/
Author: Ермаков А.П.
Tags: прикладная геология и геофизика геологические методы поисков и разведки интерпретация результатов геофизические науки геология полезные ископаемые геофизика учебное пособие сейсморазведка
ISBN: 978-5-88942-113-9
Year: 2012
Text
СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
W
wb
iisfW
в
оШв
ai.'--'-fz;^j?-A.?
'. -
московский
ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ
имени М.В. ЛОМОНОСОВА
ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ФАКУЛЬТЕТ
А.П. Ермаков
ВВЕДЕНИЕ *
В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
.. 11
УЧЕБНОЕ ПОСОБИЕ .
Допущено УМО по классическому
университетскому образованию в качестве • 17
учебного пособия для студентов, обучающихся
по направлению подготовки 020700 Геология •
. 19
. 20
23
Издательство ГЕРС
2012
26
29
30
32
33
34
35
УДК 550.834
ББК 26.21
Е721
Рецензенты:
доктор техн, наук, профессор геологического факультета
МГУ имени М.В. Ломоносова В.Г. Гайнанов
канд. физ.-мат. наук, главный геофизик ОАО «Севернефтегаз» Е.И. Петров
Ермаков А.П.
Е 721 Введение в сейсморазведку.
Учебное пособие - Тверь: Издательство ГЕРС, 2012. — 160 с. 105 ил.
ISBN 978-5-88942-113-9
В пособии изложены физические основы сейсмического метода разведки полезных ископаемых.
Рассмотрены физическая сущность сейсморазведки и основные положения теории распростране-
ния упругих волн. Показано влияние различных факторов на скорости распространения сейсмиче-
ских волн. Кратко описываются основы методов преломленных и отраженных волн, способы обра-
ботки и интерпретации сейсмических данных, полученных этими методами. Приводятся параметры
систем наблюдения в сейсморазведке. Рассматриваются способы возбуждения упругих колебаний
и устройства приемно-регистрирующей аппаратуры. Для лучшего понимания изложение материа-
ла сопровождается большим количеством иллюстраций и примеров.
Пособие предназначено для студентов геологов и геофизиков младших курсов.
Печатается по решению Ученого совета
геологического факультета МГУ имени М.В. Ломоносова
от 22 марта 2012 г.
ISBN 978-5-88942-113-9
© Ермаков А.П., 2012
© Издательство ГЕРС, 2012 г.
Содержание
Введение........................................................................ 6
ГЛАВА 1. Сущность сейсморазведки и ее место среди геофизических методов ........ 8
1.1. Принципиальная схема проведения полевых
сейсморазведочных работ..................................................9
1.2. Модели сред в сейсморазведке ........................................ 11
1.3. Виды сейсморазведки.................................................. 14
Контрольные вопросы....................................................... 16
ГЛАВА 2. Физические основы сейсморазведки....................................... 17
2.1. Основные положения теории упругости................................. 17
2.2. Волновое уравнение ................................................. 19
2.3. Сферические волны................................................... 20
2.4. Амплитудный и фазовый спектры
сейсмических колебаний ..................................................23
2.5. Принципы (постулаты) и законы теории
распространения сейсмических волн........................................26
2.6. Распространение сейсмических волн
в неидеально упругих средах .............................................29
2.7. Коэффициенты отражения и прохождения ............................... 30
Конт рольные вопросы................................................... 32
«
ГЛАВА 3. Скорости распространения сейсмических волн в горных породах........... 33
3.1. Скорости распространения сейсмических волн
в зависимости от литологии горных пород..................................34
3.2. Скорости распространения сейсмических волн
в зависимости от плотности горных пород..................................35
3
3.3. Влияние пористости и порового флюида
на скорость распространения сейсмических воли............................38
3.4. Влияние давления, температуры, возраста и глубины
залегания горных пород на скорость распространения
сейсмических волн ....................................................40
3.5. Скорости сейсмических волн внутри Земли............................ 42
3.6. Способы определения скоростей сейсмических волн.................... 43
3.7. Типы сейсмических скоростей, используемые
в сейсморазведке.........................................................44
Контрольные вопросы..................................................... 47
ГЛАВА 4. Сейсмические волны и их кинематические характеристики................ 48
4.1. Сейсмограмма и ее элементы ........................................ 48
4.2. Прямые, поверхностные и дифрагированные
волны и их годографы ОПВ.................................................51
4.3. Законы отражения и преломления. Закон Снеллиуса.................... 57
4.4. Кратные отраженные волны и их годограф ОПВ......................... 70
4.5. Отраженные и головные волны в многослойной среде .................. 71
4.6. Рефрагированная волна в градиентной среде
и ее годограф ОПВ........................................................76
Контрольные вопросы..................................................... 79
ГЛАВА 5. Метод преломленных волн.............................................. 81
5.1. Определение природы волн, пришедших в первых
вступлениях. Выбор модели геологической среды............................82
5.2. Способ «/0» для интерпретации годографов головных волн............. 84
5.3. Способ Чибисова для интерпретации годографов
рефрагированных волн.....................................................93
5.4. Приближенный способ Кондратьева для интерпретации
годографов рефрагированных волн .........................................95
Контрольные вопросы...................................................... 97
ГЛАВА 6. Метод отраженных волн................................................. 98
6.1. Метод непрерывного сейсмического профилирования..................... 99
6.2. Метод георадиолокации............................................... 101
4
6.3. Способы формирования сейсмограмм при многоканальных
исследованиях методом отраженных волн ...................................102
6.4. Эффективная, предельная эффективная и пластовые
скорости в методе отраженных волн .......................................105
6.5. Решение обратной задачи по одиночным годографам
отраженных волн..........................................................106
6.6. Метод общей глубинной точки....................................... 109
6.7. Годограф ОГТ и его свойства....................................... 113
6.8. Принципиальная схема получения временного
разреза ОГТ.............................................................. 115
6.9. Подавление многократно отраженных волн............................ 118
Контрольные вопросы.................................................... 120
ГЛАВА 7. Методика сейсмических наблюдений.................................... 121
7.1. Системы наблюдений в сейсморазведке............................... 121
7.2. Параметры систем наблюдения в сейсморазведке...................... 126
Контрольные вопросы.................................................... 131
ГЛАВА 8. Сейсморазведочная аппаратура и техника.............................. 132
8.1. Источники упругих колебаний..................................... 132
8.2. Приемники сейсмических колебаний.................................. 145
8.3. Сейсмические косы................................................. 150
8.4. Сейсмические станции.............................................. 152
Контрольные вопросы.................................................... 157
Литература и Интернет-ресурсы................................................ 158
5
Введение
Содержание данного учебного пособия соответствует курсу лекций,
читаемых автором студентам-геофизикам на геологическом факультете
МГУ имени М.В. Ломоносова. Настоящее пособие направлено помочь
студентам получить представление о сейсморазведке как о геофизическом
методе, ее физических основах, простейших способах обработки и интер-
претации данных методов преломленных и отраженных волн, современ-
ной аппаратуре и технике.
Создавая данное пособие, автор предполагал, что читатель впервые
сталкивается с сейсмическим методом разведки. В связи с этим в теоре-
тических главах, например, главе 2 — «физические основы сейсморазвед-
ки», главе 4 — «сейсмические волны и их кинематические характеристи-
ки», автор сознательно не приводит выводы некоторых формул и не рас-
сматривает некоторые разделы, традиционно читаемые в общем курсе
сейсморазведки. Учитывая курсы лекций, которые студенты слушают в
последующих семестрах и на которых они более полно и подробно знако-
мятся со всеми разделами сейсморазведки, в данном пособии автор стре-
мился дать представление о сейсморазведке в целом в самом простейшем
виде. Отсутствие строгих выводов формул в пособии автор надеется вос-
полнить большим количеством иллюстраций и примеров.
Пособие состоит из восьми глав. В первой главе дается понятие
сейсморазведки как геофизического метода. Во второй главе даются
основные положения теории упругости, приводятся физические осно-
вы сейсморазведки и законы распространения сферических волн, дает-
ся понятие амплитудного и фазового спектров. Третья глава посвящена
важнейшему физическому параметру — скорости распространения сейс-
мических волн. Здесь последовательно рассматривается, как на значение
скорости распространения сейсмических волн в земле влияют различ-
ные факторы — литология, плотность горных пород и их возраст, пори-
стость и тип порового флюида, глубина, давление, температура. В чет-
вертой главе даются понятия сейсмограммы и ее элементов, рассматри-
ваются регистрируемые в сейсмииеском поле волны. Сжато Проводится
анализ годографов сейсмических волн. В главах 5 и 6 описываются два
основных метода сейсморазведки — МОВ и МПВ, приводятся способы
обработки и интерпретации данных этих методов. Седьмая глава посвя-
щена методике полевых наблюдений в сейсморазведке и выбору пара-
метров систем наблюдения. В заключительной восьмой главе дается об-
зор современной аппаратуры и техники для возбуждения и регистрации
сейсмических колебаний.
6
зедение
В настоящем пособии использованы материалы, полученные авто-
ром лично, сотрудниками кафедры сейсмометрии и геоакустики геологи-
ческого факультета МГУ имени М.В. Ломоносова, а также материалы, на-
ходящиеся в свободном доступе в сети Интернет.
Пособие в равной степени может быть использовано студентами ге-
офизиками и геологами, желающими изучить основы сейсмического ме-
тода разведки.
7
.*
ГЛАВА 1. Сущность сейсморазведки
и ее место среди геофизических
методов
Сейсмическая разведка (сейсморазведка) на сегодняшний день один
из самых востребованных методов разведки полезных ископаемых, глав-
ным образом нефти и газа. По разным оценкам более 95% всех геофизи-
ческих работ в мире проводятся сейсмическими методами.
Сейсморазведка (греч. «сейсмо» — трясти, сотрясать) — геофизиче-
ский метод изучения геологических объектов, поиска полезных ископа-
емых и исследования земной коры с помощью упругих колебаний (сейс-
мических волн). Метод основан на изучении особенностей распростране-
ния сейсмических волн в геологической среде (преломление, отражение,
дифракция, интерференция и др.). Физические характеристики, в част-
ности скорость распространения сейсмических волн, принципиально за-
висят от свойств геологической среды, в которой они распространяются:
от литологического и химического состава горных пород, их пористости,
трещиноватости, типа флюида (газ, вода, нефть), напряженного состоя-
ния и температурных условий залегания. Таким образом, изучая распро-
странение упругих волн, геологическую среду можно расчленять на части
(слои), отличающиеся по скоростным характеристикам.
Поскольку геологическая среда характеризуется неравномерным рас-
пределением физических свойств, т.е. неоднородностью, то сейсмические
волны претерпевают при распространении в среде процессы отражения,
преломления, рефракции, дифракции, поглощения и т.д. Изучение от-
раженных, преломленных и других типов волн с целью выявления про-
странственного распределении и количественной оценки упругих и дру\
гих свойств геологической среды — составляет содержание методов сейс-
моразведки и определяет их разнообразие.
В отличие от сейсмологии, где изучается естественное сейсмическое по-
ле Земли, в сейсморазведке изучаются искусственное упругое поле, создавае-
мое специальными источниками сейсмических волн. Это мо^ут быть взрывы
на поверхности, шурфах или скважинах, удары по земной поверхности раз-
личными устройствами, электроискровые разряды в воде и многие другие.
При возбуждении упругих волн, как правило, регистрируется время
прихода волны от источника возмущения до устройства, регистрирующе-
го приход сейсмической волны, — сейсмоприемника. Траектория движения
волны и время ее распространения в земных недрах называются кинема-
тическими характеристиками волны, а ее форма и амплитуда — динами-
ческими характеристиками.
8
ГЛАВА 1. Сущность сейсморазведки и ее мест1 среди геофизических методов
Среди других геофизических методов, сейсморазведка дает наиболее
точные результаты при изучении месторождений нефти и газа за счет вы-
сокой детальности и разрешающей способности, а также точности геоме-
трических построений геологических границ при значительной глубине ис-
следований. Большой рывок в развитии программного и технического обе-
спечения, а также аппаратурной базы позволил получать, обрабатывать и
интерпретировать большие объемы данных на больших площадях, как на
суше, так и на море. За счет неразрушающих и экологически безопасных ис-
точников упругих волн, сейсморазведка может применяться в населенных
пунктах и на акваториях. При этом сейсморазведка является самым доро-
гим методом среди всех остальных геофизических методов.
1.1. ПРИНЦИПИАЛЬНАЯ СХЕМА
ПРОВЕДЕНИЯ ПОЛЕВЫХ
СЕЙСМОРАЗВЕДОЧНЫХ РАБОТ
Сейсмические наблюдения проводят вдоль профилей (2D-
сейсморазведка) или на площадях (ЗО-сейсморазведка). При полевых на-
блюдениях исследования вдоль сейсмического профиля проводятся путем
последовательного перемещения пункта возбуждения (ПВ) при фиксиро-
ванном положении пунктов приема (ПП). Прием сейсмических волн осу-
ществляется специальной аппаратурой — сейсмоприемниками, сигнал с
которых далее передается на сейсморазведочные станции, где он подвер-
гается обработке и записывается на носители информации. Сейсмопри-
емники обычно располагаются с равномерным шагом между ними.
На рис. 1.1 показана принципиальная схема проведения полевых
сейсморазведочных работ. В геологической среде каждый слой горных по-
род может являться как преломляющей, так и отражающей границей, ко-
торые в общем случае называются сейсмическими границами. Падающая на
эти границы сейсмическая волна может претерпевать процессы отраже-
ния и преломления, образуя так называемые преломленные и отраженные
волны. Область среды, ограниченная сверху и снизу двумя сейсмически-
ми границами, называется сейсмическим слоем. В сейсморазведке в зави-
симости оттого, какие волны регистрируются, выделяют методы прелом-
ленных волн — МПВ и отраженных волн — МОВ.
Для образования на границе раздела двух сред преломленной волны
необходимо, чтобы скорости распространения сейсмических волн в по-
крывающей и подстилающей толщах были различны: Vn*Vn+x (п — номер
слоя). Этим определяется условие преломления сейсмической волны.
