Размещено на http://www.allbest.ru/

8

Размещено на http://www.allbest.ru/

Контрольная работа

1. Физические условия возникновения сейсмического поля

2. Условия образования отраженных и преломленных волн

3. Соотношение различных типов сейсмических волн

4. Геологические условия сейсморазведки

5. Понятие скоростей сейсмических волн

6. Системы наблюдений и измеряемые характеристики сейсмического поля

7. Построение отражающих и преломляющих границ

8. Геологическая интерпретация сейсмических данных

Литература

Сейсмический метод разведки (сейсморазведка) основан на свойстве горных пород упруго деформироваться под воздействием внешних сил, возбуждаемых взрывами, и передавать упругую энергию от точки (частицы) к точке (частице) посредством упругих или сейсмических волн. Сейсмические волны распространяются в различных физико-геологических средах с разной скоростью, отражаясь и преломляясь на границах сред с разными упругими свойствами. Суть сейсморазведки заключается в следующем.

На профиле изучения сейсмогеологического строения последовательно расстанавливаются сейсмические приемники (рис.1.1). В точке начала профиля в скважине на глубине 20-50 м закладывают взрывчатое вещество и взрывают его. При взрыве за пределами зоны разрушения частицы среды упруго деформируются, образуя сейсмические волны. Распространяясь в среде, волны, достигнув какую-нибудь границу раздела среды с разными упругими свойствами, отражаются (и преломляются) от нее и последовательно, смещаясь во времени, приходят в датчики сейсмоприемников. Здесь они преобразуются в электрические колебания-сигналы (импульсы), напоминающие затухающую во времени синусоиду. Сигналы записываются на какие-либо носители (фотобумагу, дискету и т.п.) с протяжкой во времени. Записанные сейсмические сигналы выносятся на плоскость в координатах: по оси ординат - время прихода импульса волн, а по оси абсцисс - точки с расположением сейсмоприемников вдоль профиля (рис. 2).

Такой график, фотоблок, несущий информацию о наблюденном на данном профиле сейсмическом поле, называют сейсмограммой. Если теперь последовательно соединить точки сигналов с одной и той же фазой, то получим график, называемый годографом сейсмической волны от данной границы раздела (рис.2). Если в геологической среде несколько границ, различных по упругим свойствам, то и годографов будет по числу границ. Поле сейсмических сигналов и годографы являются главными характеристиками сейсмического поля, несущего информацию, прежде всего, о структуре конкретных границ раздела сред, о скоростях распространения сейсмических волн, а через них - об упругих свойствах среды и соответственно о вещественном составе геологической среды.

Разберемся теперь с условиями возникновения сейсмических волн. Под упругим телом понимают такое тело, которое под воздействием внешних сил изменяет свой объем и форму, но восстанавливает их прежнее положение после прекращения воздействия. Это означает, что упругое тело обладает некоей внутренней силой, сопротивляющейся внешним давлениям. Эту силу называют напряжением. Связь между величиной деформаций и напряжений упругого тела описывается линейным соотношением, называемым законом Гука (а упругое тело называют телом Гука). Существуют два вида деформаций - объема и формы. Так, если, скажем, кубик сжимать равномерно со всех сторон, то его объем уменьшается, но форма останется прежней - кубик (деформация объема, сжатия - растяжения). Если же нижнюю грань закрепить, а вдоль верхней грани приложить усилие, то форма кубика изменится - в вертикальном сечении будет параллелограмм (деформация сдвига), но численно объем сохранится.

В упругом теле передача энергии деформации, возникшей при внешних воздействиях, осуществляется последовательно от точки (частицы среды) приложения силы к другим частицам тела. Процесс такой передачи энергии образует движение (распространение) в пространстве тела упругой или сейсмической волны. Скорость передачи энергии в среде, т.е. скорость распространения сейсмических волн в среде, зависит от ее упругих свойств. С другой стороны, полученная некоей частицей энергия от соседней частицы постепенно со временем затухает. Картина этого явления записывается в виде затухающих электрических колебаний в сейсмоприемниках; соответствующую кривую называют записью или трассой (см. рис.1.2).

