Вулканология и сейсмология, 2020, № 3, стр. 34-45

ВВЕДЕНИЕ

Грязевой вулканизм – широко распространенное геологическое явление, которое является одной из наиболее интересных и одновременно недостаточно изученных форм проявления сосредоточенной разгрузки глубинных флюидов. Несмотря на значительный прогресс в изучении этого явления, его глубинные механизмы до сих пор остаются предметом фундаментальных научных изысканий. На данном этапе актуальность дальнейших исследований процессов холодной дегазации Земли в зонах сосредоточенной флюидной активности обусловлена необходимостью решения ряда практических инженерных задач, включая оценку связанных с этим явлением опасностей на территориях активных грязевулканических провинций России. Благодаря уникальным по интенсивности и разнообразию процессам глубинной дегазации Земли Черноморский регион обращает на себя внимание многочисленных исследователей и может рассматриваться как естественный полигон для изучения закономерностей грязевулканических процессов [Шнюков и др., 2006]. В Керченско-Таманской грязевулканической провинции определено более 100 грязевых вулканов, находящихся в разной степени активности. Здесь встречаются все известные формы грязевулканических проявлений (континентальные и морские, погребенные и открытые, потухшие и активные) [Каевицер и др., 2016]. По результатам многолетних геофизических исследований Таманского полуострова [Рогожин и др., 2014] были выявлены масштабные проявления грязевого вулканизма и показано его существенное влияние на экологическую и инженерно-геологическую ситуации в регионе. Грязевые вулканы Керченского полуострова приурочены к локальным диапировым и криптодиапировым складкам, развитым в пределах узких валообразных антиклиналей, преимущественно северо-восточного простирания. Основными факторами, обусловившими грязевулканические проявления, являются: наличие мощных толщ пластичных глинистых пород майкопской серии, служащих исходным материалом для образования сопочной брекчии; присутствие пластовых вод, размягчающих глинистые породы, из которых образуется сопочная брекчия; наличие мощных источников углеводородных газов, накопление которых в предельных объемах приводит к образованию аномально высоких пластовых давлений, создающих активную движущую силу; наличие тектонических нарушений, создающих благоприятное условие для выдавливания и выбросов сопочного материала с больших глубин на дневную поверхность. Повышенный интерес к грязевому вулканизму обусловлен, в первую очередь тем, что наличие грязепроявлений – это дополнительный поисковый признак при разведке нефтяных и газовых месторождений. Кроме того, действующие грязевые вулканы представляют определенную угрозу для расположенных поблизости сооружений [Канарейкин и др., 2019], а также для судоходства на мелководных участках в юго-восточной части Азовского моря и в Керченском проливе.

Фундаментальная проблема изучения глубинного строения и механизмов деятельности грязевых вулканов может эффективно исследоваться с использованием современных методов сейсморазведки, основанных на регистрации фонового сейсмического шума. Опыт комплексных геолого-геофизических работ на территории Керченско-Таманской грязевулканической провинции на вулканах Карабетова гора, Шуго, Пекло Азовское и Джарджава [Глинский и др., 2008; Собисевич и др., 2014, 2015; Тверитинова и др., 2015; Овсюченко и др., 2017] позволил установить, что особенности глубинного строения отдельных грязевых вулканов в значительной степени обуславливают характер их деятельности. Другими словами, дальнейшее изучение механизмов деятельности отдельных грязевых вулканов и разработка соответствующих геофизических моделей тесно связаны с решением задач по определению глубин залегания их корневых структур и пространственной конфигурации отдельных элементов питающей системы.

Пассивные методы, основанные на регистрации микросейсмического шума, обычно используют в качестве зондирующего сигнала поверхностные волны, что является весьма привлекательны в связи с постоянным и практически повсеместным их присутствием [Спунгин, Зыков, 2018]. Методы сейсморазведки, основанные на использовании поверхностных волн, прочно вошли в практику геофизических работ, поскольку позволяют оперативно получить качественное представление о внутреннем строении приповерхностных слоев Земли при относительно нетрудоемких процедурах проведения полевых работ и обработки экспериментальных данных. Для изучения таких объектов как вулканы, имеющих существенно субвертикальную структуру неоднородностей, предпочтительно использовать амплитудные методы, основанные на анализе информации об интенсивности поверхностных волн [Горбатиков и др., 2008; Жостков и др., 2015]. Метод исследования, используемый в настоящей работе, основан на анализе амплитудно-частотного пространственного распределения микросейсмического поля. В ряде численных и экспериментальных исследований [Горбатиков, Цуканов, 2011; Bowden, Tsai, 2017] было установлено, что локальные неоднородности земной коры оказывают влияние на амплитуду поверхностных волн, а именно: заглубленные высокоскоростные неоднородности вызывают уменьшение амплитуды микросейсмического шума на поверхности геофизической среды и наоборот. Причем влияние заглубленных неоднородностей оказывается преимущественно на волны, длины которых примерно вдвое больше глубины залегания.