Для отражения сейсмической волны на границе раздела двух сред тре-
буется различие акустических жесткостей (произведение плотности и ско-
рости в среде) в этих средах: pn Vn рп+1 Ип+1 (п — номер слоя). Этим опре-
деляется условие отражения сейсмической волны.
В реальных средах геологические границы, как правило, являются как
отражающими, так и преломляющими. Однако геологическая граница мо-
жет не являться сейсмической, и наоборот. Например, два литологически
9
А.П. Ермаков
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
РИС. 1.1. Принципиаль-
ная схема проведения
сейсморазведочных
полевых работ.
Траектории распростране-
ния сейсмических волн:
1 — прямых
и проходящих;
2 —отраженных;
3 — преломленных
(по Т.Н. Ботаник,
И.И. Гурвич, 2006)
одинаковых слоя, допустим, глины, могут быть различными с точки зре-
ния геолога. Эти слои могут иметь разные возраста, цвет, содержащую-
ся в них фауну, условия формирования и т.д. При этом они будут обладать
практически одинаковым набором физических свойств — скоростью и
плотностью. То есть граница между такими слоями не будет являться ни
преломляющей, ни отражающей. Такого рода границы, не являющиеся
сейсмическими, называются акустически прозрачными.
С другой стороны, даже не значительное увеличение количества флю-
ида в какой либо части однородного слоя приведет к появлению контраст-
ной сейсмической границы. Сама же граница с точки зрения геолога не
будет являться геологической.
Зная координаты пунктов приема, расстояния между ними и време-
на прихода сейсмических волн в каждый пункт приема, можно рассчитать
скорость их распространения в земной толще и даже в каждом геологи-
ческом слое. Для известных значений времени и скорости распростране-
ния волн рассчитываются глубины залегания кровли и подошвы каждо-
го геологического слоя.
Данные, полученные в ходе полевых сейсморазведочных работ, под-
вергаются в дальнейшем компьютерной обработке с целью выделения по-
лезного сигнала — преломленных или отраженных волн на фоне помех,
которые всегда присутствуют на сейсмических данных. Результатом обра-
ботки является временной разрез геологической среды вдоль профиля на-,
блюдений (рис. 1.2). После тщательного определения скорости распро-
странения упругих волн в среде, временной разрез преобразуется в глу-
бинный. На глубинном разрезе по оси ординат откладывается глубина в
метрах или километрах, а на временном разрезе — время двойного пробе-
га отраженной волны: от поверхности наблюдения до границы и обратно.
По оси абсцисс обычно откладывают расстояние по профилю.
Итоговые обработанные сейсмические разрезы интерпретируются. При
интерпретации выделяются разнообразные границы раздела и отождест-
вляются с геологическими границами с привлечением априорной информа-
ции'. данных геологического картирования, описания разрезов скважин,
10
ГЛАВА 1. Сущность сейсморазведки и ее место среди геофизических методов
РИС. 1.2. Пример
временного
сейсмического
разреза
шурфов и т.д. Использование данных других геофизических методов (элек-
троразведки, гравиразведки, магниторазведки) оказывается необходимым
при отсутствии априорной информации о строении геологической среды.
Очевидно, что строение реальной геологической среды очень сложное
и ее физические свойства могут существенно меняться с глубиной и по ла-
терали. Таким образом геофизики уже на стадии обработки сейсмической
информации стараются упростить реальную геологическую ситуацию и
заменить ее некоторой упрощенной моделью, не приводящей при этом к
значительным ошибкам определения физических параметров и геометрии
границ. Например, широко применяется модель среды, описывающая од-
нородные горизонтально залегающие геологические слои. В такой сейс-
мической модели каждый слой рассматривается как слой с постоянной
скоростью, а сама модель называется горизонтально-слоистой. Рассмо-
трим основные модели сред.
1.2. МОДЕЛИ СРЕД В СЕЙСМОРАЗВЕДКЕ
Довольно часто модели сред в наземной сейсморазведке, как и р ре-
альной ситуации, ограничены дневной поверхностью, т.е. моделирование
ведется на полупространстве. Далее это полупространство усложняется
добавлением границ раздела, соответствующих геологическим границам.
В качестве физических параметров модели, как правило, рассматривается
скорость распространения упругих волн и иногда плотность. Физические
параметры могут быть постоянны в пределах каждого слоя для простых
моделей и переменными для более сложных. При этом геофизик, исходя
из априорной информации, для каждой конкретной модели определяет,
как меняются физические параметры в различных направлениях.
Реальные геологические среды представляют собой сложную много-
фазную систему, состоящие из твердой фазы (скелета) и газа, воды, неф-
ти (флюидов).
11
А.П. Ермаков
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
Основными понятиями, определяющие сложность модели среды, яв-
ляются ее неоднородность и анизотропность.
Модель среды, физические свойства которой одинаковы во всех точ-
ках пространства и не зависят от пространственных координат, называет-
ся однородной. Если же физические свойства меняются в зависимости от
координат, то такая модель среды будет называться неоднородной.
Если какой-либо физический параметр среды меняется в одном опре-
деленном направлении (увеличивается или уменьшается), то такая среда
называться градиентной. Очевидно, что такие среды будут неоднородны-
ми. Градиентными средами являются большинство реальных сред. Глав-
ным определяющим фактором при этом является горное давление выше-
лежащих слоев на нижележащие слои, вызывающее постепенное увели-
чение плотности горных пород, скорости распространения упругих волн
И т.д.
Среды, физические свойства которых зависят от направления их из-
мерения, называются анизотропными. Если же физические свойства оста-
ются неизменными для всех направлений измерений, то такие среды на-
зываются изотропными.
Анизотропия среды может быть вызвана несколькими факторами:
• наличием систем микротрещин;
• тонкой слоистостью изотропных слоев, мощность которых
много меньше длины упругой волны;
• внутренней ориентацией минеральных зерен геологической
среды.
(1-1)
Как правило, наблюдаемая в реальных средах анизотропия свойств,
является комбинацией этих факторов. Анизотропная среда характеризу-
ется коэффициентом анизотропии:
V
К= — ,
Vl
где V= — скорость распространения сейсмической волны по направле-
нию слоистости (трещиноватости, ориентации минеральных зерен), VL —
скорость распространения сейсмической волны по нормали к слоистости
(трещиноватости, ориентации минеральных зерен). у
Далеко не всегда можно легко и уверенно говорить об однородности
или неоднородности среды, ее изотропности или анизотропности. Какую
среду можно назвать однородной (изотропной) и где та грань, когда она
уже будет неоднородной (анизотропной)?
Понятия однородности и неоднородности, изотропности и анизо-
тропности среды неразрывно связано с длиной упругой волны. Одна и та
же среда может рассматриваться как однородная при большой длине упру-
гой волны, когда размеры неоднородностей d среды существенно меньше
длины волны X:
10
12
ГЛАВА 1. Сущность сейсморазведки и ее место среди геофизических методов
РИС. 1.3. Простейшие
модели сред, применяе-
мые в сейсморазведке
для зависимости скоро-
сти и глубины!/(/?):
а — однородное
полупространство с по-
стоянной скоростью;
б — горизонтально-
слоистая среда (ГСС);
в — вертикально-
неоднородная среда с пе-
ременной скоростью
и постоянным градиентом
скорости;
г—вертикально-
неоднородная среда
с переменной скоростью
и положительным возрас-
тающим градиентом
скорости;
д — вертикально-
неоднородная среда
с переменной скоростью
и положительным убыва-
ющим градиентом
скорости;
е — вертикально-
неоднородная среда
с переменной скоростью
и отрицательным возрас-
тающим градиентом
скорости;
ж— вертикально-
неоднородная среда с пе-
ременной скоростью и от-
рицательным убывающим
градиентом скорости,
з — горизонтально-
слоистая градиентная
среда
так и неоднородная при небольшой длине упругой волны, когда неодно-
родности среды оказываются соизмеримы с длиной волны (Тихонов А.А.,
2008).
Рассуждать об изотропности или анизотропности среды можно толь-
ко для больших длин волн — существенно больше размеров докальных не-
однородностей данной среды. Очевидно бесконечно малый объем среды
будет являться однородным и изотропным.
На рис. 1.3 показаны модели сред, определяемые зависимостью
скорости распространения упругих волн и глубины И(й): а — однород-
ное полупространство с постоянной скоростью V= const; б — слои с по-
стоянной скоростью — горизонтально-слоистая среда (ГСС). Скорость
меняется скачком на границах раздела только в вертикальном направ-
лении; в — вертикально-неоднородная среда с переменной скоростью
13
А.П. Ермаков
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
и постоянным вертикальным градиентом скорости: grad C=dt7d/z = const;
г — вертикально-неоднородная среда с переменной скоростью и по -
ложительным возрастающим градиентом скорости: gradK= dH/d/z >0;
д — вертикально-неоднородная среда с переменной скоростью и по-
ложительным убывающим градиентом скорости: gradV=dV/dh = const;
е — вертикально-неоднородная среда с переменной скоростью и отри-
цательным возрастающим градиентом скорости: gradK=dF/d/z = const;
ж — вертикально-неоднородная среда с переменной скоростью и от-
рицательным убывающим градиентом скорости: gradK=dF/d/z = const;
з — горизонтально-слоистая градиентная среда. Для такой среды ско-
рость имеет градиент в пределах каждого слоя и меняется скачком на гра-
ницах раздела.
Для реальных сред наиболее часто используются следующие зависи-
мости изменения скорости V с глубиной Z-
линейная — V(z) = Vo (1 + Рг) ;
экспоненциальная — И(г) = Уое^ ,
где Го — начальная скорость, р — коэффициент нарастания (убывания)
скорости с глубиной (1/м или 1/км).
Границы, где происходит скачок (уменьшение или увеличение)
какого-либо физического параметра (например, скорости распростране-
ния упругих волн), называется границей первого рода. В то время как, гра-
ница, где наблюдается резкое изменение (уменьшение или увеличение)
градиента какого-либо параметра, называется границей второго рода.
В процессе решения геофизической задачи начальная модель гео-
логической среды многократно уточняется. Для заданной модели сре-
ды, с помощью известных уравнений, описывающие распространение
упругих волн, можно рассчитать поле упругих волн (сейсмическое по-
ле). Задача определения параметров поля упругих волн по заданным па-
раметрам исследуемого объекта (модели среды) — глубины залегания,
размерам объекта, физическим параметрам (скорость, плотность и т.Д.)
называется прямой задачей. Задача определения параметров исследуемо-
го объекта по наблюденному при полевых исследованиях сейсмическо-
му полю (времена прихода упругих волн) называется обратной задачей.
Именно обратная задача решается геофизиками при поиске нефти и га-
за, локальных объектов на небольших глубинах, решении разнообразных
геологических задач и т.д.
1.3. ВИДЫ СЕЙСМОРАЗВЕДКИ
На сегодняшний день сейсморазведка активно применяется как на су-
ше, так и на море. Соответственно, по месту проведения выделяют назем-
ную и морскую сейсморазведку. Намного реже сейсморазведка применяет-
ся под землей — в горных выработках и шахтах.
14
ГЛАВА 1. Сущность сейсморазведки и ее место среди геофизических методов
Отдельное место занимает скважинная сейсморазведка, получившая
в последние 20 лет значительный импульс в развитии в связи с развити-
ем аппаратурной базы и освоением больших глубин нефтяных и газовых
месторождений.
По назначению и решаемым задачам выделяют малоглубинную (ин-
женерную), нефтегазовую и структурную.
Малоглубинная (инженерная) сейсморазведка имеет очень широкий
спектр задач при исследованиях на глубинах от первых десятков до пер-
вых сотен метров и активно используется при:
• изучении геологического строения верхней части разреза
(ВЧР);
• определении упругих модулей, необходимых для оценки
устойчивости и прочности грунта при нагрузках и оценке
напряженного состояния;
• обнаружении карстовой, оползневой и суффозионной
опасности;
• определении уровня грунтовых вод (УГВ);
• изучении многолетнемерзлых пород;
• исследовании свойств рыхлых осадков на шельфе;
• поиске газогидратов (кристаллических соединений, обра-
зующиеся при определённых термобарических условиях из
воды и газа), обладающих огромными запасами углеводоро-
дов в единице объема.
Малоглубинная сейсморазведка применяется и при решении рудных
задач, например, при определении мощности тел, содержащих рассыпное
золото. При поиске кимберлитовых трубок сейсморазведка может исполь-
зоваться при оценке мощности покрывающей трубку осадочной толщи.
В малоглубинной сейсморазведке используются методы: преломленных
волн (МПВ), отраженных волн (МОВ), вертикальное сейсмическое профили-
рование (ВСП), межскважинное просвечивание, непрерывное сейсмическое
профилирование (НСП).
Нефтегазовая сейсморазведка оказывается вне конкуренции при по-
иске и разведке нефтяных и газовых месторождений на глубинах до 6 км.
В настоящее время, нефтегазовая сейсморазведка успешно решает задачи
поиска, разведки, оконтуривания, детализации месторождений. При вы-
боре мест заложения разведочных и эксплутационных скважин геологи-
нефтяники основываются в первую очередь на результаты интерпретации
данных наземной и скважинной сейсморазведки. •
Наиболее успешно и точно нефтегазовая сейсморазведка решает
структурные задачи по изучению геологического разреза с выделением
структур с небольшими углами наклона, зон выклинивания слоев, тек-
тонических нарушений, речных палеодолин, соляных куполов, перспек-
тивных на нефть и газ. При наличии априорной информации современ-
ные процедуры обработки данных сейсморазведки позволяют исследовать
15
Д.П. Ермаков_____________
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
- структуры с большими углами наклона (до 45° и более). Возможность
определения физических свойств продуктивного пласта месторождения
позволяет геологам-нефтяникам проводить оценки объема нефти или га-
за в месторождении.
В нефтегазовой сейсморазведке основными методами являются: отра-
женных волн в модификации метода общей глубинной точки (МОВ-МОГТ),
вертикальное сейсмическое профилирование (ВСП), реже преломленных волн
(МПВ).