Далее, поскольку в возбужденном упругом теле возникают два вида деформации -объема и формы, то образуются два типа сейсмических волн: продольные, обусловленные деформацией объема, и поперечные, создаваемые деформациями формы (сдвиговыми деформациями). При этом продольные волны распространяются из-за смещения частиц среды вдоль направления волны за счет образования зон сжатия и растяжения, а поперечные - в результате скольжения частиц относительно друг друга по плоскостям, перпендикулярным направлению движения волны. Теоретически для большинства горных пород скорость продольных волн приблизительно в 1,7 раза больше скорости поперечных волн. В сейсморазведке продольные и поперечные волны объединяют единым понятием - объемные волны. В отличие от них вдоль земной поверхности распространяются поверхностные волны со специфическим типом колебания частиц. В сейсморазведке они, как правило, не используются.

Распространение сейсмических волн в среде характеризуется сейсмическим лучом, показывающим направление движения волны, и поверхностями, перпендикулярными лучам. Колебание частиц в данный момент времени рассматривают в некоей области, ограниченной двумя такими поверхностями: внешнюю (относительно источника волн) называют фронтом волны (или передним фронтом), внутреннюю - тылом волны (или задним фронтом). Фронт и тыл волны перемещаются в пространстве, удаляясь от точки взрыва. Для более глубокого понимания понятий фронт и тыл волны рассмотрим произвольную частицу среды - М. До прихода в эту точку фронта волны частица М находится в покое. Как только фронт волны в момент t0 пересечет точку М, т.е. произойдет вступление волны, частица М начнет колебаться по типу затухающей «синусоиды». Это колебание прекратится, когда через точку М в момент t1=t0+t пройдет тыл волны.

Если в некоторой в общем случае неоднородной по упругим свойствам среде известно положение фронта в момент t1, то, используя принцип Гюйгенса о независимости процесса колебания каждой частицы среды от соседних частиц на малых промежутках времени, поверхность соседнего фронта в момент t2=t1+t получают как огибающую точек Mi(t2), удаленных от соответствующих точек Mi(t1) исходного фронта на расстояниях ri=Vit, отложенных вдоль сейсмических лучей (здесь Vi скорость распространения сейсмической волны в точке Mi).

В однородной среде фронт волны имеет сферическую форму. При значительном удалении от пункта взрыва фронт волны на небольшом участке можно принять плоским. Это обстоятельство широко используется в сейсморазведке (часто рассматриваются плоские волны). Вид записей импульсов (трасс) сейсмических волн будет одинаковым для однородных сред. Если же среда неоднородна по упругим свойствам, то скорости распространения в ней сейсмических волн будут различны, а колебания частиц (импульсы) будут иметь разную форму. Чтобы сопоставить два каких-либо таких импульса, возбужденных разными или одинаковыми средами, и решить вопрос о степени их сходства и различия, применят методику спектрального разложения наблюденных импульсов (разложения периодических функций в ряд Фурье). Суть его в том, что данный импульс как периодическую функцию времени представляют системный синусоид (косинусоид) с заранее зафиксированным набором частот. Затем строятся два графика. Первый в координатах: по оси абсцисс - частоты, по оси ординат - амплитуды синусоид; такой график называют линейчатым спектром амплитуд. Второй - на оси ординат откладывают значения фаз синусоид; его называют линейчатым спектром фаз. Спектральное представление непериодических импульсов сейсмических волн приводит к построению непрерывных спектров импульсов и фаз.

В сейсморазведке значительное внимание уделяется изучению в конкретном геологическом регионе спектрального состава различных типов сейсмических волн (отраженных, преломленных, поверхностных, а также микросейсмических, вызванных ветром, дождем, техногенными факторами) с целью выбора наиболее надежно фиксируемых волн.