В настоящей работе анализируются площадные сейсмические наблюдения в районе крупнейшего грязевого вулкана Керченского полуострова Джау-Тепе, выполненные авторским коллективом в 2015 г. Предлагается новый подход к интерпретации измерений относительных амплитуд микросейсмического шума, основанный на численном моделировании горизонтально слоистой среды, с учетом последних данных о скоростной модели земной коры Керченского полуострова. Сейсмические изображения земных недр позволят впервые получить представление о внутреннем строении и механизме работы грязевулканического очага Джау-Тепе.

ОБЩАЯ ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ОБЪЕКТА ИССЛЕДОВАНИЯ

Исследуемый объект в тектоническом отношении расположен в центральной части Юго-Западной равнины – к восточному периклинальному замыканию Туакского антиклинория. Вулкан располагается на своде широтно ориентированной Вулкановской антиклинали. Вулканическая постройка насажена на западную центриклиналь вдавленной синклинали, в которой на поверхность выведены отложения от чокрака до сармата [Белобородов, Тверитинова, 2019]. Джау-Тепе – крупнейший грязевой вулкан восточного Крыма, характеризуемый взрывным типом извержений – по целому ряду признаков заметно выделяется среди аналогичных структур Керченско-Таманской области. Вулкан расположен в пределах юго-западной равнины Керченского полуострова, в Ленинском районе и в непосредственной близости от села Вулкановка. По форме вулкан напоминает несколько асимметричный конус с уплощенной вершиной и паразитарным грифоном в северо-восточной части. Вершина сложена сопочной брекчией со сравнительно свежими вторичными конусами и кальдерами. Вулканическая постройка заметно выделяется в современном рельефе, имеет абсолютную отметку 116 м над уровнем моря (60 м над равниной). Морфогенетически вулканическая постройка может быть отнесена ко второму типу [Холодов, 2012]: конусовидная, состоящая из перекрывающихся покровов грязебрекчий общей площадью около 1.5 км² и сформированная за счет периодического поступления на поверхность полужидких глинистых масс. Склоны вулкана прорезаны глубокими оврагами. С 1864 по 1942 гг. были отмечены семь эпизодов вулканической активизации, некоторые из них – крайне интенсивные, сопровождавшиеся выбросами брекчии на высоту до 50 м и возгоранием выделяющегося газа; общий объем изверженных продуктов оценивается в 55 млн м³ (110 млн т). В 1982 и 2004 гг. были отмечены случаи однократного грязевулканического излияния в спокойном режиме [Шнюков и др., 2006]. Сотрудники экспедиции МГУ в 1995 г. наблюдали слабую активность одиночного грифона, приуроченного к одной из трещин проседания [Akhmetjanov et al., 1996].

По прошествии двадцати лет, в ходе наших полевых работ 2015 г. вершинный кратер оказался совершенно сухим, а грифонная деятельность у подножия постройки не зафиксирована. В то же время, с северной стороны у подножия вулканической постройки было обнаружено свежее поверхностное нефтепроявление (рис. 1, разведочная скважина; см. № 4-Вк в работе [Борисова и др., 1989]). На рис. 2 представлен общий вид образовавшегося пятна и приближенное изображение скважины с выплескивающимся флюидом. Сопочная брекчия Джау-Тепе содержит довольно большое количество обломков пород – в основном разнообразных известняков и песчаников. Среди примечательных находок были включения самородной серы 3–5 см в диаметре, присутствие которой отмечалось и ранее [Шнюков и др., 2006]. Сравнительный анализ минерального состава выявил отличия сопочных глин Джау-Тепе и глин майкопской серии, в частности было установлено [Титова и др., 2013], что основным породообразующим минералом сопочных глин является гидрослюда, они обогащены каолинитом и отличаются значительной карбонатизацией. Исследование состава газов Джау-Тепе по данным [Шнюков и др., 2006] показало, что вулкан характеризуется весьма необычным составом газовой компоненты: преимущественно тяжелые углеводороды (83.3%) с примесью азота (11.5%) и углекислого газа (5.2%), причем преобладающий компонент типичных грязевулканических флюидов – метан [Лаврушин, 2012] отсутствует. Возможно, этот результат требует дополнительного исследования, так как является важным индикатором для разработки различных гипотез о глубине зарождения флюидов [Валяев, Дрёмин, 2015].

