像数据体的一小部分中。远离这一部分时,在成像数据体中含有少量的信息。为了在矿床勘探范围内具有有效的分辨率,保持较高的频率(300基本的要求。在主测线和联络测线方向上要求具有充分间隔的足够数量的地震道以便配置足够的反射点。一般情况下,勘探工作应该设计为直接进入前叠偏移,代替共中心点叠加。该数据集中的反射足够强而且具有很好的一致性,为处理高质量的成像不必组合具有大范围补偿和方位角的大量地震道。这种不需要复杂测网的的勘探表明对于结晶岩的完全三维构造成像,尤其是构造的倾向能够近似地预测时,相对简单的和相对廉价的测网设计是可能的。鸣谢译者感谢原文作者的辛勤工作。参考文献.,av
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本文标题:根据斯特金湖火山杂岩二维曲线地震反射数据解析浅层三维构造
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