Геологическая среда, разумеется, не является ни однородной, ни абсолютно упругой (как это требует закон Гука). Поэтому в геологической среде энергия сейсмических волн быстро убывает в силу трения между частицами среды. Происходит рассеивание волн при прохождении через объекты, размеры которых соизмеримы с длиной волны. Часть энергии расходуется на образование отраженных и преломленных волн. Все это и тому подобное выражается в уменьшении амплитуд сейсмических волн с глубиной. Сопоставление продольных и поперечных волн в этом аспекте выигрывают продольные волны: они меньше затухают, имеют большую интенсивность и легко возбуждаются. Поэтому в сейсморазведке главным образом используются продольные волны.

2. Условия образования отраженных и преломленных волн

сейсмический поле волна геологический

В сейсморазведке геологическая среда характеризуется такими упругими константами, как модуль продольного растяжения (модуль Юнга), модуль поперечного сжатия (модуль Пуассона), а также скоростью распространения упругих колебаний, волновым сопротивлением, равным произведению скорости сейсмических волн на плотность среды. В теории упругих волн рассматривают волны, падающие на какую-либо поверхность раздела сред с разными упругими свойствами, отраженные от нее волны и проходящие в нижнюю среду волны. На рис. 1.3 показано соотношение сейсмических лучей и фронтов этих волн.

В теории сейсморазведки доказывается, что условием возникновения отраженных волн является: граница должна разделять среды с различным волновым сопротивлением; при этом угол падения волны равен углу отражения. Это следует из принципа Ферма: точка отражения волны от границы должна быть расположена так, чтобы время пробега луча от точки возбуждения до точки приема было бы минимальным.

Для возникновения преломленных волн необходимо, чтобы в нижней среде скорость распространения упругих колебаний VН была бы больше, чем в верхней - VВ. В этом случае при падении волны на границу под углом i, подчиняющимся закону sini=VВ/VН, фронт проходящей волны будет перпендикулярен к границе раздела сред. В оптике такой угол называют критическим углом или углом полного внутреннего отражения. В сейсморазведке такая волна называется преломленной, ее луч «бежит» вдоль границы раздела сред.

3. Соотношение различных типов сейсмических волн

Владея изложенными выше понятиями о сейсмических волнах и условиях их возникновения, рассмотрим соотношение различных типов волн на простейшем примере: геологическая среда разделена одной плоской горизонтальной границей на однородные области с различным волновым сопротивлением (чтобы могли образоваться отраженные волны) и с различными значениями скоростей распространения сейсмических волн, такими, что скорость в верхней области VВ меньше, чем в нижней VН (чтобы могли возникнуть преломленные волны). Пусть в точке О на земной поверхности находится источник сейсмических колебаний (пункт взрыва), а на остальной части профиля (вдоль оси абсцисс) расставлены сейсмические приемники (теоретически бесконечно близко друг к другу - континуально), рис.1.4.

После взрыва в верхней среде из точки взрыва во все стороны будут распространяться сейсмические лучи (волны). Один из лучей будет «бежать» вдоль земной поверхности со скоростью VВ и будет приходить в сейсмоприемники в моменты времени, пропорциональные расстоянию сейсмоприемников от пункта взрыва О (при этом, очевидно, коэффициент пропорциональности равен VВ). Годограф этой волны, называемый в сейсморазведке прямой волной, будет представлять собой прямую линию (рис. 1.4).

Другие лучи будут последовательно достигать границы в точках А, В, С, D, E, … , и, отражаясь в них от границы, приходить в сейсмоприемники соответственно в точки О, ВСП, ССП, … Время прихода этой отраженной волны в сейсмоприемники величина нелинейная (см. ниже) и ее годограф будет криволинейным (рис. 1.4).

Далее, сейсмические лучи, падая на границу раздела сред, будут отражаться с постепенно возрастающим углом. Пусть в точке С угол отражения станет равным критическому углу i, соответствующему соотношению VВ/VН = sin i. Тогда в точке С возникает преломленная волна, луч которой далее будет двигаться вдоль границы равномерно, как и прямая волна, но со скоростью VН>VВ (рис. 1.4). При этом первая информация о преломленной волне будет зафиксирована сейсмоприемником в точке С и время ее прихода будет равно времени прихода в этой же точке отраженной волны. Но далее по профилю уже в сейсмоприемнике D и в следующих преломленная волна будет приходить раньше отраженной, так как скорость ее распространения VН больше, чем скорость распространения отраженной волны VВ. Более того, начиная с некоторой точки (после точки DСП), преломленная волна будет регистрироваться раньше и отраженной и прямой волны.