Рис. 1.

Грязевой вулкан Джау-Тепе и схема выполнения сейсмических измерений. 1 – новый кратер грязевого вулкана; 2 – разведочная скважина; 3 – вдавленная синклиналь; 4 – пункты сейсмических измерений.

Рис. 2.

Фотографии местности: а – современное нефтепроявление в районе грязевого вулкана; б – приближенное изображение законсервированной скважины.

Следует отметить, что территориальное расположение Джау-Тепе в пределах Вулкановской нефтегазоносной площади делает его очень удобным объектом для проведения полевых геофизических работ, практически – это готовый геофизический полигон с хорошей изученностью [Борисова и др., 1989]. Напомним, что ранее на Вулкановской площади разведочным бурением выявлено геологическое строение антиклинальной структуры, в ядре которой обнажаются нижнемайкопские глины, а крылья сложены нерасчлененной толщей глин средне- и верхнемайкопского возраста. Строение антиклинали симметричное, углы падения крыльев невелики. На основании обобщения материалов бурения был составлен сводный стратиграфический разрез отложений Вулкановской площади до глубины более 2 км [Борисова и др., 1989]. Разрез сложен, главным образом, отложениями майкопской серии, представленными глинами жирными слоистыми в нижнем миоцене до глубины 1 км и глинами, песчанистыми глинами в олигоцене мощностью 1 км. Одной из скважин, пробуренной на борту вдавленной синклинали, вскрыты известковистые глины среднего сармата с прослоями грязевулканических брекчий, подстилаемых батисифоновым горизонтом верхнего майкопа. Наиболее полные результаты предшествующих исследователей обобщены на геолого-геофизическом разрезе (рис. 3), построенном по данным бурения и сейсмической разведки МОГТ [Борисова и др., 1989]. Отметим, что питающий канал грязевого вулкана определен по аналитическим построениям и отображен на разрезе простым разломом в области горизонтальных расстояний 4 км. При этом область от 4 до 5 км характеризуется практически полным отсутствием сейсмической информации, обусловленным, по-видимому, тектоническими нарушениями и наличием субвертикального грязевулканического канала, недоступного для классической сейсморазведки.

Рис. 3.

Сейсмогеологический разрез по профилю, проходящему вблизи профиля I Юг–Север (см. рис. 1), пересекающего вулканическую постройку [Борисова и др., 1989].

МЕТОД ИССЛЕДОВАНИЯ И РЕЗУЛЬТАТЫ ИЗМЕРЕНИЙ

В рамках полевых работ, направленных на исследование глубинного строения грязевого вулкана Джау-Тепе, использовался геофизический метод низкочастотного микросейсмического зондирования, который хорошо зарекомендовал себя в деле изучения глубинного строения грязевых вулканов Тамани и Крыма, зон активных разломов, нефтегазоносных площадей и других неоднородных структур земной коры [Французова, Данилов, 2016; Собисевич и др., 2015; Маловичко и др., 2014]. В соответствии с технологией проведения работ [Горбатиков, 2008], была разработана схема площадной съемки, которая подразумевает измерение микросейсмического фона в семи точках, в каждом из семи линейных профилей с шагом 250 м (см. рис. 1), один из которых непосредственно пересекал вулканическую постройку – точки А1–А7 на рис. 1. При этом, можно таким образом выбрать измерительные пункты, чтобы образовался второй профиль, пересекающий вулканическую постройку в направлении перпендикулярном первому – точки Б1–Б7 на рис. 1. Поле микросейсм в данном методе считается диффузным и рассматривается как суперпозиция цугов фундаментальных мод Рэлея с различным частотным заполнением, которые преобладают в естественном микросейсмическом фоне. Поэтому необходимо правильно соотносить между собой данные полевых измерений в случае, если они выполняются не одновременно. Для этой цели используется опорная точка, которая независимо функционирует во время всех измерений, после чего выполняется нормировка спектров накопленных сигналов на спектр соответствующей записи опорной станции, т.е. таким способом одновременно решается проблема нормировки получаемых спектров, поскольку реальный микросейсмический спектр имеет сложную форму. Опорная точка была расположена в месте, исключающем наличие различных антропогенных помех, на удалении в 8 км от вулкана. Так как измерения по каждому из профилей А, Б, В, Г, Д, Ж, З и К (см. рис. 1) производились в разное время, из необходимости стационарности микросейсмического шума, измерения в точках перпендикулярного профиля Б были выполнены повторно. Результирующая площадь, охваченная предложенной расстановкой, составила 2.25 км². По данным численного моделирования разрешение метода можно оценить как четверть длины волны по горизонтали и треть длины волны по вертикали [Горбатиков, Цуканов, 2011], соответственно при принятом шаге между измерительными пунктами и длине профиля максимальная глубина, при которой достигается достаточное разрешение, составляет 4 км.