Структурная сейсморазведка применяется для исследования геоло-
гического разреза при поиске и разведке месторождений полезных иско-
паемых и изучения внутреннего строения Земли. Глубинность структур-
ной сейсморазведки составляет первые десятки километров. Сейсмораз-
ведка для изучения Земли как планеты позволяет получать информацию
о ее внутреннем строении на глубинах уже сотни километров. При иссле-
довании таких больших глубин применялись подземные ядерные взры-
вы или заряды взрывчатки большой мощности. В настояшее время такие
мощные взрывы практически не используются, и сейсморазведка повсе-
местно переходит к использованию экологически безопасных источни-
ков упругих волн.
В глубинной сейсморазведке среди методов, активно применявших-
ся ранее с использованием мощных источников, стоит выделить Глубин-
ное Сейсмическое Зондирование (ГСЗ). Этот метод активно применялся с
середины 50-х годов до середины 70-х прошлого века. Почти вся терри-
тория СССР была покрыта сетью региональных профилей ГСЗ. В насто-
ящее время при изучении глубинного строения Земли используется ме-
тод общей глубинной точки с использованием групп мощных вибрацион-
ных источников. На данный момент такие исследования главным образом
проводятся за рубежом. Наблюдения проводятся по регулярной сети на
больших площадях. Этот метод получил название глубинной сейсмической
томографии.
КОНТРОЛЬНЫЕ ВОПРОСЫ
1. На чем основан сейсмический метод разведки?
2. Что измеряется при полевых сейсмических работах?
3. В чем отличие сейсморазведки от сейсмологии?
4. Опишите принципиальную схему проведения полевых работ методом
сейсморазведки.
5. Дайте определение сейсмической границы, сейсмического слоя.
6. В каком случае на границе раздела двух сред будет происходить
преломление, а в каком отражение волны?
7. Всегда ли геологическая граница является сейсмической границей?
8. Какие модели сред применяются в сейсморазведке?
9. В чем заключается прямая и обратная задачи сейсморазведки?
10. Для решения каких задач применяется сейсморазведка?
16
ГЛАВА 2. Физические основы
сейсморазведки
Сейсмические исследования основаны на явлении распространения
упругих волн в Земле за счет упругих свойств слагающих ее горных пород.
Большинство горных пород являются упругими телами, т.е. телами, со-
храняющих свою форму при напряжениях. Само свойство сопротивлять-
ся внешним воздействиям за счет внутренних сил называется упругостью.
Как известно, изменение тел под действием внешних сил описывает те-
ория упругости, являющаяся разделом механики сплошных сред. Изме-
нение взаимного положения частиц тела, связанное с их перемещени-
ем друг относительно друга, называется деформацией (от лат. deforma-
tio — «искажение») Сила, действующая на единицу площади, называется
напряжением (Н/м2). Собственно, процесс распространения упругих волн
в геологической среде есть не что иное, как процесс распространения на-
пряжений. В рамках данного пособия будут рассмотрены только основные
положения теории упругости. Более подробное описание теории мож-
но найти в многочисленных работах, посвященных механике сплошных
сред, например, в работе Л.И. Седова, 1970.
2.1. ОСНОВНЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ
ТЕОРИИ УПРУГОСТИ
В зависимости от свойств, тела при воздействии на них внешних сил
могут подвергаться различным вицам деформаций. Упругие деформации
(обратимые) исчезают после окончания действия приложенных сил. Те-
ла, полностью восстановившие после снятия внешнего напряжения свою
форму и объем называю ся идеально (абсолютно) упругими. Конечно, в ре-
альности идеально упругих сред не существует. Однако при малых воздей-
ствиях все горные породы обладают упругими деформациями и мог^т рас-
сматриваться как упругие тела. Если после окончания воздействия на тело,
наблюдаются изменения объема или формы, то такие деформации называ-
ются пластичными (необратимыми). Наиболее часто пластичные деформа-
ции наблюдаются у терригенных горных пород, например, глин. Очевидно,
необратимые деформации тела возникают при больших напряжениях. Все
горные породы при достижении предела упругости разрушаются.
Связь между величиной приложенного напряжения и вызванного ей
деформацией изотропного тела, описывается законом Гука (рис. 2.1):
1 библиотека
put- । е
рсеугуо
17
А.П. Ермаков_____________
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
РИС. 2.1. Деформация
элемента тела (заштри-
хованная область) длиной
L с относительным удли-
нением d/ под действием
приложенной силы F
о = Ее,
(2.1)
где g=F/S — напряжение тела (сила F, приложенная на единицу площа-
ди 5), г=й1/Ь — относительная деформация (d/ — относительное удлине-
ние, L — длина тела). Коэффициент пропорциональности Е называется
модулем Юнга, который характеризует сопротивление тела растяжению
или сжатию. Для идеально упругих тел эта зависимость линейна.
Для описания упругих свойств изотропной среды достаточно знания
двух упругих параметров X и у. — коэффициентов Ламе (Ляме). Первый из
коэффициентов Ламе X отвечает за деформации сжатия и растяжения,
второй коэффициент у — за деформации сдвига.
В анизотропной среде в зависимости от ее сложности количество
упругих параметров может достигать 21.
В строительстве, инженерной геологии и малоглубинной сейсмораз-
ведке при изучении свойств грунтов и процесса распространения упру-
гих волн часто используются другие более известные в механике и техни-
ке упругие модули — модуль Юнга Е, коэффициент Пуассона о, модель
сдвига у (он же один из коэффициентов Ламе), модуль всестороннего сжа-
тия К, которые определенным образом связаны с коэффициентами Ламе
(Бондарев В.И., 2003):
£_у(ЗХ + 2ц) .
Z+y
(2-2)
°-2а+ц) ’
(2-3)
3Z.+2у
К---------
3
(2.4)
Упругие модули Е, у, К, X имеют размерности напряжения — Н/м2
и всегда положительны. Коэффициент Пуассона — безразмерная вели-
чина и может меняться в реальных средах от 0,05 для самых крепких гор-
ных пород до 0,5 для флюидов. Он характеризует соотношение между
относительным поперечным сжатием (растяжением) и относительным
18
ГЛАВА 2. Физические основы сейсморазведки
продольным растяжением (сжатием). Модули Е, ц, К, Хдля большинства
горных пород лежат в интервале от 20 до 120 ГПа (1 ГПа = 109 Н/м2).
2.2. ВОЛНОВОЕ УРАВНЕНИЕ
(2.5)
Распространение сейсмической волны в геологической среде пред-
ставляет собой поле смещений частиц среды. В идеально упругой одно-
родной изотопной среде оно описывается уравнением динамического рав-
новесия Ламе (Боганик Г.Н., Гурвич И.И., 2006):
Х + 2|х _ ц Э2п
-----— grad div и + — rot rot и - —- ,
p----p dt2
где и = u(x, у, z, t) — вектор смещения частиц среды под действием прохо-
дящей волны во времени /ив пространстве х, у, Z- р — плотность среды.
При распространении сейсмической волны в упругом теле выделяют
деформации, при котором меняется объем тела или меняется его форма.
В векторном поле смещений при прохождении упругой волны этим дефор-
мациям соответствует две составляющие — потенциальная йр и вихревая us
Поскольку divt/5 = rot =0, то из (2.5) для каждого вида деформаций полу-
чим два независимых волновых уравнения. Потенциальному полю смеще-
ний (деформации объема) будет соответствовать волновое уравнение:
Х + 2ц . - д2и 1 Э2п
----— grad div и -—- или Дц =—-—, учитывая rotu е 0. (2.6)
Р р dt2 р у2 dt2 р
р
Волновое уравнение вихревого поля смещений (деформации измене-
ния формы тела):
— rot rot й = —~г или Дц = 1 д учитывая div« е0 . (2.7)
р 5 dt2 s У2 dt2 s
о * Э2 э2 э2
Здесь Д =—-+—- ч------ — лапласиан.
дх2 ду2 dz2
Учитывая существование двух типов полей смешений, можно гово-
рить, что в твердой однородной изотропной среде могут независимо друг от
друга распространяться два вида упругих волн — продольная волна, вызы-
вающая деформации объема (объемная или Р-вол на) и поперечная волна,
вызывающая изменение формы тела (сдвиговая или 5-волна). Смеще-
ния частиц тела при прохождении Р-волны происходит по направлению
движения волны, а в случае прохождения 5-волны — перпендикулярном
(рис. 2.2).
В формулах (2.6) и (2.7) скорости продольных V и поперечных волн Vs
в среде выражаются через плотность среды р и коэффициенты Ламе Z, и ц
(Бондарев В.И., 2003):
у ~ А, + 2ц у _
р \
V Р
р
(2-8)
19
А.П. Ермаков
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
РИС. 2.2. Смещения
частиц в элементарном
объеме тела при прохож-
дении P-волны (а)
и S-волны (б)
Исходя из этих формул, отношение
И/И= >72 .
р \ Р VP V и
Т.е. скорость продольной волны всегда больше скорости поперечной вол-
ны. В реальных средах значения Vs/Vp лежат в диапазоне от 0,2—0,3 для
рыхлых неконсолидированных осадков до 0,4—0,6 для крепких карбонат-
ных и магматических пород.
Известно, что в жидких и газообразных средах не могут существовать
сдвиговые деформации (модуль сдвига ц=0), поскольку слагающие их ча-
стицы имеют слабое сцепление между собой. Тогда, как следует из формул
(2.8), скорость поперечных волн в таких средах равна нулю, а поперечные
волны в жидких и газообразных средах не распространяются.
Поскольку колебания частиц при прохождении поперечной волны
могут происходить в двух направлениях, ортогональных друг другу, то в
сейсморазведке различают поляризацию поперечных волн: вертикаль-
ную — SV-волны и горизонтальную — SH-волны. Очевидно, что для их раз-
деления необходимо определить, что называть вертикальной плоскостью,
а что горизонтальной. В сейсмическом профилировании в качестве необ-
ходимой плоскости рассматривают плоскость наблюдений (лучевая пло-
скость), ортогональную дневной поверхности. В этом случае поперечная
волна, колебания частиц которой находятся в этой плоскости будет SV, а
колебания частиц которой ортогональны этой плоскости — SH.
2.3. СФЕРИЧЕСКИЕ ВОЛНЫ
При исследованиях методом сейсмической разведки сейсмические
волны возбуждают с поверхности Земли, в скважинах при наземных рабо-
тах или в воде при работах на акваториях. Источники сейсмических волн
20
ГЛАВА 2. Физические основы сейсморазведки
РИС. 2.3. Схематическое
изображение сфериче-
ской волны и ее элемен-
тов для точечного источ-
ника возмущения:
а — область, где возму-
щения уже прекратились;
б — область существую-
щих возмущений;
в — область, куда возму-
щения еще не дошли.
1 — задний фронт (тыл)
волны радиуса гт,
2 — передний фронт вол-
ны радиуса гф
излучают сейсмическую энергию во все стороны, образуя на некотором
удалении от источника возмущение среды сферической формы. Самой
простой физической реализацией такого источника является взрыв в не-
большом объеме среды (скважине, в случае наземной сейсморазведки).
Через некоторое время после появления возмущений, вызванные ис-
точником, пространство среды условно можно разделить на три области
(рис. 2.3):
• внутреннюю сферу, радиусом rm, где возмущения уже прекра-
тились;
• слой, ограниченный сферами радиусами rm и гф толщиной
&г = Гф - rm = Vbt. Где ^ = 1ф-тт — временной интервал, где
существуют возмущения, V — скорость распространения воз-
мущений;
• внешняя область пространства, куда возмущения от источни-
ка еще не пришли.
Поверхность сферы радиуса гт называется задним фронтом (тылом)
волны. Поверхность сферы радиуса гф, ограничивающая снаружи слой,
где существуют возмущения, называется передним фронтом волны, а сама
волна, фронтом которой является сфера, называется сферической волной.
Линии, исходящие из источника и во всех точках ортогональные фронту
волны, называются лучами волны. Локальная область пространства, огра-
ниченная лучами, проходящими через контур элементарной площадки на
поверхности фронта, называется лучевой трубкой. В рамках геометриче-
ской сейсмики (лучевого метода) предполагается, что сейсмическая энергия
при распространении волны сосредоточена в пределах лучевой трубки.
21
АП. Ермаков______________
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
РИС. 2.4. Профиль (а)
и график (б) сейсмиче-
ской продольной волны
(по Г.Н. Боганик,
И.И. Гурвич, 2006)
Рассмотрим смещения частиц среды вдоль одного из лучей сфериче-
ской, например, продольной волны.
По одной оси отложим расстояние г от источника возмущения в фик-
сированный момент времени t= const, а по другой — амплитуду ир{г) сме-
щения частиц при распространении возмущения (сейсмической волны)
от положения равновесия (рис. 2.4, а). Относительно нулевого положе-
ния равновесия назовем одно максимальное смещение частицы положи-
тельным, а противоположное ему — отрицательным. На таком графике,
который называется профилем волны, как и на рис. 2.3, будут выделяться
три области: две области, где возмущения отсутствуют — нулевое значе-
ние амплитуды, и область существования возмущений — положительная и
отрицательная амплитуда смещения частиц. Расстояние между соседними
одноименными экстремумами (максимумами или минимумами) называ-
ется видимой длиной волны Ге. Расстояние 8гр между фронтом (г^) и тылом
волны {гт) определяет протяженность волны.
Графиком волны называется зависимость смещения одной частицы
среды на фиксированном расстоянии г = const от источника возмущения
во времени (рис. 2.4, б).
Временной интервал между соседними одноименными экстремума-
ми (максимумами или минимумами) волны называется видимым {преоб-
ладающим) периодом волны Тв, а обратная ей величина fg=\/Te — видимой
{преобладающей) частотой. Характерные точки профиля и графика (экс-
тремумы и нули) волны называются ее фазами. Время начала колебаний
волны t(p в данной точке г = const называется временем вступления волны, а
момент времени 1т — временем прекращения колебаний. Временной интер-
вал 8/р между передним фронтом волны и ее задним фронтом (тылом) гт
определяет длительность волны (Боганик Г.Н., Гурвич И.И., 2006). Длина
волны Хе связана с видимым периодом Те (частотойfe) и скоростью Ирас-
пространения волны: Хе= TeV= V/fe.
