Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Современные представления о строении литосферы океанов 10
1.1 Введение 10
1.2 Земная кора под океанами или океаническая кора 10
1.3 Мантия Земли и механизмы тектоники плит 14
1.4 Геолого-геофизическая изученность глубинного строения Атлантического океана 16
1.4.1 Глубинное строение трансформных разломов 16
1.4.2 Геолого-геофизические разрезы, подводных окраин материков и переходных зон 23
1.5 Геолого-геофизическая изученность строения литосферы Срединно- Атлантического Хребта 29
1.5.1 Рельеф Срединно-Атлантического Хребта 30
1.5.2 Примеры геологического строения САХ в зонах трансформных разломов 32
1.5.3 Вулкано-магматическая система САХ 39
1.5.4 Геолого-геофизическая изученность магматических камер 42
1.6 Выводы 45
Глава 2. Новые возможности, которые даёт метод однородных функций при исследовании глубинных разрезов 47
2.1 Свойства годографов и метод решения обратной задачи для среды, где скорость является однородной функцией 51
2.2 Программа ГОДОГРАФ 54
2.3 Численное моделирование 55
2.4 Ограничения, разрешающая способность и скоростные погрешности метода однородных функций 60
2.5 Выводы 61
Глава 3. Геофизические исследования на Анголо-Бразильском геотраверсе (АБГТ) в 1980-1986 гг 62
3.1 Методика сейсмических работ на АБГТ 62
3.2 Волновое поле и глубинное строение осевой зоны Срединно-Атлантического хребта по результатам интерпретации Н.А Павленковой и Н.И Павленковой 67
3.2.1 Характеристика волнового поля 67
3.2.2 Построение сейсмического разреза 71
3.3 Анизотропная модель верхней мантии Ангольской котловины 75
3.4 Модели строения литосферы по АБГТ по данным о высотах геоида 78
3.5 Сейсмогравитационное моделирование на Анголо-Бразильском геотраверсе .82
3.6 Выводы 84
Глава 4. Методика и результаты интерпретации данных по АБГТ методом однородных функций 85
4.1 Параметры обработки и интерпретации годографов волн на АБГТ методом однородных функций 85
4.1.1 Исследование различных способов интерполяции данных с целью наиболее полного выявления структурных особенностей разреза 85
4.2 Строение литосферы Бразильской котловины и холмогорья 96
4.2.1 Обработка и интерпретация данных в 1990-х годах авторами из Института Физики Земли 96
4.2.2 Обработка и интерпретация методом однородных функций 99
4.2.3 Сравнение разрезов, полученных методом однородных функций и методом математического моделирования 109
4.3 Новые черты строения литосферы САХ 112
4.3.1 Обработка и интерпретация данных в 80-х-90-х годах 113
4.3.2 Обработка и переинтерпретация методом однородных функций 114
4.3.3 Сравнение разрезов полученных методом однородных функций и методом математического моделирования 122
4.4 Строение литосферы Ангольской котловины и подножья Африки 123
4.4.1 Обработка, интерпретация данных, построение разрезов при прежней
интерпретации данных 124
4.4.2 Обработка и переинтерпретация методом однородных функций 125
4.4.3 Субмеридиональный профиль 131
4.4.4 Сравнение разрезов полученных методом однородных функций и методом математического моделирования 134
4.5 Общий профиль по Ангольскому холмогорью, котловине и подножью Африки 138
4.5.1 Обработка и переинтерпретация методом однородных функций 138
4.5.2 Сравнение разрезов полученных методом однородных функций и методом математического моделирования 143
4.6 Сводный разрез по Анголо-Бразильскому геотраверсу 143
4.7 Выводы 146
Заключение 148
Выводы 150
спИсок литературы: 151
- Мантия Земли и механизмы тектоники плит
- Ограничения, разрешающая способность и скоростные погрешности метода однородных функций
- Волновое поле и глубинное строение осевой зоны Срединно-Атлантического хребта по результатам интерпретации Н.А Павленковой и Н.И Павленковой
- Обработка и интерпретация данных в 1990-х годах авторами из Института Физики Земли
Введение к работе
В 60-х годах прошлого века начались интенсивные исследования строения литосферы мирового океана. Наиболее информативными и точными методами исследования являются сейсмические методы. Основными проблемами при таких исследованиях можно назвать следующие: недостаточная глубинность методов отраженных волн и чрезмерно упрощенные модели разрезов, получаемые при исследованиях методами преломленных волн - глубинных сейсмических зондирований.