Образованная описанным образом преломленная волна в сейсморазведке называется головной. Граница, на которой она возникает, называется преломляющей границей. Но в геологической среде помимо преломляющих границ, могут существовать маломощные пласты с большей скоростью, чем во вмещающей среде. Такие пласты также могут создавать преломленные волны, но с существенно меньшей интенсивностью. Нередко трудно узнать, преломленная волна скользит вдоль преломляющей границы или вдоль пласта небольшой мощности. В этой ситуации скорость скользящей преломленной волны называют граничной скоростью и обозначают VГ.

Заметим еще, что не все отражающие границы являются преломляющими и наоборот (у них разные условия образования). Прямые продольные волны, распространяющиеся вдоль земной поверхности, в сейсморазведке, как правило, не находят практического интереса.

Анализируя соотношение годографов, приведенных на рис. 1.4, четко видим, что от сейсмоприемника ССП и далее до точки DСП годографы отраженных и преломленных волн близко расположены друг к другу и практически выделить на этом участке профиля отраженные волны затруднительно. Зато они очень хорошо прослеживаются на начальном участке профиля от пункта взрыва О до сейсмоприемника ССП. В том случае, когда скорость сейсмических волн изменяется с глубиной градиентно, возникают криволинейные лучи: волны, обладающие криволинейными сейсмическими лучами, называют рефрагированными.

И последнее. Помимо рассмотренных в общем полезных типов сейсмических волн сейсмоприемниками регистрируются и волны-помехи, не имеющие отношения к структуре сейсмогеологической среды. Это - поверхностная волна, распространяющаяся вдоль поверхности почв с небольшой скоростью; микросейсмы, вызванные различными техногенными причинами и такими природными явлениями, как ветер, дождь, морской прибой и др.; звуковые волны, возникающие при взрыве; нерегулярные волны, связанные с рассеянием упругой энергии из-за мелких неоднородностей в геологической среде и .т.п

Волны же, отраженные и преломленные, отчетливо прослеживающиеся в среде на больших расстояниях называются опорными (маркирующими), а соответствующие границы - опорными сейсмическими горизонтами.

4. Геологические условия сейсморазведки

Итак, сейсморазведка изучает распространение упругих волн в физико-геологической среде. Характер их поведения зависит от особенностей геологического строения и от свойств (способностей) горных пород передавать упругую энергию в виде сейсмических волн. Упругие свойства, как отмечалось выше, характеризуются модулями Юнга и Пуассона. Их значения для горных пород зависят от литологического состава, условий их формирования и развития, условий их современного залегания. Лабораторными исследованиями установлено, что модуль Юнга для различных пород варьирует в широких пределах, а модуль Пуассона изменяется от 0,2 до 0,35. Это значит, что и скорости распространения сейсмических волн, которые определяются этими модулями, для различных горных пород существенно различны. Так, скорость продольных волн для водонасыщенного песка равна 1,5-1,6 км/с, для влажной глины 1,5-2,5 км/с, для песчаника 1,5-4,0 км/с, для мела 1,8-3,5 км/с, для известняка и доломита 2,6-6,5 км/с, для мергеля 2,0-3,5 км/с, для ангидрита и гипса 3,5-4,5 км/с, для каменной соли 4,2-5,5 км/с, для гранита 4,0-6,0 км/с, для базальта 5,0-6,5 км/с. В целом в терригенных породах скорость не более 3,5 км/с, в карбонатных отложениях ее значения достигают величин 6,5 км/с, метаморфические породы характеризуются значениями 3,5-6,5 км/с. В изверженных породах скорость продольных волн принимает значения до 7,0 км/с. А вещество земной коры на глубинах 15-20 км характеризуется скоростями около 6,8 км/с, на глубинах 30-50 км - около 7,0-7,9 км/с, а на границе «земная кора - верхняя мантия» (на поверхности Мохо) - 8,0-8,4 км/с. Для сравнения приведем значения скоростей для воздуха 0,31-0,36 км/с, для воды 1,43-1,59 км/с и для льда 3,1-3,6 км/с.

