Abstract
Wielokanałowe sejsmiczne dane refleksyjne zarejestrowane pomiędzy Itata () i Coyhaique () zostały przetworzone w celu uzyskania obrazów sejsmicznych. Analiza profili sejsmicznych wykazała, że słabe i nieciągłe reflektory symulujące dno związane są z procesami akrecji bazalnej, podczas gdy silne i ciągłe reflektory symulujące dno związane są z procesami akrecji czołowej. Można to wyjaśnić biorąc pod uwagę, że podczas procesów akrecji bazalnej, rozciągające ruchy tektoniczne spowodowane wypiętrzeniem mogą sprzyjać ucieczce płynu, dając początek słabszym i nieciągłym reflektorom symulującym dno. Podczas procesów akrecji czołowej (fałdowanie i napór), wysoka cyrkulacja płynów i stabilne warunki tektoniczne mogą być jednak odpowiedzialne za silniejsze i bardziej ciągłe reflektory symulujące dno. Wzdłuż wybrzeży Arauco-Valdivia strome pryzmy akrecyjne, uskoki normalne, niecki stokowe i grubsze podścielisko związane były z akrecją podstawową, natomiast wzdłuż wybrzeży Itata, Chiloe i Coyhaique małe pryzmy akrecyjne, fałdowanie i cieńsze podścielisko związane były z akrecją czołową.
1. Wprowadzenie
W morskich zapisach sejsmicznych, Bottom Simulating Reflector (BSR) jest dobrym wskaźnikiem obecności hydratów gazowych. BSR pozwolił na określenie rozmieszczenia hydratów gazowych wzdłuż kilku marginesów kontynentalnych. BSR związany jest z interfejsem akustycznym pomiędzy nadległym osadem zawierającym hydraty gazowe, który zwiększa kompresyjną prędkość sejsmiczną, a leżącym pod nim osadem zawierającym wolny gaz, który zmniejsza kompresyjną prędkość sejsmiczną. BSR został zidentyfikowany w sekcjach sejsmicznych w kompleksach akrecyjnych wzdłuż zarówno konwergentnych, jak i pasywnych marginesów. Wzdłuż chilijskiego marginesu kontynentalnego, BSR został dobrze opisany przez kilka rejsów geofizycznych. W szczególności BSR jest rozpoznawany wzdłuż pryzmatu akrecyjnego .
Wzdłuż chilijskiego marginesu rozpoznaje się dwa główne procesy tektoniczne. Pierwszy z nich jest związany z akrecją czołową, a drugi z akrecją bazalną.
Niniejsze opracowanie ma na celu identyfikację głównych struktur morfologicznych na marginesie kontynentalnym, w szczególności na rowach oceanicznych i stokach kontynentalnych. W ten sposób, poprzez interpretację sześciu stacked i poststack time-migrated sections, związki między cechami BSR i procesami tektonicznymi mogą być zidentyfikowane (Rysunek 1).
Mapa obszaru badań.
2. Tectonic and Geological Setting
Obszar badań znajduje się wzdłuż środkowego Chile, między 35° a 45°S, włączając wybrzeża Itata, Arauco, Toltén i Valdivia (od 36° do 40°S) oraz wybrzeża Chiloé i Coyhaique (od 43° do 45°S) (Rysunek 1).
Środkowe i południowe Chile (34°-46°S) jest ograniczone na północ grzbietem Juan Fernandez i na południe wzniesieniem Chile. Grzbiet Juan Fernandez charakteryzuje się Pampean płaski-slab segment, który prezentuje brak wulkanizmu i wypiętrzenia foreland (Sierras Pampeanas) najwyższe góry Andów, takich jak masyw Aconcagua (6989 m). Na południe od pamperskiego segmentu płaskiej płyty, margines Andów charakteryzuje się normalną subdukcją (nachylenie 30°), rozciągającą się od 34° do 46°S aż do potrójnego skrzyżowania w Chile. Konwergencja między płytą Nazca a płytą południowoamerykańską zachodzi w średnim tempie 6,4 cm/rok. Na tym obszarze (od 34° do 45°S) cały margines charakteryzuje się skośnym wektorem konwergencji (N78°E) i osiąga kierunek ortogonalny w segmencie australnym.