В настоящее время работы ГСЗ на длинных профилях выполнены практически на всех континентах и океанах, однако до настоящего времени эти работы преимущественно не обеспечивали достаточно полную систему годографов. В отличие от работ на континентах, исследования на океанах в большинстве случаев ограничивались получением одиночных годографов и обрабатывались в рамках однородно-слоистой модели. При такой обработке и интерпретации не удавалось достаточно достоверно проследить вариации скоростей, связанные с горизонтальной изменчивостью среды в пределах разнотипных структур в сложных районах. Таким образом, в районах со сложной структурой, в получаемый разрез не включались разломы и локальные неоднородности.
Новые данные об океанической литосфере дают полевые исследования методом ГСЗ на океанских геотраверсах, с использованием полных систем наблюдений с годографами большой длины, и при обработке данных на основе двухмерной модели среды. Переинтерпретация данных ГСЗ на Анголо-Бразильском геотраверсе с применением автоматической компьютерной обработки и интерпретации методом однородных функций позволила по-новому увидеть строение литосферы, различить многие детали её строения, которые невозможно увидеть при интерпретации методом математического моделирования.
Мантия Земли и механизмы тектоники плит
Между подошвой земной коры и поверхностью земного ядра на глубинах около 2900 км расположена силикатная оболочка Земли, ее мантия. По сейсмическим данным мантию делят на верхнюю (слой В), сложенную перидотитом и, ниже, пиролитом -силикатами магния и железа до глубины 410 км, переходный слой Голицына (слой С) в интервале глубин 410-670 км и нижнюю мантию (слой D) с подошвой на глубине примерно 2900 км. В основании слоя нижней мантии вьщеляется переходная зона к ядру мощностью 300км (Лобковский, Никишин, Хаин, 2004). В верхней мантии вьщеляется слой пониженных скоростей распространения сейсмических волн -волновод Гутенберга, который обычно отождествляется с астеносферой Земли, в которой мантийное вещество находится в частично расплавленном состоянии. Принято считать, что скорость распространения сейсмических волн в астеносфере несколько меньше, чем в выше- и нижележащих слоях - это свидетельствует о полурасплавленном состоянии вещества астеносферы. Исходя из этого, земную кору и верхнюю часть верхней мантии вместе объединяют в литосферу или каменную (твердую) оболочку. Мощность литосферы под океанами меняется от нуля под рифтовыми зонами до 60-70 км под абиссальными котловинами океанов. Толщина литосферы под континентами может достигать 200-250 км.
Данные сведения о строении мантии, а также о состоянии вещества в этих геосферах получены в основном по сейсмологическим наблюдениям, путем интерпретации годографов сейсмических волн с учётом известных уравнений гидростатики, которые связывают между собой градиенты плотности и значения скоростей распространения продольных и поперечных волн в среде. Эта методика, разработанная известными геофизиками Г. Джеффрисом, Б. Гутенбергом и особенно К. Булленом еще в середине 40-х годов, была существенно усовершенствована К. Булленом и другими сейсмологами. На рис. 1.2. приведены построенные по этой методике распределения плотности в мантии для нескольких наиболее популярных моделей Земли в сопоставлении с данными ударного сжатия силикатов.
Плотность верхней мантии (слоя В), и это видно на рисунке, с глубиной увеличивается от 3,3-3,32 примерно до 3,63-3,70 г/см на глубине около 400 км. Затем в переходном слое Голицына (слое С) градиент плотности резко возрастает, и плотность повышается до 4,55 ,65 г/см на глубине 1000 км. Постепенно слой Голицына переходит в нижнюю мантию, плотность которой плавно (по линейному закону) возрастает до 5,53-5,66 г/см3 на глубине её подошвы около 2900 км.