По мере удаления от источника в волновой процесс вовлекаются сфе-
рические слои с постоянно увеличивающимися радиусами. Поскольку
энергия волны, полученная от источника, остается неизменной, то плот-
ность энергии сферической волны уменьшается, распределяясь по все
большему объему по мере развития волнового процесса. Это означает,
что в однородной среде по мере распространения сферической волны се-
чение лучевой трубки с удалением от источника возмущения возрастает
пропорционально г2, а плотность энергии J{r) сферической волны (энер-
гия волны, приходящаяся на единицу площади фронта) уменьшается с
22
ГЛАВА 2. Физические основы сейсморазведки
расстоянием обратно пропорционально квадрату расстояния г: J(r)~l/r2.
Подобное явление получило название сферического (геометрического) рас-
хождения фронта волны. Потери плотности энергии приводит уменыпе-
нию видимой амплитуды А(г) сейсмической волны, поскольку Л (г) =лМ(г)
. Таким образом, видимая амплитуда А(г) сейсмической волны убывает об-
ратно пропорционально расстоянию, т.е. А (г) ~ \/г.
На больших удалениях от любого точечного источника сферических
волн (г —> о°) кривизна (прямая обладает нулевой кривизной: к = 1/г, где
г — радиус соприкасающейся окружности в данной точке) фронта стано-
вится настолько незначительной, что фронт сейсмической волны мож-
но считать плоским. Волна, имеющая плоский фронт, называется плоской
волной. Видимая амплитуда такой волны практически не меняется с рас-
стоянием, поскольку геометрическое расхождение не существенно. Прак-
тическая сейсморазведка по большей части имеет дело именно с плоски-
ми волнами, учитывая расстояния, пройденное волной от пункта возбуж-
дения до пункта приема.
2.4. АМПЛИТУДНЫЙ И ФАЗОВЫЙ СПЕКТРЫ
СЕЙСМИЧЕСКИХ КОЛЕБАНИЙ
Из курса общей физики известно, что периодическим называется сиг-
нал х(t), для которого выполняется:
x(t) = x(t+nT), (2.9)
где t — длительность сигнала, п — любое целое число, Т — период функ-
ции, описывающей заданный периодический сигнал. К периодическим
сигналам относятся все гармонические сигналы — сигналы, меняющиеся
во времени по закону синуса или косинуса. Сейсмические волны, возбуж-
даемые в сейсморазведке, представляют собой колебания частиц геоло-
гической среды, существующие в течение некоторого промежутка време-
ни. Колебания такого рода относят к непериодическим сигналам, для ко-
торых не выполняется (2.9). Однако в реальных условиях периодические
сигналы не существуют, поскольку идеальный периодический сигнал бес-
конечен во времени, в то время как всякий реальный сигнал имеет начало
и конец. На практике непериодические сигналы рассматривают как пери-
одические, период изменения которых равен <*>.
Известно, что любой периодический сигнал x(f) можно представить в
виде суммы (ряда Фурье по тригонометрическим функциям) гармониче-
ских составляющих — гармоник (Харкевич А.А., 1957):
х(Г) = Л0 + £ cos(fao/-cpj , (2.10)
к=\
где Ао — постоянная составляющая функции х(/), ЛА.со8(/ссо1/-фА:) — к-я
гармоническая составляющая (к-я гармоника), к - 1, 2, 3, ..., <», Ак, кы},
Фл — амплитуда, частота и начальная фаза к-й гармоники соответственно,
23
А.П. Ермаков_____________
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
РИС. 2.5. Дискретный
спектр периодической
функции
Т — период сигнала x(t), со, - 2л/Т — основная круговая частота основ-
ной гармоники с периодом Т. Колебание с основной частотой со, называ-
ется первой гармоникой (k= 1), с частотой 2со, — второй гармоникой {к = 2)
и т.д. Те. частоты всех гармоник равны {1’к/Т)к и кратны основной часто-
те СО], которая представляет собой частотный интервал между соседними
гармониками.
Из (2.10) следует, что периодический сигнал x(t) определяется сово-
купностью величин Ак, (рк. Совокупность величин Ак называется ампли-
тудным спектром периодического сигнала, а совокупность величин срА
называется фазовым спектром периодического сигнала. Амплитудный и
фазовый спектры полностью определяют спектральное разложение за-
данного периодического сигнала. В сейсморазведке чаше всего пользуют-
ся амплитудным спектром сигналов и, говоря о спектре сигнала, подразу-
мевают его амплитудный спектр.
Изобразим амплитудный спектр графически. Для этого по оси аб-
сцисс отложим гармоники Асо, = со, а по оси ординат соответствующие им
амплитуды в виде отрезков. Тогда график амплитудного спектра периоди-
ческого сигнала будет иметь следующий вид: рис. 2.5. Поскольку спектр
периодического сигнала обладает конечным числом пар Ак, ка>{, то такой
спектр называется дискретным или линейчатым, поскольку состоит из
линий Лей]. Поскольку на спектре линии AtOj равноудалены друг от друга,
то это значит, что спектры периодических сигналов обладают свойством
гармоничности. В периодических сигналах некоторые гармоники могут
иметь нулевые значения, т.е. их амплитуды равны нулю, однако это не на-
рушает гармоничности спектра.
Рассмотрим теперь реальный непериодический сейсмический сиг-
нал. Разложение по тригонометрическим функциям может быть распро-
странено и на непериодический сигнал. Как уже было сказано выше, его
можно считать периодическим с бесконечным периодом: 7 —> «>. Тогда
число гармонических составляющих, входящих в ряд (2.10), будет беско-
нечно большим, а частотный интервал Jco между соседними гармониками
24
ГЛАВА 2. Физические основы сейсморазведки
б f(t)
a f(t)
111ППППППП^
04 8 12 16 20 24 28л
РИС. 2.6. Амплитудный
РИС. 2.7. Разложение света на спектральные составляющие
спектр различных
сигналов:
с помощью призмы
а—периодического
с периодом 7=4;
б — периодического
с периодом 7=8;
в—периодического
с периодом 7=16;
г— непериодического
(7=°°);
д-з — соответствующие
им амплитудные
спектры
будет бесконечно малым, поскольку при Т—» ©© основная частота функции
CDj = 2 л/Г = Jco 0. Дискретная функция (2п/Т)к при предельном пере-
ходе станет непрерывной функцией со: (2п/Т)к со
Таким образом, в результате предельного перехода интервалы меж-
ду спектральными линиями станут бесконечно малыми, и спектр вместо
дискретных точек станет непрерывной кривой. Такой спектр называется
сплошным (рис. 2.6).
Сумма (2.10) в предельном случае заменяется интегралом (Харке-
вичА.А., 1957):
1 7
х(Г) = — | 5(со)еусо/с/со , (2.11)
2л J
оо
5(со)= x(t)e~jGitdt.
—оо
(2.12)
Формулы (2.11) и (2.12) представляют собой прямое и обратное пре-
образование Фурье. Они связывают между собой вещественную функ-
цию времени х(/), которая в нашем случае определяет непериодический
сигнал и комплексную функцию частоты — комплексный спектр непери-
одического сигнала. Поскольку функция x(t) — непериодическая, то она
может быть представлена только суммой бесконечного числа гармониче-
ских составляющих, частотный интервал между которыми стремится к ну-
лю. Те. спектр непериодической функции х(/), определяющей сейсмиче-
ский сигнал, содержит бесконечное число частот. Здесь уместно провести
аналогию со спектральным разложением белого света. Из курса оптики
25
А.П. Ермаков_____________
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
хорошо известно, что если белый свет разложить с помощью призмы на
составляющие, то образуется последовательность цветов непрерывно пе-
реходящих один в другой (рис. 2.7).
2.5. ПРИНЦИПЫ (ПОСТУЛАТЫ) И ЗАКОНЫ
ТЕОРИИ РАСПРОСТРАНЕНИЯ
СЕЙСМИЧЕСКИХ ВОЛН
При изучении процессов распространения сейсмических волн в гео-
логической среде сейсморазведка опирается на несколько важных прин-
ципов (постулатов).
Принцип Ферма утверждает, что возмущение среды от источника в точ-
ку наблюдения передается по пути, обеспечивающего максимум или ми-
нимум времени. На практике этот принцип соответствует минимуму вре-
мени распространения (пробега) сейсмической волны от источника воз-
мущения в точку наблюдения — пункт приема. Принцип Ферма позволяет
достаточно просто определять форму лучей сейсмических волн. Источник
сейсмических волн, помещенный в однородное изотропное простран-
ство, будет являться источником сферических волн. Согласно принципу
Ферма, лучи таких волн будут всюду прямолинейны, притом, что в неод-
нородных средах лучи криволинейны (рис. 2.8). Определение траектории
распространения сейсмических волн на основе принципа Ферма сводит-
ся к решению вариационной задачи поиска минимума времени пробега
между двумя точками.
Распространение волн по криволинейным траекториям определя-
ет явление рефракции, которое рассматривается еще в курсе геометриче-
ской оптики. Хорошо известны такие явления как освещение лучами -све-
та пространства за препятствием или появление миражей. В случае сейс-
мических волн лучевые траектории будут криволинейны всегда, когда
скорость в среде не постоянна.
Согласно принципу Гюйгенса (Гюйгенса-Френеля) каждая точка волно-
вого фронта является источником вторичных колебаний (фронтов). Зная
положение фронта в момент времени t на основе этого принципа возмож-
но построение волновых фронтов для любоговремени t + А/, как огибающей
РИС. 2.8. Лучевые
траектории (стрелки)
сейсмической волны
в однородном изотропном
пространстве (а)
и неоднородном
пространстве (б)
26
ГЛАВА 2. Физические основы сейсморазведки
РИС. 2.9. Построение
волновых фронтов
от точечного источника
по принципу Гюйгенса
в однородном изотропном
пространстве (а)
и неоднородном про-
странстве (б):
1 — положение фронта
в момент времени
2— положение фрон-
та в момент времени
t2=+ ДГ
фронтов от элементарных (фиктивных) источников возмущения на сфере
в момент времени t (рис. 2.9). Если скорость от точки к точке пространства
не меняется, то фронты в моменты времени t и t+ At будут иметь одинако-
вую форму. Если же скорость от точки к точке пространства меняется, то
форма фронта волны для каждого момента времени t + At, t + 2 At, t + 3At,
t + «А/будет все больше изменяться.
В соответствии с кинематическим принципом взаимности время пробе-
га сейсмической волны от источника возмущения до пункта приема будет
тем же самым, если источник и приемник поменять местами. Этот прин-
цип, очевидный для однородной изотропной среды, оказывается важным
при изучении распространения упругих волн неоднородных средах.
Рассуждения о том, что отражение происходит от некоторой точки,
имели бы смысл, если бы сейсмический импульс имел бы бесконечно ма-
лую длительность. В реальности мы имеем дело с сигналами конечной
длительности, обладающие некоторой длиной. В связи с этим, при рас-
пространении сейсмической волны от источника возмущения в точку на-
блюдения участвует определенная область геологической среды. Размер
этой области определяется первой зоной Френеля.
Пусть из точки С — источника возмущения, распространяется сфе-
рическая волна длиной А (рис. 2.10). Выясним, какая часть среды уча-
ствует в передаче энергии волны от точки к точке. Для этого поместим
на некотором расстоянии h от точки С плоскость Q. Сферическая волна,
РИС. 2.10. Зоны Френеля,
участвующие при
передаче сейсмической
энергии от источника
в т. С (по Г.Н. Боганик,
И.И. Гурвич, 2006)
27
А.П. Ермаков_____________
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
распространяясь от точки С, впервые достигнет плоскости Q в точке N.
Каждое положение фронтов радиуса h + X/2, h + X, h + ЗХ/2,h + лХ/2 на
плоскости Q будет соответствовать окружностям с радиусами г2, гп.
Каждое кольцо, ограниченное соседними окружностями, называется
зоной Френеля. Круг, включающий точку N, называется первой зоной Фре-
неля, следующее кольцо, ограниченное окружностями радиусами гх и г2 —
второй и т.д. Поскольку разница радиусов составляет Х/2, то колебания
соответствующие этим зонам имеют противоположные фазы и взаимно
компенсируют друг друга. Назовем воздействие элементарных источни-
ков (элементарных волновых пакетов) первой зоны Френеля Л], второй —
А2 и т.д. Тогда результирующий эффект с учетом противоположных фаз ко-
лебаний соседних зон: А = Ах +А2 + А3 + ... +Ап= 1/2Ах + (1/2Ах +А2 + 1/2А3)
+ (1/2Л3 + Л4 + 1/2Я5) + .... Выражения в скобках можно считать равными
нулю, следозательно, результирующий эффект будет определяться эле-
ментарными источниками, расположенными в половине первой зоны Фре-
неля: А = 1/2Л]. Тогда эффективная область в форме круга, отвечающая за
передачу сейсмической энергии — эффективная область отражения, будет
равна половине площади первой зоны Френеля: 5эф - ^/^перв 30НЫ. Най-
дем, чему равен эффективный радиус этого круга.
Радиус первой зоны Френеля можно легко найти следующим
образом:
I 1 I УЛ I УЛ
r - Uh+L)2_h2 -\h2+Hk + — -h2 = ЛХ + ^-.
1 \ 2 V 4 V 4
Учитывая, что X «: h, радиус первой зоны Френеля:
г,=л/йХ, (2.13)
а радиус л-й зоны Френеля:
rx=4riik . (2.14)
Следовательно, 5Э0 = 1/25перв зоны = 1/2тгг2], пг2эф = 1/2лг21. Отсюда,
(215)
Эта формула позволяет оценить размер области геологической среды в
большей мере участвующей в передаче сейсмической энергии.
Эффективная область отражения определяет горизонтальную {про-
странственную) разрешающую способность метода сейсморазведки — ми-
ниматьное расстояние между двумя объектами одной пдверхности (гра-
ницы раздела), при котором их можно различить. Для обеспечения про-
странственного разделения объектов на некоторой глубине h необходимо,
чтобы они находились на расстоянии, равном или превышающем диаметр
эффективной области отражения, т.е. чтобы (Соколова Т.Б. и др., 2011):
Lr>j2Hk. (2.16)
28
ГЛАВА 2. Физические основы сейсморазведки
Пример:
Пусть заданы следующие параметры: глубина h=4000 м, скорость рас-
пространения сейсмической волны И= 2500 м/с, видимая частота коле-
баний f- 50 Гц. Тогда длина волны X = И(1//) = 50 м. Радиус первой зоны
Френеля в этом случае будет г,=Vz/г ~ 447 м. Горизонтальная разрешающая
способность метода сейсморазведки при заданных параметрах составит
Lr> л/2-4000-50 = 632 м.