Zbocze kontynentalne składa się ze zbocza dolnego i górnego. Dolny stok jest związany z pryzmatem akrecyjnym, który jest zbudowany przez turbidity, które są włączone z wypełnienia rowu do dolnego stoku jako osady akrecyjne, podczas gdy górny stok jest związany z ważną objętością osadów terrigenowych ze skał wulkanicznych łuku andyjskiego, osadzonych na kontynentalnym podłożu metamorficznym.
Rowy oceaniczne są wypełnione osadami o grubości częściowo większej niż 2 km, lokalnie występującymi raczej jako płaska równina niż depresja batymetryczna. Wypełnienie rowu składa się z osadzonych warstw turbidytowych i hemipelagicznych, które wykazują pewną cykliczność we wzorze odbić sejsmicznych, co interpretowane jest jako wpływ globalnych cykli klimatycznych na sedymentację. Podłoże oceaniczne reprezentuje płytę Nazca subdukującą pod płytą południowo-amerykańską i składa się z osadów pelagicznych i bazaltów oceanicznych.
3. Dane i przetwarzanie sejsmiczne
W niniejszym opracowaniu przeanalizowano sześć linii sejsmicznych. Cztery z nich (SO161-44, SO161-35, SO161-29 i SO161-40; patrz rysunek 1) zostały pozyskane podczas rejsu RV SONNE (styczeń-luty 2001) w ramach projektu „Subduction Processes Off Chile (SPOC)”, a dwie pozostałe (RC2901-728 i RC2901-734; patrz rys. 1) zostały pozyskane podczas rejsu RV CONRAD (styczeń-luty 1988), w ramach projektu „Grzbiet Rozlewiska Śródoceanicznego (Grzbiet Chile)” Programu Wierceń Oceanicznych (ODP). Wykorzystano dane sejsmiczne prestack z czterech linii sejsmicznych (RC2901-728, SO161-44, SO161-29 i RC2901-734), natomiast dla dwóch pozostałych linii (SO161-35 i SO161-40) dostępne są tylko dane sejsmiczne stackowane. Dane sejsmiczne pozyskano podczas rejsu RV SONNE przy użyciu 132-kanałowego streamera cyfrowego o długości 3000 m, przy czym odległość między pierwszymi 24 kanałami wynosiła 12,5 m, a między pozostałymi kanałami – 25 m. Źródłem danych sejsmicznych był tuningowany tuner. Źródłem danych sejsmicznych było 20 działek powietrznych o łącznej objętości 54,1 l. Odstępy między strzałami wynosiły 50 m. Dane sejsmiczne pozyskane podczas rejsu RV CONRAD wykonano przy użyciu streamera cyfrowego o długości 3000 m, 240 kanałach i odstępach między kanałami 12,5 m. Dane sejsmiczne pozyskane podczas rejsu RV CONRAD wykonano przy użyciu streamera cyfrowego o długości 3000 m, 240 kanałach i odstępach między kanałami 12,5 m.5 m. Źródłem danych sejsmicznych był zestaw 10 działek powietrznych o łącznej objętości 61,3 1, z odstępem między strzałami 50 m.
Obróbka sejsmiczna została wykonana przy użyciu otwartego oprogramowania Seismic Unix (SU). W celu uzyskania dokładnego obrazu sejsmicznego wykonano standardowe przetwarzanie danych sejsmicznych Prestack, a następnie migrację czasową poststack (metody Phase Shift i Stolt). W celu oceny atrybutów sejsmicznych spiętrzonej sekcji wykonano przetwarzanie typu true-amplitude. Na każdym etapie przetwarzania sprawdzano zachowanie widma amplitudowego. W przypadku linii sejsmicznych SO161-35 i SO161-40, dla których dostępne były jedynie zestackowane dane sejsmiczne, wykonano migrację przesunięcia fazowego z wykorzystaniem prędkości sejsmicznej wody (1480 m/s).