Происходящее увеличение плотности мантии с глубиной объясняется уплотнением её вещества под влиянием все возрастающего давления вышележащих мантийных слоев, которое на подошве мантии достигает значений 1,35-1,40 Мбар. Считается, что в интервале глубин 410-670 км мантия сохраняет тот же минералогический состав. На глубинах до 600 км может происходить трансформация пироксена в гранат-мейджорит. Важной особенностью переходной зоны является заметное содержание в ней воды. Имеющиеся факты движения литосферных плит и дрейфа континентов убедительно свидетельствуют о существовании в мантии интенсивных конвективных движений, которые за время жизни Земли неоднократно перемешали все вещество этой геосферы. Следовательно, можно сделать вывод о том, что в среднем составы и верхней и нижней мантии одинаковые, состав верхней мантии уверенно определяется по составам офиолитовых комплексов и находкам ультраосновных пород океанической коры.
Признавая существование конвективных движений в мантии, признается и то, что распределение температуры в мантии при конвекции должно быть близким к адиабатическому, т.е. к такому, при котором между смежными объемами мантии не происходит теплообмена, связанного с теплопроводностью вещества. В таком случае теплопотери мантии происходят только в ее верхнем слое - через литосферу Земли, распределение температуры в которой уже резко отличается от адиабатического.
Современные взгляды на механизм тектоники плит заключаются в следующем (Лобковский, Никишин, Хаин, 2004).
1. Мантийная конвекция движет литосферные плиты - плиты движутся как айсберги вместе с движущимся веществом астеносферы.
2. Особенностью литосферных плит является их жесткость. Плиты движутся за счет сил, создаваемых на границах плит: а) отталкивание от срединно-океанического хребта (ridge push); б) гравитационное затягивание в зоны субдукции (slub pull); в) силы коллизии плавучих континентальных масс (trench suction); г) силы отталкивания от зоны континентального рифта (rift push). При этом предполагается, что подошва океанической литосферы плоская и наклонная в сторону от среди нно-океанического хребта, и поэтому литосфера раздвигается, как «сани скатываются с горы».
В настоящее время в глобальной тектонике рассматривается вопрос о существовании литосферных складок в областях, где литосфера находится в обстановке сжатия. В последние годы стали развиваться модели, подтверждающие литосферную складчатость. Считается, что литосферные складки имеют длины волн 300-700 км и амплитуды 1-2 км. Литосферная складчатость впервые была описана в Индийском океане. Предполагается, что существуют литосферные складки, параллельные Срединно-Антлантическому хребту (Лобковский, Никишин, Хаин, 2004).
Исследования последних лет показали, что океаническая литосфера Атлантического океана деформирована на огромных пространствах, включающих все основные структурно-морфологические области: Срединно-Атлантический хребет (САХ), с его гребневой и фланговыми частями; смежные глубоководные котловины; вулканотектонические поднятия в пределах котловин и зоны перехода от океанической к континентальной коре в пределах пассивных окраин. Все эти структуры являются ареной проявления различных деформаций, реализовавшихся в обстановках как сжатия, так и растяжения, что в конечном счёте привело к тектоническому расслаиванию океанической коры и верхов мантии.
Ограничения, разрешающая способность и скоростные погрешности метода однородных функций
Теоретические утверждения, приведенные выше, послужили основой для создания компьютерной программы «Годограф». Это позволило обеспечить следующие результаты:
1. Полностью автоматизировать процесс интерпретации. Первые вступления годографов используются как входные данные. Для решения обратной задачи не требуется начальная модель. Предварительное вьвделение преломленных волн от разных преломляющих границ и определение их на годографах не используется. Это выполняется автоматически.
2. Получать непрерывный сейсмический разрез, где скорость и её градиент известны в каждой точке. Сейсмические границы на таком разрезе бывают двух родов: в случае границы первого рода сейсмические границы являются линиями разрыва скорости, а границы второго рода являются линиями, где происходит резкое изменение градиента скорости.