Таким образом, пространственная разрешающая способность ме-
тода зависит от глубины залегания целевого объекта, а также от длины
(частоты) волны.
Возможность разделения объектов по глубине определяет вертикаль-
ная разрешающая способность метода сейсморазведки — минимальная
мощность слоя, когда удается разделить его кровлю и подошву. Считает-
ся, что две границы могут быть уверенно разделены, если расстояние меж-
ду ними (мощность слоя), по крайней мере, больше четверти длины вол-
ны (Шерифф Р., Гелдарт Л., 1987):
7
LB>~. (2.17)
Таким образом при X = 50 м (см. пример выше) разрешающая способность
метода по вертикали составит 12,5 м. Те. при мощности слоя меньше, чем
LB его кровля и подошва будут не различимы.
Повышение разрешающей способности метода за счет увеличения ча-
стоты сигнала (уменьшения длины волны) приводит к уменьшению глу-
бинности исследований. Решающим фактором здесь является поглощение
высокочастотной составляющей сигнала в неидеально-упругой среде.
2.6. РАСПРОСТРАНЕНИЕ СЕЙСМИЧЕСКИХ
ВОЛН В НЕИДЕАЛЬНО УПРУГИХ СРЕДАХ
В данной главе все вышесказанное было справедливо в отношении
идеально упругих сред. Однако реальные среды не всегда могут рассматри-
ваться как идеально упругие среды. Как уже было сказано, такое допуще-
ние справедливо для достаточно небольшого объема среды, много мень-
шего преобладающей длины волны.
На больших удалениях (много больше длины волны) от источника
сейсмических волн наблюдается значительное уменьшение интенсивно-
сти волны, даже с учетом геометрического расхождения ее фронта. Это не
согласуется с.результатами расчетов, основанных на формулах для иде-
ально упругих средгТакая ситуация может быть трактована, как проявле-
ние некоторого механизма поглощения энергии сейсмических волн и пре-
образованием ее в другие виды, например, в тепловую. Именно этот ме-
ханизм является причиной полного прекращения волнового процесса со
временем. Механизм поглощения упругих волн и переход их энергии в
тепло не совсем ясны. Наиболее существенными причинами считаются
внутреннее трение скольжения и вязкие потери при прохождении волны
29
А.П. Ермаков
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
О 20 40 60 |,мс
РИС. 2.11. Изменение
формы сейсмической
волны с удалением
от источника возмуще-
ния. Амплитуды всех гра-
фиков нормированы к ам-
плитуде первого макси-
мума (по Г.Н. Боганик,
И.И. Гурвич, 2006)
через поровые флюиды. Как предполагается, меньшее значение оказыва-
ют теплопроводность среды, пьезоэлектрические и термоэлектрические
эффекты (Шериф Р., Гелдарт Л, 1987).
Все реальные среды в той или иной степени являются поглощающими.
Наиболее выраженными свойствами поглощать энергию сейсмических
волн обладают тонкодисперсные, пористые горные породы, содержащие
какой-либо флюид. Коэффициент поглощения для таких пород состав-
ляет от 10“3 до 0,5 м~'. В крепких магматических, метаморфических и сце-
ментированных осадочных породах коэффициент поглощения меняется
в диапазоне от 10-5 до 10~3 м-1 (Хмелевской В.К., 1997).
Большинство существующих на сегодняшний день теорий, объясня-
ющих механизмы поглощения сейсмических волн, предлагают следую-
щую зависимость для амплитуды сейсмической волны, распространяю-
щейся в поглощающей среде (Бондарев В.И., 2003):
Л(г) = Л(г0)е-а<“)<'-/‘)0, (2.18)
где А(г) — амплитуда волны в искомой точке на расстоянии г от источни-
ка возмущения; А(г0) — амплитуда волны в опорной точке на расстоянии
г0 от источника возмущения (г>г0); со = 2itf — круговая частота колебаний;
а(со) — амплитудный коэффициент поглощения. Исходя из этой форму-
лы, очевидно, что за счет отрицательной степени экспоненты увеличение
поглощающих свойств среды (амплитудного коэффициента поглощения
а(со)) или расстояния г от источника возмущения приводит к уменьшению
амплитуды сейсмической волны.
Коэффициент поглощения является возрастающей функцией часто-
ты. Это означает, что при прохождении сейсмической волны через по-
глощающую среду, будет происходить поглощение высокочастотных со-
ставляющих волны. Изменение частотного состава (частотного спектра)
сейсмической волны приводит к изменению ее формы по мере удале'ция
от источника возмущения за счет преобладания низких частот в спек^-^
тре сейсмического сигнала. На рис. 2.11 показано изменение формы не-
которого сейсмического импульса, распространяющегося в поглощаю-
щей среде, с удалением от источника возмущения. Удаление, отложенное
по оси ординат, нормировано на начальное расстояние от источника г,.
Уменьшение интенсивности сейсмической волны за счет геометрическо-
го расхождения и поглощения не учитывалось.
Для большинства горных пород наблюдается повышенное поглоще-
ние поперечных волн по сравнению с продольными.
2.7. КОЭФФИЦИЕНТЫ ОТРАЖЕНИЯ
И ПРОХОЖДЕНИЯ
При нормальном падении сейсмической волны с плоским фронтом
(продольной или поперечной) на плоскую границу раздела двух сред об-
разуются две монотипные волны — отраженная и проходящая.
30
ГЛАВА 2. Физические основы сейсморазведки
РИС. 2.12. Смена поляр-
ности сейсмического
сигнала на сейс-
мической записи
(по А.В. Старовойтову)
Отражательная способность границы характеризуется коэффициен-
том отражения-.
k _^2Р2~^1Р1
°тР ^Р.+^Р2’
(2.19)
где И] и — скорости волн в первой и второй средах, р, и р2 — плотно-
сти первой и второй среды соответственно. Величина р И называется аку-
стической жесткостью или акустическим импедансом. Из формулы (2.19)
легко определить, что коэффициент отражения может меняться от -1
до I. В зависимости от величины модуля коэффициента отражения выде-
ляют сильноконтрастные (котр>0,3), среднеконтрастные (0,05 < котр< 0,3)
и слабоконтрастные (к < 0,05) отражающие границы. Если коэффици-
ент отражения меньше 0, то фазы падающей и отраженной волн отлича-
ются на 180° — происходит обращение полярности сейсмического сигна-
ла (рис. 2.12).
При падении сейсмической волны с плоским фронтом на плоскую
границу раздела двух сред помимо отраженной волны может существо-
вать волна, проходящая через границу. Коэффициент прохождения через
границу равен:
(2.20)
к ^_к _ 2И,р.
И|р1+К2р2-
Учитывая диапазон изменения коэффициента отражения, можно опреде-
лить, что коэффициент прохождения может меняться от 0 до 2.
Если коэффициент отражения равен нулю (к = 0), то это означает,
что граница акустически прозрачная и отраженные волны на ней не обра-
зуются. В этом случае сейсмическая волна проходит через границу без по-
тери энергии на отражение с коэффициентом прохождения кпр- 1.
31
А.П. Ермаков
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
КОНТРОЛЬНЫЕ ВОПРОСЫ 1. В чем суть закона Гука? 2. Какие деформации называются обратимыми и необратимыми? 3. Как смещаются частицы среды при распространении продольной и поперечной волны? 4. В каких пределах может меняться отношение VJV£ 5. Какими значениями VJV характеризуются рыхлые неконсолидиро- ванные осадки, плотные магматические породы? 6. Дайте определения SV- и ^//-поляризованных поперечных волн. 7. Какая волна называется сферической? 8. Дайте определения фронта, луча, тыла, длительности, протяженно- сти, времени вступления, видимого периода, видимой длины волны. 9. Как уменьшается с удалением от источника возмущения плотность энергии и амплитуда сферической волны? 10. Дайте понятия амплитудного и фазового спектров сейсмических колебаний. 11. На каких важных принципах (постулатах) основывается сейсморазведка? 12. От чего зависит вертикальная и горизонтальная разрешающая способность сейсморазведки на отраженных волнах? 13. Как связаны разрешающая способность и глубинность метода? 14. Чем характеризуются неидеально упругие среды? 15. Дайте определения коэффициентов отражения и прохождения, в каких пределах они мотут меняться?
32
ГЛАВА 3. Скорости
распространения
сейсмических волн
в горных породах
Горные породы, слагающие земную кору, являются многокомпонент-
ными и многофазными системами. За счет этого они обладают чрезвычай-
но изменчивыми физическими свойствами в зависимости от условий их
залегания, температуры, давления, возраста и т.д.
В сейсморазведке одним из главных физических свойств горных по-
род является скорость распространения в них сейсмических волн. Ско-
рость, как критерий определения типа горной породы, практически ни-
когда не рассматривается без другой априорной информации. Действи-
тельно, один и тот же скоростной диапазон может соответствовать двум,
трем и более литологическим разностям. Например, в песчанике, глине,
мергеле скорость распространения продольной волны может быть одна
и та же и составлять около 2500 м/с. Таким образом, возникает неодно-
значность обратной задачи сейсморазведки: одному значению скорости
распространения сейсмической волны может соответствовать несколько
типов литологических разностей. Чтобы сузить неоднозначность опре-
деления литологического типа горной породы обычно используются па-
ра скоростей сейсмических волн (продольной и поперечной) или физи-
ческие характеристики, полученные из других геофизических и геологи-
ческих методов.
Тем не менее, знание значений скоростей распространения сейсмиче-
ских волн в горных породах позволяет на начальном этапе геофизических
изысканий охарактеризовать литологический состав горных пород, их со-
стояние, свойства поровых флюидов, характер осадконакопления. Любые
оценки глубины залегания и углов наклона геологических слоев и объек-
тов с помощью сейсморазведки производятся на основе знаний о распре-
делении скорости в исследуемой геологической среде.
Диапазон изменения скоростей распространения продольных волн в
земной коре составляет от первых сотен м/с (около 200 м/с в некоторых
почвах) до 18000 м/с в кристаллах алмаза. Скорости распространения по-
перечных волн меняются в диапазоне от первых десятков м/с в морских
осадках до порядка 9000 м/с в алмазе (Бондарев В.И., 2003).
Наиболее изменчивыми по скоростному критерию являются рыхлые
осадочные породы. В некоторых из них изменение скорости может дости-
гать 100—200%. Например, в песчанике скорость продольных волн может
меняться от 1500 до 4000 м/с.
33
А.П. Ермаков
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
0 2 4 6 V^kmIc 0 0.2 0,4 0,6 у
0 1 2 3 Vg. км/с
РИС. 3.1. Обобщенные
статистические данные
о распределении скоро-
стей прэдольных Мр и по-
перечных l/s ВОЛНЫ и их
отношения у= l/s/l/p для
наиболее распростра-
ненных горных пород
(по Бондарев В.И., 2003)
Наиболее выдержанными значениями скорости распростране-
ния продольной волны обладают кристаллические консолидированные
горные породы: гранит (V ~ 5500 м/с), базальт (И ~ 6000 м/с), габбро
(Vp~ 6500 м/с).
Практически постоянным значением скорости оо падают такие веще-
ства как воздух (Vp ~ 330 м/с) и морская вода (Vp ~ 1500 м/с).
Рассмотрим влияние различных факторов на скорости распростране-
ния сейсмических волн в горных породах.
3.1. СКОРОСТИ РАСПРОСТРАНЕНИЯ
СЕЙСМИЧЕСКИХ ВОЛН В ЗАВИСИМОСТИ
ОТ ЛИТОЛОГИИ ГОРНЫХ ПОРОД
На сегодняшний день существует множество обобщенных статисти-
ческих данных о скоростях распространения сейсмических волн в горных
породах различного литологического состава (рис. 3.1).
Как видно из таблицы наименьшими значениями скоростей про-
дольных и поперечных волн обладают терригенные породы. Скоро-
сти продольных волн в них меняются в широких пределах: от пер-
вых сотен м/с в почвенном слое до 4500 м/с для крепких песчаников.
34
ГЛАВА 3. Скорости распространения сейсмических волн в горных породах
Скорость распространения поперечных волн при этом редко превос-
. ходит 2000 м/с.
Относительно терригенных пород более высокими значениями
скорости характеризуются карбонатные породы. Первые три строчки в
таблице для осадочных пород занимают известняк, ангидрит и доломит,
образуя скоростной диапазон продольных волн от 4500 до 6000 м/с, а
поперечных волн от 1500 до 3500 м/с. Более низкими значениями ско-
ростей продольных и поперечных волн характеризуются мел и мер-
гель: 2000—4000 м/с для продольных и около 1000—2000 м/с для попе-
речных волн.
Самыми высокими значениями скорости обладают метаморфические
и магматические горные породы. Скорости распространения продольных
волн в этих породах хорошо выдержаны в диапазоне от 5000 до 7000 м/с.
Скорость поперечных волн для кристаллических горных пород составля-
ет 3000—4000 м/с.
Скорости сейсмических волн могут быть и выше, чем те, что при-
ведены в таблице. Известно, что на границе земная кора — верхняя
мантия скорость скачком увеличивается и становится выше 8000 м/с.
Но вещественный состав горных пород на такой глубине достоверно
не известен.
Важным параметром для инженерных геологов, строителей, не-
фтяников является отношение скоростей поперечных и продольных
волн (реже, отношение скоростей продольных и поперечных волн):
у= Vs/Vp. Зачастую этот параметр позволяет более точно определить тип
горной породы, степень ее трещиноватости, пористость, флюидонасы-
щенность.