Pierwszym etapem standardowego przetwarzania danych była konwersja danych z formatu SEGY do formatu SU. Po konwersji do formatu SU, sprawdzono minimalny offset na podstawie pierwszego przybycia (fala bezpośrednia). W rzeczywistości, przyjmując prędkość sejsmiczną wody równą 1480 m/s (z analizy fali bezpośredniej), w linii sejsmicznej SO161-44 zidentyfikowano przesunięcie czasowe o 0,12 s. Zostało ono skorygowane, przesuwając się o 0,5 s. Zostało ono skorygowane przesuwając o 0,12 s wszystkie dane sejsmiczne.
Kolejnym krokiem było określenie układu geometrycznego danych prestack. W tym opracowaniu współrzędne źródło-odbiornik zostały zdefiniowane arbitralnie, bez uwzględnienia współrzędnych geograficznych, a offset i wspólny punkt środkowy (CMP) zostały obliczone z wykorzystaniem obliczonych wcześniej współrzędnych źródło-odbiornik. W przypadku linii sejsmicznych SO161-44 i SO161-29 rozpatrywano dwa różne strumienie: pierwszy składający się z 24 kanałów rozmieszczonych co 12,5 m i drugi składający się ze 108 kanałów rozmieszczonych co 25 m. Geometria ustawienia została wyznaczona oddzielnie, a następnie zintegrowana jako jeden strumień. Zdefiniowano odległości CMP wynoszące 6,25 m (dla linii sejsmicznych RC2901-728 i RC2901-734) oraz 12,5 m (dla linii sejsmicznych SO161-44 i SO161-29).
W celu wytłumienia szumów i skorygowania wpływu na amplitudę, wynikającego z dywergencji sferycznej czoła fali, zastosowano odpowiednio filtr pasmowo-przepustowy (15-70 Hz) i wzmocnienie.
W linii sejsmicznej SO161-44 rozpoznano silne szumy związane z odbiciami pozapłaszczyznowymi (sideswipe), prawdopodobnie wynikające z nieregularnej morfologii. W celu tłumienia tych szumów zastosowano filtr zanurzeniowy (nachylenie 8-5,5 10-4) w dziedzinie F-K.
Wykonano analizę prędkości stosu co 100 CMP (tj. co 1250 m dla linii sejsmicznych SO161-44 i SO161-29 oraz co 625 m dla linii sejsmicznych RC2901-728 i RC2901-734). W związku z tym do wykonania układania wykorzystano modele prędkości stosu. W celu uzyskania dokładnego obrazu sejsmicznego przeprowadzono migrację czasową po ułożeniu stosu, w wyniku której modele prędkości stosu zamieniono na interwałowe modele prędkości. Ponadto przeprowadzono różne testy migracji czasowej po ułożeniu stosu (metoda Stolta i przesunięcia fazowego). Najlepsze wyniki uzyskano stosując metodę przesunięcia fazowego. Ostatecznie, aby otrzymać końcowe odcinki zmigrowane poststack, zastosowano filtr pasmowo-przepustowy (15-70 Hz), mieszanie śladów, wzmocnienie AGC (okno 800 ms) oraz wyciszenie.
4. Wyniki
4.1. RC2901-728
Migrowany w czasie odcinek RC2901-728, zlokalizowany u wybrzeży Itaty (36°S), charakteryzuje się regularną oceaniczną górą bazową, z niewielką liczbą struktur w najbardziej wysuniętej na zachód części, podczas gdy w głębi widoczne są struktury podtrustowe.
Przy podstawie dolnego zbocza rozpoznano antyklinową rampę. W górę zbocza kilka ciągów tworzy kompleks imbrykowany (o szerokości około 15 km). Przy około 8 s refleksy o wysokiej amplitudzie interpretowane są jako powierzchnia dekolmatyczna (Rysunek 2). Poniżej tego poziomu inny reflektor o wysokiej amplitudzie może być związany z wierzchołkiem basenu oceanicznego. Wypiętrzony basen zboczowy za subwertykiem charakteryzuje się rozbieżnymi i ciągłymi reflektorami (Rysunek 2). W dół i w górę basenu zboczowego chaotyczne odbicia o niskiej amplitudzie chwilowej (patrz wstawka na Rysunku 2) mogą być związane z osadami osuwiskowymi (CDPs 8000 i 9500, resp.,). Od CDPs 8000 do 13000 zidentyfikowano silny i ciągły BSR, który może być związany z obecnością hydratów gazowych. Od CDPs 10500 do 11500 rozpoznano negatywną strukturę kwiatową (Rysunek 2). W głębi, refleksy o wysokiej amplitudzie związane były z wierzchołkiem kontynentalnego podłoża.