Каждый измерительный комплект состоял из вертикального широкополосного сейсмометра велосиметра СМ3-ОС, с гладкой амплитудно-частотной характеристикой в диапазоне частот 0.03–10 Гц, регистратора RefTek 130B, включающего в себя модуль GPS для временной синхронизации и элементов питания. Всего в данном исследовании было использовано 8 измерительных комплектов, что позволило значительно ускорить проведение полевых работ. Среднее время установки одной измерительной точки составило 30 мин, а полностью работа была выполнена за 5 дней. Использование сейсмометров одной модели, позволяет упростить подготовку данных и не учитывать фазовые задержки, вносимые прибором. При интерпретации амплитуд, в соответствии с описанным выше подходом, на первый план выходит точность измерения амплитуды, по той причине, что даже незначительные изменения чувствительности датчика, могут приводить к существенным отклонениям в результирующем сейсмическом изображении. Именно это обстоятельство является причиной не столь сильного распространения амплитудных методов, по сравнению с фазовыми. Перед проведением полевых работ, все используемое оборудование было откалибровано на вибростенде ГС РАН в г. Обнинск, а также была выполнена сверка измерительных комплектов непосредственно в поле, на опорной точке.

Обработка экспериментальных данных выполнялась с использованием разработанного в пакете Matlab программного кода [Лиходеев и др., 2017]. Предварительно выполнялся визуальный контроль записей микросейсмического шума, из анализа исключались участки, содержащие локальные антропогенные воздействия. В результате, для каждой измерительной точки была оценена спектральная амплитуда микросейсмического шума в пятиминутном временном интервале. В соответствии с методикой исследования параметры среды под каждым измерительным пунктом характеризует относительная интенсивность амплитуды микросейсмических сигналов, которая рассчитывается путем нормировки каждого спектра на значение спектра в опорной точке. Полученное значение усреднялось за период времени от 3 до 4 ч, причем из расчета исключались пятиминутные интервалы с большим среднеквадратичным отклонением. Эта процедура позволяет избавиться от влияния типа источника волнового возмущения и пути его распространения на результирующую величину. На рис. 4 представлены сглаженные отношения спектральных амплитуд в измерительных точках на профилях I и II, пересекающих грязевулканическую постройку, где ось ординат отображает частоту (см. подпись слева) и совпадает на обоих графиках (а) и (б). Цветовая шкала на рис. 4 и далее отображается в дБ, что соответствует десятичному логарифму отношения амплитуд. Для контроля результатов было выполнено сравнение распределения спектральных амплитуд вдоль профилей (Б1–Б7) и (Д5, Г5, В5, А5, Ж5, З5, К5), измерения на которых выполнялись в разное время, а координаты точек совпадали (см. рис. 1). Результаты сопоставления продемонстрировали достаточную схожесть относительных амплитуд, что свидетельствует о том, что измеряемый параметр действительно несет информацию о геологической структуре и не зависит от изменчивых во времени параметров шумового сейсмического поля.

Рис. 4.

Распределение спектральных амплитуд микросейсмического шума вдоль профилей, пересекающих вулканическую постройку Джау-Тепе. а – I Юг–Север и б – II Запад–Восток.