Теоретически отношение VJV может меняться от 0 во флюиде до
1/ч/2 = 0,7 в самых крепких консолидированных породах. Большинство
горных пород по параметру у можно условно разбить на три диапазона:
рыхлые сильно пористые осадки верхней части разреза (ВЧР) со значени-
ями у от 0,2 до 0,4; основной диапазон терригенных и карбонатных пород
со значениями у от 0,4 до 0,5; консолидированные горные породы со зна-
чениями у от 0,5 до 0,6. Статистические данные свидетельствуют, что уве-
личение (уменьшение) скорости продольных волн для большинства гор-
ных пород соответствует увеличению (уменьшению) скорости попереч-
ных волн и наоборот.
3.2. СКОРОСТИ РАСПРОСТРАНЕНИЯ
СЕЙСМИЧЕСКИХ ВОЛН В ЗАВИСИМОСТИ
ОТ ПЛОТНОСТИ ГОРНЫХ ПОРОД
Известно, что плотность горной породы определяется как отношение
ее массы к объему (г/см3 или кг/м3).
В главе 2 было показано, что скорости продольных и поперечных волн
зависят от распределения плотности горных пород (2.8) и упругих коэф-
фициентов Ламе. Казалось бы, поскольку значение плотности находится
35
А.П. Ермаков
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
РИС. 3.2. Пример
экспериментальных
зависимостей скоростей
продольных (1) и попе-
речных (2) волн от плот-
ности различных типов
горных пород:
3 — осадочных;
4 — метаморфических
и изверженных;
5 — данные лаборатор-
ных измерений
(по Бондарев В.И.,
Крылатков С.М., 2010)
в знаменателе в формулах (2.8), то скорость распространения сейсмиче-
ских волн с увеличением плотности должна уменьшаться. Однако много-
численные экспериментальные данные свидетельствуют об обратной за-
висимости — возрастании скорости сейсмических волн с увеличением плот-
ности горных пород (рис. 3.2).
Дело в том, что уплотнение горной породы за счет горного давления и
процессов метаморфизма в большей степени увеличивает значения упру-
гих модулей Е, К, о (X, ц). Как следствие, скорость распространения про-
дольных и поперечных волн с увеличением плотности горных пород воз-
растает (более быстрое возрастание числителя в формулах (2.8) по срав-
нению со знаменателем). "—
Собственно плотность горных пород оценивают либо по измерениям
на образцах в лабораторных условиях, либо по данным плотностного ка-
ротажа (геофизическим исследованиям в скважинах) или гравиразведки в
полевых (натурных) условиях. Лабораторные определения плотности об-
ладают низкой точностью по сравнению с полевыми. Главной причиной
является изменение горной породы так таковой после ее изъятия из есте-
ственного залегания (появление трещин и увеличение объема пор после
исчезновения естественного горного давления).
В табл. 3.1 представлены значения плотности для различных типов
горных пород и минералов. Магматические горные породы имеют самую
высокую плотность — около 2600—3200 кг/м3. Она повышается от кислых
разностей к основным и ультраосновным по мере уменьшения содержа-
ния лёгкого кремнезёма и постепенного увеличения содержания тяжёлых
элементов.
36
ГЛАВА 3. Скорости распространения сейсмических волн в горных породах
ТАБЛ. 3.1. Значения
плотности различных
типов горных пород,
полезных ископаемых
и минералов (по Хмелев-
ской В.К., 1997)
ПОРОДА ПЛОТНОСТЬ (г/см3)
Нефть 0,8-1,0
Уголь 1,0-1,7
Вода 1,0
Почва 1,13-2,0
Песок 1,4-2,0
Глина 2,0-2,2
Песчаник 1,8-2,8
Известняк 2,3-3,0
Соль 2,1-2,4
Гранит 2,4-2,9
Гнейсы 2,6-2,9
Габбро 2,8-3,1
Базальт 2,7-3,3
Перидотит 2,8-3,4
Медный колчедан 4,1-4,3
Магнетит, гематит 4,9-5,2
Плотность верхних частей земной коры (средняя) 2,67
Средняя плотность Земли 5,52
Плотность ядра Земли 12,0
Плотность метаморфических горных пород изменяется от 2400 до
3000 кг/м3 и зависит от их состава, вида и степени метаморфизма. Плот-
ность осадочных горных пород составляет 1200—3000 кг/м3 (наиболее
часто 1700—2700 кг/м3) и в значительной мере определяется их пори-
стостью, влажностью, фациально-литологическими и тектоническими
факторами.
Плотность горной породы в первую очередь зависит от плотности ее
минерального скелета. Плотность флюида становится значимой только
для рыхлых отложений с высоким значением пористости.
Наиболее устойчивые значения плотности характерны для хемо-
генных осадочных горных пород — гипса (2300 кг/м3), ангидрита
(2900 кг/м3), каменной соли (2100—2200 кг/м3), пористость которых ред-
ко превышает 2—3%.
Вообще, изменение значений плотности для изверженных пород мо-
жет составлять до 10%. Метаморфические породы занимают промежу-
точное положение, изменения значений плотности для них составляет
12—18%. Изменение плотности большинства осадочных пород достигает
25-30% (Бондарев В.И., 2003).
37
А.П. Ермаков
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
3.3. ВЛИЯНИЕ ПОРИСТОСТИ
И ПОРОВОГО ФЛЮИДА
НА СКОРОСТЬ РАСПРОСТРАНЕНИЯ
СЕЙСМИЧЕСКИХ ВОЛН
Поры — неотъемлемая часть любой горной породы. Их количество в
горной породе определяет ее пористость. Пористость выражается отно-
шением объёма всех пор к общему объёму горных пород (в долях единицы или
процентах). Поры в горных породах по величине принято делить на суб-
капиллярные (менее 0,2 мк), капиллярные (0,2—100 мк), сверхкапилляр-
ные (более 100 мк).
Наиболее высокая пористость свойственна почвам и рыхлым осад-
кам — пескам, глинам и др. (до 60—80% и более). Осадочные и вулканоген-
ные горные породы (песчаники, известняки, лавы, туфы и др.) характери-
зуются большим диапазоном значений пористости (от 50 до 10% и менее).
Магматические и метаморфические породы обладают, как правило, малой
пористостью (0,1—3%). С возрастанием глубины залегания пород пори-
стость обычно уменьшается (особенно осадочных) и на больших глубинах
может иметь очень малые значения.
В полевых условиях для оценки величины пористости используются
различные виды каротажа скважин.
Если считать, что горная порода состоит их минерального скелета и
пор, заполненных флюидом, то формулу для общей плотности горной по-
роды можно записать следующим образом:
р = npf+ (1 - п)рт , (3.1)
где ру — плотность флюида, рт — плотность минерального скелета, п —
пористость горной породы. Отсюда видно, что увеличение количества
пор (пористости) в "орной породе приводит к уменьшению ее плотности.
Действительно, это приводит к уменьшению второго члена уравнения
(3.1), отвечающего за плотность минерального скелета рт > Ру. Уменьше-
ние плотности горной породы, в свою очередь, приводит к уменьшению
скорости распространения в ней сейсмических волн. Зависимость ско-
рость распространения волны от пористости имеет форму экспоненты, те.
наибольший градиент уменьшения скорости наблюдается на начальном
участке возрастания пористости. Упругая волна, распространяясь в гор-
ной породе, часть пути проходит через флюид, который в ней содержится.
Таким образом, общее время пробега продольной сейсмической волны че-
рез двухфазную (минеральный скелет и флюид) горную породу будет зави-
сеть от времени пробега волны в ее минеральном скелете и флюиде:
Здесь, п — пористость горной породы, Vp — скорость распространения
продольной волны в среде, Vm — скорость распространения продоль-
ной волны в скелете горной породы, Vj-— скорость распространения про-
дольной волны во флюиде горной породы. Выражение (3.2) является
38
ГЛАВА 3. Скорости ।распространения сейсмических волн в горных породах
РИС. 3.3. Схематическое
изображение двухфазной
среды (а) и ее упрощен-
ная модель (б) (по Бонда-
рев В.И., 2003)
РИС. 3.4. Зависимость
скорости распростране-
ния продольных волн от
пористости (а) для песча-
ников (1), известняков (2).
3 — зависимость, постро-
енная на основе урав-
нения среднего време-
ни для Vm= 5940 м/с и
Vt-1620 м/с (по Бонда-
рев В.И., 2003). Поведе-
ние скорости продольной
и поперечной волн с глу-
биной (б) в верхней ча-
сти разреза при наличии
в разрезе уровня грунто-
вых вод
эмпирическим и называется уравнением среднего времени (Бондарев В.И.,
2003). Для данного уравнения реальная среда упрощается моделью, где
единичный объем двухфазной среды заменяется некоторой упрощенной
моделью (рис. 3.3). Уравнение среднего времени не применимо в случае
рассмотрения поперечной волны.
Пример:
Выясним, какова будет скорость распространения продольной волны
в песке, насыщенного водой с пористостью 20%.
Скорость продольной волны в минеральном скелете, представленный
кварцем, Укварц = 5200 м/с. Скорость продольной волны в воде возьмем
Иеойа = 1500 м/с. Тогда скорость продольной в водонасыщенном пескё:
1 0 8 0 2
—=^о+^=°’0<)0287 с/м’ -3480м/с-
песок
Для всех горных пород увеличение пористости приводит к умень-
шению скорости распространения сейсмических волн в горных породах
(рис. 3.4, а). При этом пористость и, как следствие, скорость сейсмиче-
ских волн, зависит от большого количества факторов: типа флюида, со-
держащегося в порах, давления, возраста горной породы, ее глубины за-
легания и др.
В зависимости от типа флюида, насыщаемого поры (полное на-
сыщение), наблюдается резкое (скачкообразное) изменение скорости
39
А.П. Ермаков
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
продольных волн. Собственно причиной возрастания скорости является
резкое уменьшение сжимаемости породы при переходе от «сухой» поро-
ды к водонасыщенной. В то же время такая ситуация не оказывает суще-
ственного влияния на изменение скорости распространения поперечных
волн (рис. 3.4, б). Это свойство является основополагающим при опреде-
лении уровня грунтовых вод в рыхлых отложениях с помощью сейсмораз-
ведки на преломленных волнах.
Возрастание скорости продольных волн наблюдаются и при других ва-
риантах заполнения пор флюидами. Скорость продольных волн будет скач-
ками возрастать при переходе от газа к нефти и воде: Угсп < Унефть < Veoda.
Увеличение скорости при переходе от газа к воде может составлять от 5 до
25% для глубин 2,5—1 км соответственно.
Практически повсеместно в верхней части разреза до глубин поряд-
ка 50 -100 м скорости продольных волны имеют пониженные значения —
200—1200 м/с. Этот слой, получивший название зона малых скоростей
(ЗМС), состоит из рыхлых, насыщенных газом горных пород. При этом
скорости продольных и поперечных волн не только имеют низкие значе-
ния, но и чрезвычайно изменчивы по площади. ЗМС существует и в разре-
зах, не содержащих рыхлые отложения. В данном случае, ЗМС представ-
ляет собой кору выветривания — трещиноватые, разрушенные горные по-
роды, насыщенные газом.
ЗМС существенно влияет на характер сейсмической записи. Поэто-
му перед началом сейсмических работ проводят исследования этой зоны:
определяют глубину ее существования, значения скоростей продольных и
поперечных волн и характер их изменения по площади. В малоглубинной
сейсморазведке ЗМС часто является объектом исследования.
3.4. ВЛИЯНИЕ ДАВЛЕНИЯ, ТЕМПЕРАТУРЫ,
ВОЗРАСТА И ГЛУБИНЫ ЗАЛЕГАНИЯ
ГОРНЫХ ПОРОД НА СКОРОСТЬ
РАСПРОСТРАНЕНИЯ СЕЙСМИЧЕСКИХ
ВОЛН
Очевидно, что давление, температура, глубина залегания и, как пра-
вило, возраст горной породы являются взаимосвязанными параметрами.
Многочисленные экспериментальные данные, главным образом глубин-
ного бурения, свидетельствуют о возрастании давления и температуры
с глубиной. По мере увеличения глубины залегания породы и возраста-
ния давления, происходит уменьшение ее пористости, а Уакже увеличе-
ние площади соприкосновения соседних минеральных зерен породы и,
как следствие, возрастание скорости. Возрастание скорости сейсмических
волн с глубиной является так называемым нормальным скоростным зако-
ном. Тем не менее, встречаются ситуации, когда в разрезе присутствуют ге-
ологические слои, где скорость оказывается меньше, чем в вышележащем
слое. Такие слои с пониженной скоростью сейсмических волн называют-
ся волноводами. Однако в большинстве геологических сред наблюдается
40
ГЛАВА 3. Скорости распространения сейсмических волн в горных породах
увеличение скорости продольных и поперечных волн с возрастанием глубины
. и давления.
Для крепких хемогенных, магматических и метаморфических пород
увеличение скорости с возрастанием глубины и давления не значительно
и составляет 1—3% при увеличении давления на 25 МПа или глубины на
1 км. В то же время изменение скорости может быть существенным для
рыхлых горных пород с пористостью порядка 15—20% на первых киломе-
трах по глубине и достигать 25—35% (Бондарев В.И., 2003).
Увеличение скорости сейсмических волн с глубиной происходит нели-
нейно примерно до 3 км, постепенно переходя для больших глубин в прак-
тически линейную зависимость с градиентом скорости порядка 0,1 с-1.
Геологические пласты в зависимости от глубины залегания обладают
внутренним нормальным гидростатическим давлением, уравновешиваю-
щим внешнее горное давление. Иногда наблюдается специфическая ситу-
ация, например, миграция в пласт природного газа, нефти или воды, ког-
да давление в пласте оказывается выше, чем нормальное гидростатическое
давления характерное для данного пласта на данной глубине. В этом слу-
чае говорят, что в пласте существует аномально высокое пластовое давление
(АВПД). Определение таких пластов является важной сейсморазведочной
задачей, поскольку такие области могут представлять опасность в процес-
се бурения. Очевидно, что увеличение внутрипластового давления долж-
но приводить к увеличению размеров пор (пористости), а значит к умень-
шению скорости сейсмических волн.
Зависимость скорости распространения сейсмических волн в горных
породах от температуры не существенна по сравнению с влиянием на нее
давления и глубины залегания. Повышение температуры на 80—100° при-
водит к уменьшению скорости всего на 1—2%.