(a)
(b)
(a)
(b)
RC2901-.728 profil sejsmiczny. Przekroje poststack time-migrated (a) i poststack time-migrated (b) z nałożonym przekrojem rysunku liniowego. W ramce zaznaczono położenie przekroju chwilowego podanego we wkładce.
4.2. SO161-44
Zmigrowany w czasie przekrój SO161-44 (Rysunek 3) zlokalizowany u wybrzeży Arauco (blisko 38°S) wykazuje odmienne cechy w porównaniu z poprzednim przekrojem. Rozpoznano kilka uskoków na szczycie basenu oceanicznego.
(a)
(b)
(a)
(b)
SO161-.44 profil sejsmiczny. Poststack time-migrated (a) i poststack time-migrated (b) sections with superimposed line drawing section.
Przy podstawie zbocza na wypełnienie rowu wpływają lekko zdeformowane reflektory, napory i podnapory. Wierzchołek półprzepuszczalnego akustycznie poziomu (około 7 s) może być związany z powierzchnią dekolmatyczną.
Dolne zbocze ma szerokość około 15 km i jest bardziej strome niż odcinek SO161-44. U podstawy dolnego zbocza rozpoznaje się osady lekko zdeformowane, które obejmują tylko najpłytsze podłoże osadowego wypełnienia rowu (około 0,8 s miąższości; Fig. 3). Powierzchnia dekolmatyczna oraz wierzchołek podłoża oceanicznego (ok. 6 s i 7,5 s) wykazują cechy podciągania (Rysunek 3). Od punktów CDP 5700 do 6600 sekwencja naporowa kształtuje stromo opadające dolne zbocze. W kierunku wschodnim rozpoznano skarpę uskoku normalnego z przesunięciem o około 1 s (w pobliżu CDP 7000). W tym miejscu zaobserwowano chaotyczne odbicia. Zauważmy, że skarpa uskokowa wyznacza granicę pomiędzy dolnym a górnym stokiem.
Górne zbocze wykazuje nieregularną topografię zaburzoną przez dwa główne ciągi (na CDPs 7000 i 8000). Widoczne są chaotyczne refleksy, obserwowane w części płytkiej i głębokiej (Rysunek 3). Od CDPs 7200 do 7600 (5 km szerokości) zobrazowano strefę depresji charakteryzującą się wysokimi wzniesieniami morfologicznymi i strukturą grabenową. Rozpoznano kilka niecek stokowych na szczytach ciągów w kierunku morza. Przy około 3,2 s zidentyfikowano nieciągły i silny BSR. Refleksy o wysokiej amplitudzie przy około 4 s można interpretować jako wierzchołek kontynentalnego podłoża.
4.3. SO161-35
SO161-35 poststack time-migrated section, located south of Mocha Island close to 38.5°S shows an irregular oceanic basement top.
The lower slope is characterized by an irregular topography, which is disrupted by a morphological high (about CDP 9000). W dole stoku rozpoznano ściśle rozłożony odcinek naporowy, natomiast w górze stoku dwa główne szeroko rozłożone napory kształtują pryzmę akrecyjną (Fig. 4). Przy około 7 s i 8 s odbicia o wysokiej amplitudzie i cechy podciągania związane były z górną częścią warstwy osadów podścielonych oraz z górną częścią basenu oceanicznego. Od CDPs 9200 do 10000 rozpoznano słaby i nieciągły BSR (Rysunek 4). Dno morskie charakteryzuje się anomalnymi wyniesieniami morfologicznymi, które mogą być związane z możliwymi wulkanami błotnymi. Od CDPs 10200 do 11500 rozpoznano dwa główne baseny zboczowe. Należy zauważyć, że baseny te znajdują się głównie pod wpływem przemieszczeń uskoków normalnych i odwrotnych (patrz Rysunek 4). Po prawej stronie basenów rozpoznano uskoki normalne tworzące struktury typu „half-graben” (Rysunek 4). W czasie około 5 s rozpoznano refleksy o wysokiej amplitudzie związane ze szczytem kontynentalnego podłoża.