3. Геологическая интерпретация сейсмического разреза делается интерпретатором. Определяются различные слои, границы и разрывы. Сейсмический разрез представляет собой скоростное поле, заданное вычисленными значениями скорости в узлах прямоугольной сетки с максимальным размером 250x100. Изолинии скорости изображаются с равным интервалом, а значения скорости и градиент скорости могут быть оценены визуально в любой точке разреза. На скоростных полях отображаются границы, складки и разрывы и они могут быть выделены интерпретатором. Каждый слой имеет внутреннюю структуру, охарактеризованную доминирующими значениями градиента скорости и его собственной формой изолиний.
4. При наличии нескольких профилей в зоне исследований можно построить для разных глубин горизонтальные скоростные карты - срезы. Представление разреза в виде скоростного поля, заданного в узлах прямоугольной сетки, позволяет легко производить интерполяцию. Вычисление горизонтальных скоростных карт-срезов позволяет строить трехмерные структуры.
5. Система годографов в рамках программы ГОДОГРАФ может быть интерполирована. Также можно сравнивать выделенные структуры на разрезе равных удалений с соответствующими особенностями на годографах. Годографы первых вступлений преломленных волн представляются координатами (x,L) и строится временное поле t(x,L), где х - координата центра базы (под базой понимается интервал между источником и приемником), a L - длина базы. Контуры L = const изображаются на временном поле t(x,L) с равным интервалом. Это временное поле есть разрез равных удалений, он аналогичен временному разрезу отраженных волн, полученному методом общей глубинной точки. На таком временном поле обнаруживаются главные особенности глубинного разреза. Этот метод отображения годографов был предложен Пузырёвым (Пузырёв, 1963).
Программа «Годограф» является универсальной программой для интерпретации систем годографов, полученных методом преломленных волн. Она может быть использована в малоглубинной сейсморазведке, включая инженерные исследования, и мантии, при поисках нефти и газа, и в глубинных исследованиях земной коры. Минимальная геометрия системы источников возбуждений, необходимая для применения этого метода инверсии, состоит из двух источников. Высокая точность вычисления скорости позволяет строить изолинии скоростного поля, представляющие разрез, с небольшим интервалом, обычно от 0,02 км/с до 0, 2 км/с. Сейсмические границы видны как области высокой плотности изолиний скорости или линии, где плотность изолиний резко изменяется.
Проверка вычисленных разрезов методами решения прямой задачи показала, что наблюденные и вычисленные времена хорошо коррелируются (Пийп, Ефимова, 1985; Piip, Efimova 1990,1996).
Потенциальные возможности метода однородных функций были исследованы с помощью метода численного моделирования (Пийп, 1978, 1982, 1984). Приведем две модели. Годографы t(x,xo) (х-координата приемника, ль - координата источника) для первой модели синклинального прогиба показаны на рис.3.3, а. Модель (рис. 3.4, а) представлена двумя горизонтальными слоями, с вертикальным градиентом скорости. Слои разделены переходным слоем с повышенным градиентом скорости. В верхнем слое представлен прогиб как область низких значений скорости. Две вертикальные переходные зоны отделяют прогиб от окружающих слоев. Временной разрез равных удалений - поле t(x,L) показан на рис.3.3, б. Это другая форма представления годографов, где показаны изолинии L = \х — х0\ = const, с dL = 0, 25 м. Видно, что основные особенности модели отображены во временном поле. Восстановленный методом однородных функций разрез, показан на рис.3.4, б. Все структуры данной модели присутствуют на полученном разрезе. В центральной части модели значения скорости, градиента скорости и глубин хорошо восстановлены на всех глубинах проникновения луча. Это можно увидеть на рис. 3.4, с, где сравниваются заданные и вычисленные вертикальные функции скорости. Модель была восстановлена кусочно, и это доказывает высокую устойчивость алгоритма. Однако в верхних краевых частях модели присутствуют значительные ошибки. Это может быть объяснено низкой плотностью проникновения лучей на краях разреза.