Упругие константы и соответственно скорости сильно зависят от горного давления (увеличиваются) и от внутрипластового давления жидкости (уменьшаются). Поскольку скорость обратно зависит от плотности, а последняя обратно - от пористости, то с уменьшением пористости скорость должна уменьшаться. Однако модуль Юнга (прямо связанный со скоростью) с уменьшением пористости растет значительно быстрее, чем плотность. Поэтому между скоростью и плотностью существует прямая корреляционная связь.

С ростом глубины залегания скорость для пород одного и того же состава увеличивается за счет увеличения давления. Замечено также, что скорость при прочих равных условиях растет для относительно более древних пород.

Осадочные породы имеют хорошо выраженную слоистую структуру с изменяющимся по вертикали литологическим составом. Это способствует возникновению на контакте слоев с различной литологией отражающих и преломляющих сейсмических границ. В сейсморазведке такого рода границы характеризуются резкостью, понимая под этим резкость изменения сейсмических свойств при переходе через границу. Считаются наиболее резкими границы, где упругие свойства меняются скачкообразно на значительные величины. Это, как правило, границы размыва, например, поверхность кристаллического фундамента под осадочным покровом.

Как ранее отмечалось, отраженные волны приходят от границ, разделяющих среды с разным волновым сопротивлением (акустической жесткостью). Проследим, как изменяется эта характеристика для резких по литологическому составу горных пород. Так, для водонасыщенного песка волновое сопротивление равно 28-35 гс/см2, для влажной глины 28-50, для песчаника 35-100, для мела 36-100, для известняка и доломита 58-190, для гранита 110-170 и для базальта 140-200. Как видим, различие значений этой упругой характеристики горных пород способствует возникновению в геологической среде отраженных волн.

Что касается преломленных волн, то, как отмечалось ранее, их возникновение связано с условием, чтобы нижележащий слой обладал большей скоростью. К таким границам относятся поверхность кристаллического или метаморфического фундамента, поверхность известняков под терригенными осадками, кровля соляных штоков, поверхность изверженных пород и др.

Таким образом, можно ожидать, что в определенных физико-геологических ситуациях геологический и сейсмический разрезы (границы слоев с разным литологическим составом) могут хорошо совпадать, в особенности для осадочного чехла. Эти физико-геологические предпосылки широко подтверждены большим опытом сейсморазведочных работ при геологических исследованиях.

Заметим, что наличие в геологической среде крутопадающих границ, создающих сложную картину волнового поля - дифракцию волн, осложняет интерпретацию данных сейсморазведки и требует специальных исследований, которые мы опустим.

В заключение сформулируем основные благоприятные сейсмологические условия, к которым отнесем: наличие в геологическом разрезе четких отражающих и преломляющих границ, совпадающих с геологическими (стратиграфическими) границами; значительная протяженность сейсмических границ, небольшие углы наклона границ (до 150), отсутствие дизъюнктивных нарушений; небольшая мощность рыхлых отложений и неглубокое расположение уровня подземных вод в верхней части разреза, которые определяют условия возбуждения и приема сейсмических сигналов (и тем самым и качество отраженных и преломленных волн).

5. Понятие скоростей сейсмических волн

Кажущаяся скорость. Если взять на годографе две произвольные близко расположенные точки и снять с графика значения их абсцисс х1, х2 и времен t1, t2, то величину (х1, х2)/(t1, t2)=V* называют кажущейся скоростью. Она связана с истинной скоростью V соотношением V*=V/sin, где (90-) - угол падения сейсмического луча на поверхность наблюдения в точках х1 и х2 (его называют еще углом выхода сейсмической радиации).

Средняя скорость. Для горизонтально слоистой сейсмогеологической среды, для каждого слоя которой заданы мощности h1, h2,…, hk и время пробега волны в каждом слое t1, t2,…, tk или скорости V1, V2, …, Vk, среднюю скорость определяют по формуле:

 .