Обычно, при построении геофизического разреза среды в изучаемом регионе используется линейная эмпирическая связь между глубиной расположения неоднородности и длиной волны рассматриваемой волны Рэлея. Однако, как известно из результатов исследования дисперсионных свойств поверхностных волн, эта зависимость совсем не линейная [Горбатиков, Цуканов, 2011]. На это обстоятельство было указано и в работе [Жостков и др., 2015], где подчеркивалось, что амплитуда поверхностной волны определяется не только неоднородностью среды, расположенной на глубине порядка половины длины волны, но и всеми вышележащими параметрами среды, через которые распространяется поверхностная волна. Как было отмечено в работе [Яновская, 2017] амплитудные, как и скоростные, характеристики шумового микросейсмического поля удобно описывать на основе теории поверхностных волн, а именно в рамках математической модели горизонтально слоистой среды. Такой подход применяется при инверсии дисперсионных кривых скорости поверхностных волн (см. например [Кожевников, Соловей, 2010; Яновская, 2015]), когда к экспериментально измеренной кривой подбирается рассчитанная теоретически в рамках слоистой модели кривая. Если распространить этот метод и на амплитуды поверхностных волн, то первым этапом интерпретации данных должна быть численная оценка чувствительности амплитуды поверхностных волн к вариациям параметров слоистой среды, расположенных на различной глубине. Такой подход набирает популярность в последние годы, отметим, в частности, работу [Eddy, Ekström, 2014], в которой анализировалась чувствительность амплитуды поверхностной волны Рэлея к различным неоднородностям геологический среды на основе экспериментальных данных масштабной сейсмической сети.

ЧИСЛЕННОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ И ИНТЕРПРЕТАЦИЯ

Первым этапом интерпретации сейсмических наблюдений обычно является выбор региональной скоростной модели среды. В настоящем исследовании мы основывались на результатах работы [Егорова и др., 2018], где по данным ГСЗ была построена скоростная колонка продольных волн V_p(z) для Феодосийско-Керченской зоны. Профиль скоростей продольных волн V_p(z) был пересчитан нами в разрез скоростей поперечных волн V_s(z) до глубины 4.5 км и разбит на 120 равномерно распределенных слоев с шагом ~35 м (рис. 5а). Таким образом, была выбрана исходная однородная модель горизонтально слоистой среды. Одним из способов решения прямой задачи поверхностных волн в вертикально неоднородной среде является метод матричного пропагатора (или метод Томсона–Хаскелла), для расчета использовался алгоритм, предложенный ранее [Presnov et al., 2016]. В дальнейшем будем придерживаться стандартного подхода интерпретации поверхностных волн, по аналогии с результатами работы [Яновская, 2015], где была вычислена чувствительность групповой скорости поверхностной волны Рэлея к параметрам среды, расположенным на различной глубине. Для оценки чувствительности относительной амплитуды поверхностной волны Рэлея к вариациям параметров разреза выполнялась численная оценка частной производной равная отношению приращения относительной амплитуды вертикальной компоненты к изменению скоростей продольных волн ${{\partial W} \mathord{\left/ {\vphantom {{\partial W} {\partial {{V}_{p}}}}} \right. \kern-0em} {\partial {{V}_{p}}}},$ поперечных волн ${{\partial W} \mathord{\left/ {\vphantom {{\partial W} {\partial {{V}_{s}}}}} \right. \kern-0em} {\partial {{V}_{s}}}}$ и плотности ${{\partial W} \mathord{\left/ {\vphantom {{\partial W} {\partial {\rho }}}} \right. \kern-0em} {\partial {\rho }}}.$ Такие частные производные вычислялись нами для фиксированных частот f и при возмущении в слоях, расположенных на различной глубине z. На рис. 5 для пяти частот f = 0.2; 0.3; 0.4; 0.7; 1.1 Гц (оттенки серого) приведены рассчитанные значения частных производных, показывающие чувствительность относительной амплитуды волны Рэлея к изменению плотности (б) и скорости поперечных волн (в) в слоях, расположенных на различной глубине. Результаты расчета показали, что чувствительность относительной амплитуды к вариациям скоростей продольных волн ${{\partial W} \mathord{\left/ {\vphantom {{\partial W} {\partial {{V}_{p}}}}} \right. \kern-0em} {\partial {{V}_{p}}}}$ гораздо ниже, чем ${{\partial W} \mathord{\left/ {\vphantom {{\partial W} {\partial {{V}_{s}}}}} \right. \kern-0em} {\partial {{V}_{s}}}},$ поэтому этот график здесь не приводится. На рис. 5г для примера приведена чувствительность фазовой скорости к вариациям скорости поперечных волн. Представленным частотам соответствуют длины волн фундаментальной моды поверхностной волны Рэлея λ = 6; 3.9; 2.6; 1.3; 0.7 км.