Годографы, вычисленные для второй модели с синусоидальной формой изолиний скорости, показаны на рис. 3.5, а. В вычисленные значения времени добавлен один процент шума со среднеквадратичным отклонением 0,002 с. Временной разрез равных удалений (рис. 3.5, б) отображает структуру изолиний скорости. Восстановленная модель, полученная с помощью программы «Годограф», показана на рис. 3.5, с, где исходные изолинии скорости изображены пунктирными линиями. Они выглядят как осредняющие линии заданных изолиний скорости. Для построения окончательного разреза было использовано 46 локальных скоростных полей.
Волновое поле и глубинное строение осевой зоны Срединно-Атлантического хребта по результатам интерпретации Н.А Павленковой и Н.И Павленковой
Волны М были отнесены к квазиголовным или слаборефрагированным, образовавшимся на поверхности слабо градиентной мантии. Была сделана попытка построить по этим волнам сводные годографы (рис.3.3). Удалось сделать приближенные построения и определить по ним график изменения граничных скоростей и линию to (построения выполнены по годографам, в которые была введена поправка за рельеф дна).
Анализ редуцированных годографов приводит к таким же выводам о природе волн М и о соответствующей сейсмической границе (Павленкова, 1979). Данные свидетельствуют о том, что по поверхности мантии в направлении от склона хребта к его центральному грабену происходит соответствующее уменьшение скоростей.
По рис.3.4 видно, что по огибающей редуцированных годографов начинается некоторое увеличение to в сторону осевой зоны.
Сделан вывод о том волны М\ и Мг - это волны, отраженные от границ внутри мантии, слабо наклоненных от осевой зоны сторону хребта. Относительно природы волн интенсивной группы N сделано предположение, что эти волны сформированы в мощной тонкослоистой пачке и являются отраженными от отдельных её прослоев. Исходя из общего вида волнового поля и соотношения времен прихода отдельных волн, была предположена скоростная модель среды между двумя основными границами М и N. Закономерное затухание на одних и тех же удаленьях от источника свидетельствует о наличии в верхней части мантии зоны инверсии скоростей или, по крайней мере, безградиентной зоны, а параллельность нагоняющих годографов волн М по мнению авторов интерпретации, свидетельствует о малом вертикальном градиенте скорости под этой границей. Сведения о большой интенсивности волн от границы позволили предположить, что указанная зона инверсии действительно существует, достаточно четко выражена и продолжается до границы N, что и создает большой перепад скоростей на границе, а также значительную интенсивность образующихся на ней волн. Существование нескольких параллельных волн в группе N, по мнению авторов интерпретации, свидетельствует о том, что таких зон инверсий может быть несколько.
В осевой зоне хребта, где исчезают все волны, предполагалось наличие зоны аномально высокого поглощения сейсмической энергии, или очень глубокой зоны инверсии скоростей, без выраженной подошвы.
Для построения разреза авторами предыдущей интерпретации - Павленковой Н.И и Павленковой Н.А - использовался метод математического моделирования (Павленкова, Пшеник, 1983). Этот метод заключается в многократных расчетах годографов и лучей сейсмических волн для некоторых приближенных моделей и выборе на этой основе такой модели, которая наилучшим образом объяснит все особенности наблюдаемой волновой картины, и для которой расчетные времена пробега волн с некоторой заданной точностью совпадут с наблюдёнными годографами.