Если средняя скорость в некоторой толще близка к истинной в подавляющем большинстве слагающих ее слоев, то толщу выделяют как однородный сейсмический пласт, а среднюю скорость называют пластовой. Практически среднюю скорость определяют по результатам специальных сейсмических наблюдений в скважине (сейсмокаротаж).

Эффективная скорость - это скорость в верхней покрывающей толще, вычисленная в точке взрыва О (рис. 1.4) по годографу отраженных волн из предположения, что верхний слой среды является однородным, а граница раздела - плоской, горизонтальной.

Значение эффективной скорости определяется как

,

где Н - средняя мощность параллельнослоистой покрывающей толщи, а t0 - время прихода отраженной волны в пункт взрыва О от точки А по нормали к границе раздела (рис. 1.4).

6. Системы наблюдений и измеряемые характеристики сейсмического поля

Приведенный ранее анализ особенностей распространения сейсмических волн в физико-геологической среде показывает, что главная информация о структуре геологической среды и ее неоднородностях по упругим свойствам заключена в отраженных и преломленных волнах, возбуждаемых взрывным источником. При этом отраженные волны наиболее четко фиксируются в ближней от очага взрыва зоне, а преломленные - на некотором удалении от него. В связи с этим сейсморазведка выполняется, в основном, методом отраженных волн (МОВ) и методом преломленных волн (МПВ).

Методом отраженных волн изучаются структуры с углами наклона до 40-500, но наилучшие успехи достигаются для пологозалегающих структур с углами наклона до 10-150. В зонах тектонических нарушений (разломы, сбросы и т. п.) отраженные волны не прослеживаются, что качественно свидетельствует о наличии таких нарушений. Хорошими отражающими границами являются поверхности, разделяющие среды с существенно различным волновым сопротивлением. Глубины исследования методом отраженных волн осадочных бассейнов лежат в пределах от 300-400 до 5000-7000 м. Причем, в этом интервале глубин могут прослеживаться до 20 отражающих границ, которые могут быть расположены довольно близко друг от друга. По годографам отраженных волн определяют не только положение структурных отражающих поверхностей, но и среднюю (эффективную, см. ниже) скорость в покрывающей толще. Метод отраженных волн применяют при решении разнообразных задач структурной и региональной геологии.

Отраженные волны в сейсморазведке наблюдают, как правило, по методике непрерывного профилирования, суть которой в следующем. На исследуемом профиле расстанавливаются несколько пунктов взрыва на расстояниях, равных примерно 0,4-0,8 h (h--средняя глубина залегания изучаемой границы, обычно 600-1500 м). Сейсмоприемники устанавливают с шагом примерно равным V*/2, где Т - период сейсмического сигнала (импульса), фиксируемого на сейсмограмме, V* - кажущаяся скорость сейсмической волны (см. ниже), обычно равно 20, 25, 30 м. При такой системе наблюдений между соседними пунктами взрыва получают два годографа отраженной волны, причем от первого пункта взрыва годограф прослеживает первую половину границы, а от второго - вторую половину границы.

В результате наблюдений методом отраженных волн получают сейсмограмму, на которой изображены импульсы отраженных волн от каждой границы в каждой точке наблюдения. Часто положительные импульсы заливаются черным фоном для удобства визуального восприятия.

Чтобы усилить интенсивность полезных отраженных волн и подавить волны-помехи был разработан специальный метод отраженных волн, названный методом общей глубинной точки (МОГТ или метод ОГТ). Суть этого метода состоит в следующем. На исследуемом профиле симметрично относительно точки О расположим слева пункты взрыва А*, В*, С*, D*,…, а - сейсмоприемники А, В, С, D,… На рис. 1.5 показан ход отраженных волн от пунктов взрыва к сейсмоприемникам от одной и той же горизонтальной глубинной площадки (точка М).

Годограф характеризует изменение времени прихода отраженной волны, возбужденной в пунктах взрыва А*, В*, С*, D*.. в сейсмоприемники А, В, С, D… от глубинной точки М. Введем в значения времен прихода волны tA, tB, tC, tD … поправку за счет смещения точек А, В, С, D,… относительно точки симметрии профиля О, она называется кинематической поправкой, Иначе говоря, сместим сигналы, пришедшие в точки А, В, С, D,…, на линию tO.