Рис. 5.

Чувствительность относительной амплитуды поверхностных волн к изменению плотности (б) и скорости поперечных волн (в) с глубиной, относительно начальной модели среды (а), чувствительность фазовой скорости к изменению скорости поперечных волн (г) с глубиной. В рамке указаны значения частот в Гц, для которых выполнялся расчет.

Анализируя графики, заметим, во-первых, что кривые чувствительности относительных амплитуд имеют достаточно сложный нелинейный вид. Более того, чувствительность амплитуды меняет знак, что означает, что увеличение скорости (или плотности) в слое может приводить как к убыванию амплитуды, так и к ее возрастанию. Отметим, что на это было указано и в работе [Яновская, 2017]. Рассчитанные частные производные позволяют перейти к инверсии относительных амплитуд для восстановления параметров среды в линейном приближении, однако рассмотрение обратной задачи выходит за рамки настоящего исследования. Во-вторых, важным является то, что для рассматриваемой исходной модели кривые чувствительности фазовой скорости (см. рис. 5г) имеют максимум на глубине около половины длины волны, что согласуется с основным свойством поверхностных волн. Однако, для кривых чувствительности относительных амплитуд (см. рис. 5б, 5в) оказывается, что максимум смещен к ближе к поверхности. Это означает, что, если придерживаться методики стандартной интерпретации данных метода микросейсмического зондирования, то значение эмпирического коэффициента в нашем случае необходимо принять равным 0.3. Напомним, что в стандартной интерпретации [Горбатиков и др., 2008] пересчет спектральных относительных интенсивностей в глубинный разрез выполняется с использованием региональной дисперсионной кривой скорости поверхностной волны Рэлея (в нашем случае дисперсионная кривая рассчитывалась теоретически на основе слоистой модели, см. рис. 5а) и эмпирического коэффициента, характеризующего глубину проникновения каждой частотной компоненты, принимаемого обычно равным 0.4.

Таким образом, на рис. 4а и 4б представлены, полученные с учетом результатов численного моделирования, глубинные геофизические разрезы (шкала глубин справа) для двух профилей, пересекающих в крест грязевулканическую постройку. Тоновая шкала на рис. 4 показывает относительную интенсивность реакции среды по разрезу на прохождение рэлеевских волн с различной глубиной проникновения. Увеличение интенсивности реакции среды соответствует пониженным значениям скоростей (теплые тона) и свидетельствует о наличии флюидопроницаемых структур и областей накопления грязевулканических продуктов. Уменьшение реакции соответствует повышенным значениям скоростей (холодные тона) и обнаруживает непроницаемые консолидированные породы. Анализируя полученные результат отметим, что достаточно уверенно выделяются области повышенных значений интенсивности микросейсмических сигналов непосредственно под вершиной вулкана, которые связаны с присутствием грязевулканической питающей системы.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Полученный нами результат рис. 4а дополняет геолого-геофизический разрез рис. 3 в зоне горизонтальных расстояний 3.5–5.5 км. На геофизическом изображении до глубины 4 км (см. рис. 4а), которое сопоставляется с общей мощностью майкопских и надмайкопских отложений, четко фиксируется крутопадающая зона с повышенными значениями относительной интенсивности микросейсмических сигналов, отвечающая участкам флюидопроницаемых структур – с активизированным (размягченным) состоянием глин майкопа в центральной части антиклинальной зоны. Участок, соответствующий, приповерхностному грязевулканическому очагу, расположен непосредственно под грязевулканической постройкой на глубинах до 1000 м. К северо-востоку от грязевулканической постройки (см. рис. 4б) фиксируются относительно плотные блоки, имеющие куполообразную форму, которые, отражают падение горных пород на западном крыле синклинальной складки, интерпретируемой как структура вдавленной синклинали [Шнюков и др., 2006] (рис. 6). Помимо вертикальных неоднородностей на профиле прослеживаются наклонные неоднородности, отвечающие, вероятно, слоистой структуре осадочных кайнозойских толщ. Можно выделить зону питающего канала и камер грязевого вулкана, представленными флюидопроницаемыми структурами с величиной относительной интенсивности в диапазоне от –2 до 2 дБ. Отметим, что на глубинах более одного километра грязевулканический канал смещается (см. рис. 4б) относительно вершины грязевого вулкана (горизонтальное расстояние 1 км – на рис. 4а и 0.75 км – на рис. 4б) в северо-восточном направлении на расстояние более 0.5 км.