На момент проведения исследований (1980-1986 гг.) данный метод являлся наиболее полным методом интерпретации волновых полей для неоднородных сред. Метод математического моделирования позволяет использовать для построений все типы волн, в том числе волны сложной природы (отраженно-рефрагированные, кратные разных типов, дифрагированные), учитывать динамические особенности этих волн, рассматривать сложные, практически произвольные среды, учитывать влияние приповерхностных неоднородностей на глубинные волны, оценивать эффекты прониканий волн под преломляющие границы и отражений от круто наклоненных границ и т.д. Этот метод можно использовать не только в кинематическом (на уровне годографов), но и в динамическом виде, рассчитывать для сложных сред синтетические сейсмограммы в лучевом приближении (Cerveny, Psencik, 1983) и сравнивать их с наблюденными сейсмограммами. Но успешное применение метода в условиях ГСЗ, при которых системы наблюдений бывают чаще всего неполными, возможно только на основе достаточно полного начального приближения. Иначе говоря, математическое моделирование дает однозначные результаты только при наличии обоснованного начального разреза, при построении которого наиболее важно отразить в нем все элементы, создающие регулярные волны, качественно и верно описать форму этих элементов. Задачей математического моделирования при этом остается подбор наилучшим образом соответствующих наблюденным временам всех сейсмических волн количественных параметров элементов.
В данном случае на основе решений обратных сейсмических задач для ряда простых волн и простых сред составлялось первое приближение модели. Так, волны М сначала обрабатывались как головные, по ним строилась преломляющая граница М, для этого использовался и перерасчет в глубину линий to, и построение элементов границ по встречным годографам методом полей времен. Средняя скорость в коре определялась по наклону годографов волн К и по точкам пересечения годографов волн КиМ.
Путем решения одномерной обратной задачи по каждому годографу, был определен характер изменения скоростного разреза под границей М. Использована программа В.Ю. Бурмина (Бурмин, 1986), которая, если в годографах имеются соответствующие разрывы, позволяет получить по рефрагированным волнам функцию V(Z), с оценкой возможных параметров слоев с пониженной скоростью.
Для прослеживания зоны инверсии скоростей в пространстве, был использован метод редуцированных годографов: при скорости редукции 8,5 км/с получены линии to для двух уровней, соответствующих кровле и подошве зоны, тем самым определена форма ее залегания.
Как отражающий горизонт построена граница N по формулам для однородной покрывающей среды и горизонтальной границы; определена эффективная скорость до этого горизонта 7,8 - 8,0 км/с и глубина около 35 км (±5 км). Методом полей времен проводилась попытка построить границу N, но построения для слабо дифференцированной по скоростям среды и больших удалений от источника оказались сильно зависящими от возможных графических ошибок и очень неустойчивыми.
Также для волн N была решена обратная одномерная задача, при которой были просчитаны два варианта: в одном волна N интерпретировалась как отраженная от резкой границы, во втором - как петля рефрагированной волны. Тем самым были получены две модели: в одной из них резкая граница залегает на глубине 37 км, в другой - примерно на той же глубине выделяется высокоградиентный переходный слой.
Построения, которые были произведены, составили первое приближение разреза для дальнейшего уточнения его методом математического моделирования, но этот разрез был лишен какой-либо информации о структуре мантии осевой зоны хребта. В процессе моделирования пришлось определять ее строение.
Довольно хорошо расчетные годографы рефрагированных и отраженных волн для полученного разреза в восточной части профиля согласуются с наблюденными. Однако пришлось уточнить глубины залегания границы М и зон инверсий скоростей для совпадения расчетных и наблюденных времен с точностью 0,1 сек.
Моделирование показало, что определить наклон слоя N по наблюденной группе волн практически невозможно: его изменения на несколько градусов (падение на восток) не приводили к существенным изменениям формы расчетных годографов. Сложно построенная неоднородная пачка слоев, соответствующая группе N, изображена на разрезе в виде практически горизонтально залегающего простого однородного слоя (рис.3.5).