В случае идеально однородной среды и одинаковых условиях возбуждения сигналы, пришедшие в точки А, В, С, D,…, были бы одинаковы по форме и интенсивности. В реальных сейсмологических условиях геологическая среда неоднородна и условия возбуждения волн, разумеется, неодинаковы. Поэтому за счет этих неоднородностей сигналы будут различаться. Считая эти различия помехами и осредняя сигналы, получим, согласно статистике, сигнал, близкий к истинному, как для однородной среды. То есть получим сигнал, соответствующий ситуации как если бы сейсмический луч вышел из точки О, затем отразился в точке М от границы и вернулся в точку О. Следовательно, время tO, полученное для среднего сигнала будем считать временем прихода волны в точку О непосредственно от точки М по нормали к поверхности отражения. Практически такого рода установку составляют из 6, 12, 24 и 48 каналов, обеспечивая соответствующее многократное прослеживание отражений от одной и той же общей глубинной точки. В сейсморазведке МОГТ для каждой общей глубинной точки исправленные за кинематическую поправку значения времен не осредняют, а суммируют.

Наблюдения МОГТ проводят на профилях с расстоянием между сейсмоприемниками 50-100 м, т. е. больше, чем в методе отраженных волн. Расстояния между пунктами взрыва кратно расстоянию между пунктами приема.

На основании наблюдений МОГТ строится так называемый временный сейсмический разрез, представляющий собой своеобразную сейсмограмму, построенную следующим образом. На оси абсцисс расстанавливают пункты приема сейсмических сигналов, а на оси ординат, направленной вниз, в каждой точке приема наносят график изменения во времени суммарных амплитуд сигналов. При этом положительные части импульсов, как правило, заливают черным тоном (рис.1.6). Благодаря такому способу изображения сигналов на временном сейсмическом разрезе четко видна картина отраженных волн и улучшается прослеживание (корреляция) волн вдоль разреза. Практически для случая однородных слоев временной сейсмический разрез можно интерпретировать как геологический разрез во временной области.

7. Построение отражающих и преломляющих границ

Построение сейсмических границ производится после того, как будут определены значения средних, эффективных и граничных скоростей. Рассмотрим при этом условии некоторые способы определения глубин залегания отражающих и преломляющих границ.

Способ засечек построения отражающих границ по годографам, полученных методом отраженных волн - МОВ. Идея этого способа исходит из соотношения: путь каждого сейсмического луча отраженной волны от пункта взрыва до пункта наблюдения равен его пути от мнимого пункта взрыва до той же точки наблюдения (рис. 1.7). Следовательно, если в каких-либо двух соседних близко расположенных точках х1 и х2 на профиле снять с наблюденного годографа значения t1 и t2 и вычислить длины путей им соответствующих лучей , то это будут расстояния от точек х1 и х2 до мнимого центра взрыва. Если из точек х1 и х2 как из центров провести окружности с радиусами r1 и r2 соответственно, то они пересекутся в точке мнимого центра взрыва О*.

Найдем таким образом точку О* и соединим ее с точкой О истинного пункта взрыва. Согласно теории граница раздела однородных зон находится посередине между пунктами О и О* и перпендикулярна линии ОО*. Поэтому разделим отрезок ОО* пополам и из средней точки проведем перпендикуляр к линии ОО*. Продолжим его до пересечения с рассматриваемыми лучами, т.е. с линиями х1О* и х2О*. Площадка на этом перпендикуляре между точками пересечения с линиями х1О* и х2О* и будет отражающей площадкой. Поступая подобным образом для всех соседних точек профиля, построим отражающую границу вдоль всего профиля при заданной средней (или эффективной) скорости покрывающей среды.

Построение отражающих границ по временному сейсмическому разрезу, полученному методом общей глубинной точки - ОГТ.