Рис. 6.

Геологический разрез сопочного поля Джау-Тепе и выдавленности вдоль профиля II, по [Шнюков и др., 2006] с исправлениями, масштаб осей разный. 1 – сопочная брекчия; 2 – глины сланцеватые; 3 – сарматские известняки. $N_{1}^{3}{{S}_{{1 + 2}}}$ – сарматский ярус; $N_{1}^{2}krg$ – караганский горизонт; $N_{1}^{2}tsch$ – чокракский горизонт; $N_{1}^{1}m{{k}_{3}},$ Pg₃mk₂, Pg₃mk₁ – майкопская серия.

Для получения более детальных разрезов рассмотрим горизонтальные сечения грязевулканической постройки Джау-Тепе на фиксированных частотах. На рис. 7 представлен условный вид сверху на вулканическую постройку. Для построения горизонтального сечения использовались данные приемников, расположенных в узлах сетки, нанесенной на рисунке. С использованием результатов численного моделирования полученные разрезы можно отнести к следующим глубинам: а – 1.75 км; б – 1.06 км; в – 0.74 км; г – 0.37 км. Белым цветом на рисунке отмечена контурная линия, проходящая по уровню 0.4 дБ, который может соответствовать достаточно плавной границе перехода между консолидированными породами и раздробленными структурами грязевулканической питающей системы. Область, охваченная контурной линией, имеет близкое к субширотному простиранию на различных глубинах, за исключением приповерхностной части. Обращает на себя внимание также увеличение площади этой фигуры с ростом глубины и фактически отсутствие нижней границы корневой питающей системы вулкана. Однако необходимо отметить, что это обстоятельство может быть связано и с приближением разрешающей способности метода к своему ограничению. Замеченное выше смещение питающего канала на глубинах более 1 км наблюдается и на рис. 7. Здесь областям с пониженными значениями относительной интенсивности соответствует структура вдавленной синклинали, состоящая из более плотных пород и расположенная в северо-восточной части.

Рис. 7.

Горизонтальное распределение относительных амплитуд для различных частотных диапазонов: а – 0.23 Гц, б ‒ 0.33 Гц, в – 0.42 Гц, г – 0.71 Гц.

Таким образом, в результате выполнения полевых геолого-геофизических исследований впервые получено представление о пространственной конфигурации субвертикальных флюидопроницаемых структур, обеспечивающих систему глубинного питания грязевого вулкана Джау-Тепе. Оконтурены области вдавленной синклинали, антиклинальной складки субширотного простирания и корневой питающей системы вулкана, имеющей достаточно сложную структуру. Новые данные не противоречат существующим представлениям о строении Вулкановской площади (см. рис. 3) и подчеркивают уникальность вулкана Джау-Тепе. Результаты интерпретации геофизических разрезов позволили получить новые данные о глубинном строении грязевого вулкана Джау-Тепе и впервые составить представление о пространственной структуре его корневой питающей системы. Полученные результаты расширяют наши представления об условиях формирования глубинных флюидопроводящих структур в западной части Керченско-Таманской грязевулканической провинции и вносят свой вклад в решение проблемы комплексной оценки эндогенных опасностей южных регионов России.

Развиваемый в работе подход к интерпретации экспериментальных данных относительных амплитуд микросейсмического фона на основе численного моделирования горизонтально слоистой среды позволил продемонстрировать, что относительная амплитуда является еще одним измеряемым параметром поверхностных волн, который может быть включен в процедуру инверсии дисперсионных кривых. Важной особенностью относительной амплитуды является достаточно высокая чувствительность к вариациям плотности, что позволяет наложить дополнительные ограничения на искомую модель среды. Кроме того, в результате обработки экспериментальных данных показана независимость измеряемого параметра от временных вариаций сейсмического шумового фона.