(a)
(b)
(a)
(b)
SO161-35 profil sejsmiczny. Przekroje poststack time-migrated (a) i poststack time-migrated (b) z nałożonym przekrojem rysunku liniowego.
4.4. SO161-40
SO161-40 poststack time-migrated section (Figure 5), located at south of Chiloe island (43.5°S), is characterized by a regular oceanic basement top. Osady rowu są pod wpływem ciągów i uskoków normalnych.
(a)
(b)
(a)
(b)
SO161->(a)40 profil sejsmiczny. Przekroje poststack time-migrated (a) i poststack time-migrated (b) z nałożonym przekrojem rysunku liniowego.
U podstawy dolnego zbocza, struktura naporowa tworzy antyklinową rampę. W głębi, chaotyczne refleksy i nieaktywne uskoki wpływają na sekwencję osadów; w tym miejscu, podplatane podłoże i wierzchołki oceanicznego podłoża są mniej wyraźne, ale niektóre refleksy o wysokiej amplitudzie można rozpoznać odpowiednio przy 6 s i 7 s (Rysunek 5). Od CDP 7800 do 10000 widoczne są skarpy, które mogą być związane z uskokami normalnymi. W głębi, od CDPs 8000 do 9000, rozpoznano silny i ciągły BSR. Należy zauważyć, że w górę zbocza BSR jest przerywany przez aktywne uskoki, które tworzą możliwą strukturę kwiatową (Rysunek 5). Przy około 3 s odbicia o wysokiej amplitudzie, pod wpływem uskoków, były związane z górną częścią kontynentalnego podłoża. Upslope from CDPs 9000 to 10000, a morphological high and a submarine channel (3 km width), controlled by normal faults was recognized (Figure 5).
5. Discussions and Conclusions
Dwa główne procesy akrecyjne mogą być rozpoznane wzdłuż marginesu Chile: pierwszy związany jest z akrecją czołową, a drugi z akrecją bazalną. Oba procesy, akrecja czołowa i bazalna, zostały rozpoznane we wszystkich przekrojach sejsmicznych. W szczególności z akrecją czołową mogą być związane obszary charakteryzujące się regularną górą oceanicznego podłoża, wysoczyznami morfologicznymi oraz parciem w poprzek stoku kontynentalnego (RC2901-728, SO161-40 i RC2901-734; Fig. 6), natomiast z akrecją bazalną – obszary charakteryzujące się nieregularną górą oceanicznego podłoża, brakiem wysoczyzn morfologicznych oraz poszerzonymi i stromymi stokami kontynentalnymi. Ponadto można opisać zależności między grubością warstwy podścielonej a morfologią niższych stoków. I tak, grubsze podścielone podłoże przyczynia się do powstawania bardziej stromych stoków, natomiast cieńsze podścielone podłoże przyczynia się do powstawania bardziej szorstkich stoków. W przekrojach RC2901-728 i SO161-40 cienkie podścielone złoże (0,5 s) odpowiada bardziej szorstkiemu zboczu, natomiast w przekrojach SO161-44 i SO161-35 (rys. 6(b)) grubsze podścielone złoże (1,2 s) świadczy o bardziej stromym i gładkim zboczu. W ten sposób większa ilość osadów podsadzkowych może decydować o tworzeniu się dupleksów poniżej pryzmatu akrecyjnego oddziałujących na osady akrecyjne i wypiętrzających pryzmę wewnętrzną, co potwierdzają przekroje SO161-44, SO161-35 i SO161-29. Wydaje się, że złomowany materiał zapewnia akomodację ruchów wzdłuż nasunięć podczas wypiętrzania, generując nasunięcia subhoryzontalne. O bocznym i pionowym wzroście pryzmatów akrecyjnych związanym z akrecją bazalną donosiło kilku autorów na różnych krawędziach kontynentalnych (tj. 8, 22, 23, 24 i 25). Przeciwnie, w obszarach, gdzie rozpoznano cieńsze podścielone podłoże osadowe, w pryzmacie akrecyjnym występują ciągi z dużym offsetem, które są związane z epizodyczną akrecją czołową. W tym przypadku wpływ materiału podsadzkowego jest niewielki. W ten sposób ewolucja dla tych pryzmatów będzie podobna do pryzmatów pokazanych w poprzednich analizowanych częściach.