На временном сейсмическом разрезе в каждой точке наблюдения сейсмические трассы (записи сигналов) построены так, как если бы в этих точках производились взрывы. Следовательно, в каждой точке х наблюдения на временном разрезе по оси времен заданы сигналы, связанные с той или иной отражающей границей. При этом время прихода сигнала, согласно теории для однородных плоских горизонтальных сред, равно

.

Следовательно, если на временном разрезе прокоррелировать, проследить сейсмические сигналы от какой-либо границы на соседних трассах вдоль всего профиля, то получим кривую t0(x), характеризующую положение сейсмической границы во временной области. Если же задана средняя скорость для покрывающей толщи относительно этой границы, то по формуле

можно построить собственно глубинную сейсмическую границу.

Если на временном сейсмическом разрезе получены записи сигналов от нескольких сейсмических отражающих границ, то в результате корреляции сигналов вдоль всего профиля сначала строятся границы во временной области, а затем, после определения для каждой из них соответствующей средней скорости, строится глубинный сейсмический разрез.

Разумеется, в арсенале сейсморазведки имеется много способов построения разнообразных по форме сейсмических границ в различных сейсмогеологических условиях.

Из изложенного следует, что в результате сейсморазведочных работ в распоряжение геологов поступают следующие материалы: графики годографов отраженных и преломленных волн, временной сейсмический разрез, глубинный сейсмический разрез, построенный по временному сейсмическому разрезу, и сейсмический разрез с положением отражающих и преломляющих площадок и со скоростной характеристикой слоев. В последнем случае если площадки смыкаются, то вдоль профиля строится сплошная, непрерывная граница. Если же площадки отстоят на значительных расстояниях друг от друга, то их условно соединяют и такой горизонт называют условным горизонтом; он может не соответствовать реальному геологическому горизонту, но, тем не менее, дает некоторую информацию о структуре геологической среды.

Если на площади геологоразведочных работ сейсморазведочные исследования проведены по нескольким, в особенности пересекающимся профилям, то по сейсмическим разрезам строят структурные карты, как правило, по сейсмическим горизонтам, отождествляемым с геологическими границами.

8. Геологическая интерпретация сейсмических данных

Полученные в результате полевых работ и камеральной обработки вышеперечисленные сейсмические материалы далее истолковываются с геологических позиций, привязываются к геологическим данным. Этот процесс называется геологической интерпретацией сейсмических данных (полей). Суть геологической интерпретации состоит в привязке сейсмических границ к конкретным стратиграфическим горизонтам по скважинным данным и в оценке вещественного (литологического) состава слоев (пластов) по скоростной характеристике разреза и динамике (форме) сейсмических сигналов. В результате геологической интерпретации строятся сейсмогеологические разрезы по профилям, а по ним, при площадных исследованиях, - структурные карты, карты мощностей, дается характеристика литологического расчленения разреза, и даже прогноз нефтеперспективных объектов. Процесс геологической интерпретации покажем на примере выделения в осадочном чехле Припятского прогиба сейсмогеологических комплексов и при разработке геологической модели строения и развития земной коры Беларуси.

Литература

1. Сейсмогеология Припятского прогиба. Ред. Гарецкий Р.Г. Минск, 1990. 162с.

2. Сейсморазведка. Справочник геофизика. М. 1990.

3. Кудрявец И.Д., Москвич В.А., Гершзон Р.Д., Фролов В.А. Использование сейсмофациального анализа в условиях Припятского прогиба // Геофизические исследования на нефть в Белорусской ССР. Мн.1984. С.83-90.

4. Гарецкий Р.Г., Каратаев Г.И., Астапенко В.Н., Данкевич И.В. Геофизические поля и динамика тектоносферы Беларуси. Мн. 2002. 166 с.

5. Аксаментова Н.В., Данкевич И.В., Найденков И.В. Глубинное строение Белорусско-Прибалтийского гранулитовго пояса // Доклады АН Беларуси. 1994. Т.38, №2. С.115-125.

6. Чекунов А.В. Эволюция тектоносферы Юго-Восточной Европы // Тектоносфера Украины. Киев. 1989. С. 4-17.

Размещено на Allbest.ru