В последнее время объектом пристального внимания геологов стали
специфические месторождения углеводородов, называемые газогидраты.
Они представляют собой концентрированное скопление метана, образу-
ясь на шельфах морей на глубинах порядка 300 м при низких температу-
рах и высоких давлениях. Для своих глубин залегания газогидраты облада-
ют аномально высокими значениями скорости порядка 3000 м/с при низ-
кой плотности 0,9 г/см3.
Отдельно стоит рассмотреть скорость распространения сейсмиче-
ских волн в горных породах, находящихся в условиях многолетней (вечной)
мерзлоты. Поскольку все горные породы обладают пористостью, то замер-
зание содержащейся в них воды приводит к увеличению скорости про-
дольных и поперечных волн. При замерзании воды скорость продольной
волны возрастает в более чем два раза— от ~ 1500 м/с в воде до 3800 м/с во
льду. Примерно в два раза может возрастать скорость продольной и попе-
речной волны в горных породах верхней части разреза. Намного меньше
изменяется скорость сейсмических волн в хемогенных, магматических и
метаморфических породах, составляя первые проценты.
В районах распространения многолетней мерзлоты сверху вниз на-
блюдается инверсия скоростей сейсмических волн, т.е. скоростной закон
в верхней части разреза не является нормальным: скорость уменьшается
при переходе от мерзлых пород к талым.
41
А.П. Ермаков
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
Если рассматривать возраст горной породы, то, если взять одну и ту же
горную породу на одной и той же глубине, но разных возрастов, напри-
мер, палеозойского (Рг), мезозойского (Mz'> и кайнозойского (Kz) возрас-
та, то скорость будет возрастать при переходе от более молодой породы к
более древней'. VMz< VPz. Более древняя горная порода большое время
подвергалась воздействию процессов метаморфизма, диагенеза, тектони-
ческих сжатий, что делает ее более жесткой и упругой с небольшим объе-
мом порового пространства.
3.5. СКОРОСТИ СЕЙСМИЧЕСКИХ ВОЛН
ВНУТРИ ЗЕМЛИ
По данным сейсмологии и глубинной сейсморазведки были опреде-
лены приблизительные значения скорости распространения продольных
волн в оболочках Земли. Скорость распространения продольных волн в
Земле может варьировать от первых сотен метров в секунду в самых верх-
них слоях Земли до 13,7 км/с на границе мантии и ядра (рис. 3.5). Скорость
при этом с глубиной может возрастать и убывать скачками.
На основе сейсмологических данных выделяют две основные грани-
цы, где происходит резкое изменение скорости сейсмических волн:
• граница Мохоровичича (Мохо). Разделяет: емную кору и верхнюю
мантию. На этой границе по данным сейсмических наблюде-
ний наблюдаетея с^ачок скорости продольных волн от 6,7—7,6
до 7,9—8,2 км/с и поперечных от 3,6—4,2 до 4,4—4,7 км/с. Глуби-
на поверхности Мохоровичича меняется от 5 км под океаниче-
ским дном до порядка 70 км под горными системами. В общих
РИС. 3.5. Изменение
скорости продольных (Р)
и поперечных (S) волн
внутри Земли
(по Андерсон ДЛ., Дзе-
вонский А.М, 1984)
42
ГЛАВА 3. Скорости распространения сейсмических волн в горных породах
чертах форма поверхности Мохоровичича представляет собой
зеркальное отражение рельефа внешней поверхности литосфе-
ры: под оксанами она выше, под континентальными равнина-
ми — ниже;
• граница Гуттенберга. По этой сейсмической границе прово-
дится разделение нижней мантии и внешнего ядра Земли. Гра-
ница Гуттенберга определяется на глубине порядка 2900 км от
поверхности Земли. По сейсмическим данным здесь отмеча-
ется резкое понижение скорости продольных волн от 13,6 до
8,1 км/с, а поперечные волны на сейсмических записях не ре-
гистрируются. Отсутствие на сейсмических записях попереч-
ных волн дало основание предполагать, что внешнее ядро име-
ет свойства жидкости.
3.6. СПОСОБЫ
ОПРЕДЕЛЕНИЯ СКОРОСТЕЙ
СЕЙСМИЧЕСКИХ ВОЛН
Измерения скорости распространения сейсмических волн в горных
породах производятся в их естественном залегании и на образцах. К пер-
вой группе относятся наземные и морские методы сейсморазведки, сква-
жинные методы и измерения в шахтах или горных выработках. Все эти
методы объединяет то, что горная порода не извлекается из ее естествен-
ного залегания. Они предполагают измерение пробега сейсмической вол-
ны в геологической среде дт источников возбуждения до пунктов приема,
расположенных на поверхности земли, моря, в скважине. В дальнейшем,
скорости распространения упругих волн в горных породах определяют с
помощью известных способов обработки и интерпретации сейсмических
данных. Эти методы наиболее часто используются для определения ско-
ростей. Причем значения скорости, получаемые с помощью скважинной
сейсморазведки или измерения в шахтах, определяются достаточно точ-
но. Наземная и морская сейсморазведка по сравнению с ними дает менее
точные результаты.
Измерения на образцах горных пород проводить достаточно просто
без использования дорогостоящей аппаратуры и техники. В этой группе
методов используется ультразвук (килогерцовый диапазон частот), а са-
ми измерения на образцах часто называют ультразвуковыми исследовани-
ями. При таких измерениях образец горной породы с известными разме-
рами помещают между источником ультразвука и приемником и измеря-
ют время пробега сейсмической волны вдоль разных направлений. Далее
для известных значений времени пробега волны и размеров образца вы-
числяют скорость. При всей простоте измерения скорости на образцах,
эта группа методов обладает низкой точностью. После изъятия горной по-
роды из ее естественного залегания, она существенно меняет свои физи-
ческие свойства. Порода может подвергаться растрескиванию, пористость
43
А.П. Ермаков
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
может увеличиваться, а также меняться влагонасышение породы. Все это
приводит к тому, что измеренные значения скорости могут сильно отли-
чаться от истинных, соответствующих естественному залеганию породы
(Горяйнов Н.Н., 1992).
Намного реже используются стохастические (вероятностные) спосо-
бы определения скоростей сейсмических волн. Способы предполагают ис-
пользование различных корреляционных и вероятностных связей между
скоростью распространения волны в данной горной породе и другим фи-
зическим параметром. Например, широко используется связь скорость-
плотность. Однако данные способы имеют очень низкую точность в виду
изменчивости реальных геологических условий и могут применяться толь-
ко для районов со спокойной геологической обстановкой.
Учитывая разную точность определения скоростей сейсмических
волн различными методами, в специализированной литературе, справоч-
никах и таблицах обычно указывается, каким именно способом была по-
лучена та или иная скорость.
Таким образом, если оценивать точность определения скоростей
сейсмических волн, то вышеперечисленные способы можно расположить
в порядке ее возрастания в следующим образом: стохастические (вероят-
ностные) способы ультразвуковые измерения —> наземные и морские
методы сейсморазведки скважинная и шахтная сейсморазведка.
По стоимости определения скоростей сейсмических волн вышепе-
речисленные методы будут располагаться в том же порядке (возрастание
стоимости): стохастические (вероятностные) способы —> ультразвуковые
измерения—жаземные и морские методы сейсморазведки скважинная
и шахтная сейсморазведка. Скважинная и шахтная сейсморазведка явля-
ются самыми дорогими методами определения скоростей сейсмических
волн в связи с дороговизной бурения скважин и проходки шахт.
3.7. ТИПЫ СЕЙСМИЧЕСКИХ
СКОРОСТЕЙ, ИСПОЛЬЗУЕМЫЕ
В СЕЙСМОРАЗВЕДКЕ
Скорость распространения сейсмических волн, являясь важнейшим
физическим параметром сейсморазведки, имеет несколько видов и типов
в зависимости от способа ее определения, сейсмического метода (МОВ,
МП В) и его назначения.
Собственно, под истинной скоростью распространения сейсмической
волны в горной породе подразумевается скорость в ее бесконечно малом
объеме.
Для описания горизонтально-слоистых сред в методе отраженных
волн используется несколько понятий скорости распространения волн.
Частное от деления суммы мощностей всех слоев
п
ТА
1=1
44
ГЛАВА 3. Скорости распространения сейсмических волн в горных породах
горизонтально-слоистой среды на сумму времен пробега волны в каж-
дом слое
по нормали к границам раздела будет являться средней скоростью пробега
волны в данной горизонтально-слоистой толще:
п п
Vcp=i^-=—n-------- (3.2)
Z', Z',
i=i i=i
Пластовая скорость используется для характеристики геологической
толщи, которую можно считать однородной средой. Тогда для толщи мощ-
ностью h пластовая скорость выражается как
(3-4)
где А/ — время пробега сейсмической волны по нормали от кровли до по-
дошвы пласта.
В скважинной и нефтегазовой сейсморазведке для интервала глубин
Ай = й2— А] используется понятие интервальной скорости:
у = —
ИНТ д? »
где А/ — время пробега сейсмической волны на заданном интервале глу-
бин (Гайнанов В.Г., 2006).
Как видно, пластовая и интервальная скорости имеют схожие мате-
матические выражения. Их разделяют в зависимости от того, что именно
характеризуется — некоторая геологическая толща или некоторый интер-
вал глубин, который, вообще говоря, может содержать себе несколько ге-
ологических слоев.
Для описания процесса распространения сейсмической волны ис-
пользуются фазовая и групповая скорость. Фазовой скоростью называет-
ся скорость перемещения какой-либо фазы сейсмической волны. Группо-
вая скорость — скорость перемещения в пространстве максимума огиба-
ющей волнового пакета. Изменение формы волны приводит к изменению
фазовой и групповой скоростей. Зависимость фазовой и групповой ско-
ростей от формы волны, т.е. от ее частоты, называется дисперсией сейсми-
ческих волн, а среда диспергирующей (рис. 3.6). Если при распространении
сигнала фазы движутся быстрее, чем огибающая, то это означает, что фа-
зовая скорость данного волнового пакета превышает её групповую ско-
рость. Нормальная дисперсия соответствует увеличению скорости с умень-
шением частоты, аномальная — возрастанию скорости с ростом частоты.
Учитывая тот факт, что лучи сейсмических волн подходят к линии наблю-
дения под различными углами, в сейсморазведке вводят понятие кажу-
щейся скорости. Для известных положений пунктов приема на профиле
кажущейся скоростью будет являться скорость распространения волны
45
А.П. Ермаков
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
РИС. 3.6. Фазовая и груп-
повая скорости сейсми-
ческой волны для трех
моментов времени (а).
Растяжение волнового
пакета в диспергирующей
среде (б).
Стрелкой показано
направление распростра-
нения волны
огибающие волновых пакетов
РИС. 3.7. К определению
кажущейся скорости:
а —1/*= 1/ист, а = 90°,
6-^dVsinoc),
а е (0; 90);
в— V'^> о», ос = 0°
вдоль линии наблюдения. При этом реальное направление лучей волны
может быть каким угодно. Очевидно, кажущаяся скорость будет соответ-
ствовать истинной тогда, когда направление движение волны совпадает с
линией наблюдения (рис. 3.7). В то же время кажущаяся скорость может
стремиться к бесконечности в случае, когда лучи приходящей снизу сейс-
мической волны почти ортогональны линии наблюдения. Таким образом
значение кажущейся скорости зависит от угла выхода на поверхность лу-
чей сейсмической волны:
V
у*=ист, (3.5)
since
где Vucm — истинная скорость в среде, а — угол выхода луча сейсмической
волны на поверхность. Как видно из формулы, кажущаяся скорость не мо-
жет быть меньше истинной: V* > Vucm.
Если сейсмическая волна некоторый интервал на линии наблюдения
Ах пробежала за время АГ, то кажущаяся скорость волны есть отношение
пройденного расстояния Ах ко времени АГ:
к, = Ax = rfx
АГ dt ‘
(3-6)
Отсюда видно, что кажущаяся скорость, в отличие от истинной скоро-
сти, может принимать отрицательные значения, когда с увеличением рас-
стояния х, уменьшается воемя Г. При этом следует понимать, что при из-
менении кажущейся скорости в зависимости от угла прихода волны к по-
верхности наблюдения истинная скорость в среде остается не изменой.
46
ГЛАВА 3. Скорости распространения сейсмических волн в горных породах
КОНТРОЛЬНЫЕ ВОПРОСЫ
1. В чем заключается неоднозначность обратной задачи
сейсморазведки?
2. Назовите диапазон изменения значений скоростей распространения
продольных и поперечных волн в земной коре.
3. Какова скорость распространения поперечных и продольных волн
в воздухе и воде?
4. Назовите диапазон изменения значений скоростей продольных
и поперечных волн в терригенных, карбонатных и магматических
породах.
5. Как зависит скорость распространения сейсмических волн
от плотности горных пород?
6. Как влияет пористость и поровый флюид на скорость распростране-
ния сейсмических волн?
7. Для какой модели реальной среды применимо уравнение среднего
времени?
8. Как соотносится скорость распространения сейсмических волн
в воде, воздухе, нефти?
9. Какими значениями скоростей распространения сейсмических волн
характеризуется зона малых скоростей?
10. Как на скорость распространения сейсмических волн влияет давле-
ние, температура, возраст и глубина залегания горных пород?
11. Опишите характер изменения скоростей распространения сейсми-
ческих волн внутри Земли.
12. Какими способами можно определить скорость распространения
сейсмических волн в горных породах?
13. Расположите способы определения скоростей распространения
сейсмических волн в порядке возрастания их стоимости и точности.
14. Какие типы сейсмических скоростей используются в сейсморазведке?
15. Может ли кажущаяся скорость принимать отрицательные значения,
равна нулю, принимать заведомо большие значения, равна истинной
скорости?
47
ГЛАВА 4. Сейсмические волны
и их кинематические
характеристики
Сейсмические волны, распространяясь в геологической среде через
границы раздела слоев с разными физическими свойствами, претерпева-
ют процессы преломления, отражения, рефракции и др. Следствием это-
го является образование нескольких типов сейсмических волн. Каждый
тип сейсмических волн имеет свои уникальные кинематические и дина-
мические характеристики.