(a)
(b)
(c)
(a)
(b)
(c)
(a) Po lewej stronie: RC2901-728 profil rysunku liniowego. Po prawej: diagram akrecji czołowej. (b) Po lewej: SO161-44, SO161-35, i SO161-29 profile rysunku liniowego. Po prawej: diagram akrecji bazalnej. (c) Po lewej: SO161-40 i RC2901-734 profile liniowe. Right: frontal accretion diagram.
BSRs obserwowane na przekrojach sejsmicznych są często uważane za wskaźniki istnienia wolnego gazu, wyznaczające podstawę strefy stabilności hydratów gazowych. Na południe od grzbietu Juan Fernandez, BSR rozpoznano na pryzmie wewnętrznym we wszystkich przekrojach. W najbardziej wysuniętej na północ (RC2901-728, SO161-40) i południe części (SO161-40 i RC2901-734) BSR jest silna i ciągła (Rysunek 6(a) i 6(b)), natomiast w części centralnej (SO161-44, SO161-35 i SO161-29) rozpoznano słabą i nieciągłą BSR (Rysunek 6(b)). Można więc zaobserwować zależności pomiędzy cechami BSR a procesami akrecyjnymi; w szczególności BSR jest silna i ciągła w korespondencji z procesami akrecji czołowej, natomiast jest słaba i nieciągła w obecności procesów akrecji bazalnej. Podczas akrecji czołowej ruchy tektoniczne wydają się wpływać na pryzmat czołowy, ale nie wpływają na pryzmat wewnętrzny, co sprzyja warunkom akumulacji płynów i w konsekwencji formowaniu się silnych i ciągłych BSR (patrz po prawej na Fig. 6(a) i 6(c)). Tymczasem wypiętrzenie w wyniku akrecji bazalnej generuje rozszerzające ruchy tektoniczne na pryzmie wewnętrznej, co może sprzyjać ucieczce płynu (patrz po prawej stronie na Rysunku 6(b)), a w konsekwencji zmianie temperatury. W związku z tym głębokość strefy stabilności hydratów gazowych jest silnie zmienna wzdłuż linii sejsmicznej, a w konsekwencji BSR zanika lub staje się słabsza. Ponadto, niższy gradient geotermiczny (30°C/km) w sektorze północnym (sekcja SO161-44) jest zgodny ze starszą skorupą oceaniczną (35 Ma), gdzie można się spodziewać zmniejszonej cyrkulacji płynów. Natomiast w sektorze południowym (sekcja RC2901-734), wyższy i zmienny gradient geotermiczny (50-95°C/km) jest zgodny z młodszą skorupą oceaniczną (15 Ma), gdzie można oczekiwać zwiększonej cyrkulacji płynów. Należy zauważyć, że cechy BSR mogą być wyjaśnione przy uwzględnieniu kilku czynników. Tak więc, możliwe jest powiązanie słabego i nieciągłego BSR głównie ze zmniejszoną cyrkulacją i aktywną tektoniką. Jednakże w najbardziej na północ wysuniętej części (Itata offshore), silny i ciągły BSR nie zgadza się ze starszą skorupą oceaniczną. Nawet jeśli spodziewana jest zmniejszona cyrkulacja skorupy oceanicznej, stabilne warunki tektoniczne i biogeniczne źródła metanu mogą wyjaśnić najsilniejszą i ciągłą BSR w tym obszarze. W rzeczywistości, w Itata offshore z danych batymetrycznych można rozpoznać gładsze zbocze kontynentalne, które może być związane ze stałym reżimem tektonicznym, podczas gdy na południe (Arauco i Valdivia offshore) nieregularne zbocze kontynentalne charakteryzujące się podmorskimi kanionami, obszarami erozyjnymi i lineamentami strukturalnymi może być związane z niestałym reżimem tektonicznym .
Podziękowania
.