Обработка и интерпретация данных в 1990-х годах авторами из Института Физики Земли
Обработка, интерпретация данных, построение разрезов и их геологическая интерпретация, в 1990-х годах проводилась разными методами и разными исследователями. Основным методом построения разрезов был метод математического моделирования, основанный на многочисленных итерациях решения прямой задачи, так чтобы результат совпадал с наблюдёнными годографами с заданной точностью. Основными методами для построения начальной модели были методы, основанные на теории головных волн. В итоге, были построены разрезы таких основных структур Атлантического океана вдоль Анголо-Бразильского геотраверса как Бразильская котловина и холмогорье, Срединно-Атлантический хребет, Ангольское холмогорье, котловина и подножье Африки. Отдельные разрезы, построенные разными методами и исследователями, в целом совпадают с определённой погрешностью. Авторы (Глубинное сейсмическое ..., 1996) указывают, что мерой неоднозначности полученных годографов основных волн являются значения 0.15-0.20 сек. Все разрезы (Глубинное сейсмическое ..., 1996), построенные методом математического моделирования, представлены отдельными блоками и слоями с небольшим вертикальным градиентом скорости. Градиент скорости по латерали внутри блоков практически отсутствует, поэтому выше упомянутые погрешности можно оценить только по вертикали. Скорость на границах между слоями, изменяется скачком. Практически все выделенные разломы (границы блоков) вертикальны. На рис. 4.9 приведены примеры полученных моделей разрезов Бразильской котловины, холмогорья и Ангольского холмогорья, для одной из последовательных итераций подбора окончательного разреза. На рис. 4.10 показан окончательный сводный разрез по всему АБГТ, полученный методом математического моделирования. Бразильская котловина и холмогорье находится в интервале 30W-18W, а Ангольское холмогорье в интервале 7W-1E.
Для переобработки и переинтерпретации данных на Анголо-Бразильском геотраверсе использован пакет программ «ГОДОГРАФ». Достижения современных сейсмических исследований методом ГСЗ в значительной мере основаны на методе математического моделирования и использовании в качестве начальной модели - самой простой модели однородно-слоистой среды. При интерпретации годографов на основе однородно-слоистой модели среды необходимо отождествлять на встречньк годографах особенности, отвечающие одной и той же границе раздела. До последнего времени эту процедуру не удавалось формализовать, она осуществлялась интерпретатором в рамках интерактивных систем интерпретации.
Для модели среды с однородной функцией скорости (Пийп, 1991), которая использована для локальной аппроксимации разреза, границы раздела могут быть выделены как некоторые прямые из пучка прямых с центром в неизвестной точке профиля справа или слева от расстановки, а в слоях может присутствовать переменный вдоль границ (положительный или отрицательный) градиент скорости. При этом операция отождествления волн, связанных с тем или иным слоем, полностью автоматизируется. Подробно о программе «Годограф» и свойствах однородных функций написано в главе 3.
Годографы, полученные Шемелевой И.Б., Ярошевской Г.А., Кандауровой Н.А., Павленковой Н.А. на Анголо-Бразильском геотраверсе в районе Бразильской котловины и Западного фланга С АХ, были оцифрованы (рис. 4.11 а). Далее программа «Годограф» вычисляет временной разрез равных удалений (рис. 4.11 б), который используется для получения предварительного представления об изучаемом разрезе и для интерполяции - добавления дополнительных искусственных годографов в местах, где они отсутствуют (рис. 4.11 в). Затем вычисляется скоростной разрез как поле значений скорости, заданное в узлах прямоугольной сетки. Размер ячейки сетки также определяется автоматически, исходя из длины годографы и детальности системы наблюдений. Рис. 4.11 (а). Наблюденные годографы в Бразильской котловине и холмогорье.
Разрез через Бразильскую котловину и Бразильское холмогорье представлен на рис. 4.13, 4.14 и 4.16. На рис. 4.13 разрез представлен в изолиниях скорости с шагом 0.2 км/сек в цвете с цветовой шкалой. В таком виде на разрезе удобно наблюдать распределение скорости по разрезу, градиент скорости, можно выделить отдельные блоки и слои. На разрезе можно выделить несколько слоев, разделённых зонами пониженных скоростей. Выделяется блоковая или чешуйчатая структура слоев. Отдельные блоки с повышенными скоростями размером 20x150 км, окружены породами с пониженными значениями скоростей. Блоки имеют вытянутую по горизонтали, округлую форму. Такие блоки, по всей видимости, представлены относительно закристаллизованными породами, плавающими в частично расплавленных, вязких породах астеносферы. Природа возникновения этих блоков может быть связана с неравномерным распределением температуры в верхней мантии,