Важнейшими кинематическими характеристиками сейсмической
волны являются время и скорость распространения волны от источни-
ка к приемнику. График зависимости времени прихода волны от коор-
динат пунктов приема, расположенных, как правило, равномерно вдоль
сейсмического профиля, называется годографом данного типа сейсмиче-
ской волны. По нескольким годографам (системе годографов) сейсмиче-
ских волн можно выяснить распределение скоростей в разрезе и опреде-
лить геометрию границ. Времена прихода волны на каждый пункт приема
для построения ее годографа снимаются с сейсмических записей — сейс-
мограмм.
4.1. СЕЙСМОГРАММА И ЕЕ ЭЛЕМЕНТЫ
Во время полевых наблюдений вдоль профилей происходит реги-
страция времени прихода сейсмических волн от источника возбужде-
ния в пункт приема. В общем случае правильно будет сказать о регистра-
ции сейсмических событий, являющихся интерференцией, как регулярных
сейсмических волн, так и нерегулярного сейсмического шума. Резуль-
тат регистрации сейсмических событий сейсмоприемником или группой
сейсмоприемников в одной точке наблюдения в течение определенного
времени, начиная с момента возбуждения, называется сейсмической трас-
сой (сейсмотрассой). Сейсмотрасса представляет собой двумерный график
(рис. 4.1) — зависимость амплитуды (В или мкВ) сейсмических событий от
времени их регистрации (с или мс).
В сейсморазведке полевые наблюдения проводят вдоль профилей,
где пункты регистрации сейсмических событий расположены с некото-
рым шагом. Результатом регистрации каждым пунктом приема являет-
ся сейсмическая трасса. Совокупность {ансамбль) сейсмических трасс,
48
ГЛАВА 4. Сейсмические волны и их кинематические характеристики
РИС. 4.1. а —реальная
сейсмическая трасса
землетрясения. На трассе
отмечены времена
прихода Р- и S-волн;
б — упрощенная
схема формирования
сейсмической трассы.
Цифрами 1,2,3 показа-
ны траектории сейсмиче-
ских лучей отраженных
волн и соответствующие
им вступления на сейсми-
ческой трассе. Траекто-
рии лучей показаны схе-
матично
РИС. 4.2. а - схематиче-
ское изображение траек-
торий лучей отраженных
волн от источника сейс-
мических волн к сейсмо-
приемникам.
б — схематическое изо-
бражение совокупности
сейсмотрасс, формирую-
щих сейсмограмму ОПВ
записанных пунктами приема сейсмического профиля от одного источни-
ка сейсмических волн, называется сейсмограммой общего пункта возбуж-
дения (ОПВ) (рис. 4.2). В полевой сейсморазведке сейсмоприемник часто
называют каналом.
На рис. 4.3 представлена полевая сейсмограмма ОПВ. Здесь по
оси ординат отложено время записи сейсмических событий, по оси
РИС. 4.3. Пример
сейсмограммы ОПВ
49
А.П. Ермаков
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
РИС. 4.4. Фрагменты
сейсмограмм с разной
частотой сигнала:
а — 30 Гц, б — 80 Гц
амплитуда
а ' б
абсцисс — каналы в порядке возрастания их номеров слева направо. Каж-
дому каналу соответствует одна сейсмическая трасса одного пункта прие-
ма. Положительные отклонения амплитуды сейсмического сигнала от ну-
левого положения называются положительными фазами, отрицательные
отклонения — отрицательными фазами. При этом положительные фазы
принято закрашивать черным цветом, а отрицательные оставлять неза-
крашенными. Существуют и другие способы визуализации сейсмограмм
(переменной плотности, в цвете и др.).
Согласно принятому стандарту SEG (Society of Exploration Geophys-
icists), первое вступление продольной волны на сейсмических записях пред-
ставляется в виде минимума (белой или отрицательной фазы), что соот-
ветствует движению частиц грунта вверх.
Возможность прослеживания какой-либо фазы от канала к каналу
свидетельствует о том, что данная фаза принадлежитрегулярной сейсмиче-
ской волне, например, отраженной или преломленной. Линия, соединяю-
щая какую-либо фазу (обычно, минимум, максимум или ноль), называет-
ся осью синфазности данной регулярной волны. Хаотическое расположе-
ние фаз характерно для нерегулярного (случайного) шума — микросейсм.
Как правило, регулярные волны имеют большую амплитуду по сравне-
нию с микросейсмами.
Все регулярные сейсмические волны обладают своими уникальными
кинематическими и динамическими характеристиками: видимой ампли-
тудой, фазами и видимым периодом (частотой). На основании их анали-
за геофизик может их разделять и выяснять их природу: является ли эта
волна отраженной, преломленной и т.д. На рис. 4.4 показаны фрагменты
двух сейсмограмм, как примеры регулярных волн разных видимых ампли-
туд и частот (периодов).
Анализируя волновую картину на сейсмограмме и выделяя на ней раз-
нообразные регулярные сейсмические волны, сейсморазведчик строит их
50
ГЛАВА 4, Сейсмические волны и их кинематические характеристики
годографы. Годографы и трассы сейсмограмм подвергаются в дальнейшем
математической обработке в специализированных геофизических про-
граммах, окончательным результатом которой является сейсмических раз-
рез (временной или глубинный).
4.2. ПРЯМЫЕ, ПОВЕРХНОСТНЫЕ
И ДИФРАГИРОВАННЫЕ ВОЛНЫ
И ИХ ГОДОГРАФЫ ОПВ
Рассмотрим три типа сейсмических волн, которые, как правило, при-
сутствуют на сейсмограммах общего пункта возбуждения, расположенно-
го на поверхности однородного полупространства.
Прямая волна и ее годограф ОПВ. Если возбудить сейсмическую волну
на поверхности однородного полупространства, то волна (Р или S), рас-
пространяющаяся вдоль луча от источника к приемнику по прямолиней-
ной траектории, будет называться прямой волной. На рис. 4.5 показаны лу-
чевые траектории и годограф прямой волны, распространяющейся в слое
с постоянной скоростью Гот источника возмущения к пунктам приема на
поверхности земли. Шаг между пунктами приема постоянен. Поскольку
скорость Vв среде, где распространяется прямая волна, постоянна, то вре-
мя распространения прямой волны от источника в т. О в начале координат
до первого пункта приема с координатой х{ будет tj = xt/K Время распро-
странения от т. О до пункта приема с координатой х2 будет t2 = х2/ Ии т. д.
Значения (х, t) формируют точки годографа прямой волны, графиком функ-
ции которого является прямая вида:
РИС. 4.5. Лучевые
траектории (показаны
стрелками) и годограф
прямой волны.
Здесь и далее, треуголь-
ник с вершиной вниз
(т. 0) — положение на
профиле источника сейс-
мических волн. Треуголь-
ники с вершинами вверх
обозначают положение
пунктов приема. По оси
абсцисс х отложено рас-
стояние по профилю
(м или км), по оси орди-
нат f — время регистра-
ции сейсмических собы-
тий (с или мс)
51
А.П. Ермаков
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
РИС. 4.6. а — схема дви-
жения частиц среды при
распространении поверх-
ностной волны Релея
в разные моменты вре-
мени, стрелками пока-
зано направление дви-
жения частиц среды при
прохождении волны;
б — траектории движения
частицы среды при про-
хождении волны Релея на
разных глубинах z отно-
сительно длины волны ?.
(4-1)
где знак «+» соответствует ветви годографа с положительными координа-
тами х, а знак «-» — с отрицательными. Угол наклона годографа опреде-
ляется значением скорости Ии равен 1/И. Годограф имеет точку миниму-
ма при х = 0.
По любому линейному годографу можно легко определить кажущу-
юся скорость распространения волны: V*= \x/\t (рис. 4.5). Причем, по-
скольку траектория лучей прямой волны совпадает с линией наблюдения,
то кажущаяся скорость волны совпадает с истиной: V*= И^/sina = Vucm
для a = п/2 (рис. 3.7, a).
Поверхностная волна и ее годограф ОПВ. Поверхностные волны —
специфический вид волн, образующийся на свободной сейсмической гра-
нице типа «среда—воздух». Эти волны получили в сейсморазведке на-
звание поверхностных волн или волн Релея, по имени ученого, впервые
предсказавшего их существование (1855 г.). Поверхностные волны наблю-
даются только вблизи свободной границы.
Волна Релея является одновременно объемной и сдвиговой. При ее
прохождении через среду частицы грунта колеблются по эллиптическим
траекториям (рис. 4.6). Направления движения частиц зависит от глуби-
ны, и находятся преимущественно в вертикальной плоскости. В припо-
верхностном слое, вблизи свободной границы, направление движения ча-
стиц противоположно направлению распространения волны. С удалением
от свободной границы направление движения меняется, и частицы дви-
жутся в направлении распространения волны.
Волна релеевского типа имеет небольшую скорость распростране-
ния, меньше скорости распространения поперечных волн: VR ~ 0,9 Vs.
52
ГЛАВА 4. Сейсмические волны и их кинематические характеристики
РИС. 4.7. Поверхностная
волна на сейсмограмме
ОПВ (ограничена
пунктирными линиями)
Как правило, скорость распространения поверхностной волны находит-
ся в диапазоне 300—800 м/с.
Поверхностные волны Релея — самые интенсивные волны среди всех
регулярных волн, присутствующих на сейсмограммах. Именно поверх-
ностные волны оказывают самое разрушительное воздействие на соору-
жения при землетрясениях. Относительно других регулярных волн (от-
раженных, преломленных) интенсивность поверхностных волн может в
десятки раз превышать интенсивность любой другой волны (рис. 4.7). Ин-
тенсивность этой волны быстро уменьшается с глубиной. Как правило,
колебания частиц поверхностной волны Релея существуют в слое толщи-
ной порядка ее длины волны. Это означает, что чем больше длина волны
Релея, тем больше глубина ее проникновения. Более строго эффективная
глубина И3фф проникновения поверхностной волны выражается через ко-
эффициент Пуассона о и ее длину волны Хд (Бондарев В.И., 2003):
^=0,6(1+о)Хл
(4-2)
Собственно, из этой формулы видно, что h3(!^ для возможных значений
коэффициента Пуассона находится в диапазоне от 0,6 до 0,9 длины по-
верхностной волны кд.
ч
Пример:
Рассчитаем эффективную глубину Ьэфф проникновения поверхност-
ной волны для следующих параметров: частота колебаний fR= 10 Гц, ско-
рость Кд= 500 м/с, коэффициент Пуассона 0,25. Тогда длина поверхност-
ной волны кд= Кд(1//д) = 50 м. Для такой длины эффективная глубина про-
никновения поверхностной волны составит A | = 0,6(1 +0,25)50 = 37,5 м.
53
Д.П. Ермаков_____________
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
РИС. 4.8. Пространствен-
ное изображение фрон-
та поверхностной волны
с источником в т. О.
Стрелками показаны
лучи. Плоскость О
соответствует
поверхности земли
Будучи самыми интенсивными, поверхностные волны Релея имеют
низкие преобладающие частоты. Для значений частот регулярных волн,
присутствующих на сейсмограмме, в 30—80 Гц, преобладающая частота
поверхностных волны редко превышает 15 Гц.
Поскольку колебания поверхностной волны сосредоточены в слое
мощностью Ьэфф, то ее фронтом будет являться цилиндр кругового сече-
ния (рис. 4.8). Существенным оказывается факт, что амплитуда Лйрелеев-
ской волны уменьшается с удалением г от источника как
Т.е. геометрическое расхождение поверхностной волны оказывается мень-
ше, чем таковое для объемных волн, для которых геометрическое расхо-
ждение, напомним, составляет А = 1/г(раздел 2.3).
Другим видом поверхностных волн являются волны Лява. Существова-
ние этих волн было теоретически предсказано Лявом в 1911 г. Они образу-
ются вблизи свободной поверхности при возбуждении в источнике попе-
речных волн. Колебания частиц при этом, в отличие от волны Релея, про-
исходят преимущественно в горизонтальной плоскости (рис. 4.9).
На наблюдаемом волновом поле по кинематическим и динамиче-
ским характеристикам редко удается отличить поверхностные волны Ре-
лея и Лява. Говорить об их отличии можно только на микроуровне — тра-
екториям колебаний частиц среды. Поэтому далее, говоря о поверхност-
ных волнах, волны Релея и Лява разделяться не будут.
В однородном полупространстве, ограниченном сверху дневной по-
верхностью, поверхностная волна имеет постоянную скорость VR. Тогда,
как и в случае с прямой волной, годографом поверхностной волны будет
прямая'. tR= +(x/VR), где знак «+» соответствует ветви годографа с положи-
тельными координатами х, а знак «-» — отрицательными. Минимум го-
дографа находится в точке х - 0.
Важно понимать разную природу прямой и поверхностной волн.
В одном случае мы имеем волну Р— сжатия и растяжения, или 5— сдвига,
в другом — поверхностную волну, движения частиц которой имеют слож-
ные специфические траектории. Очевидно, поскольку скорость распро-
странения поверхностной волны меньше скорости прямой волны, то угол
наклона годографа поверхностной волны к оси абсцисс будет больше, чем
упрямой волны (рис. 4.10).
В вертикально-неоднородных средах с тонкой слоистостью по-
верхностные волны обладают ярко выраженной дисперсией фазовой и
54
ГЛАВА 4. Сейсмические волны и их кинематические характеристики
РИС. 4.9. Схема движе-
ния частиц среды
при распространении по-
верхностной волны Лява
в разные моменты
времени.
Стрелками показано
направление движения
частиц среды при про-
хождении волны
РИС. 4.10. Взаимное
положение годографов
прямой (пунктирная
линия)и поверхностной
(область с серой
заливкой)волн
групповой скоростей. Это означает, что на разных глубинах проникнове-
ния поверхностная волна имеет разные частоты и, соответственно, длины.
Причем эти отличия могут быть достаточно большими. Наличие скорост-
ной дисперсии у поверхностной волны приводит к тому, что на сейсмо-
граммах наблюдаются несколько осей синфазности поверхностной вол-
ны, имеющие разные углы наклона, следовательно, скорости. Область ре-
гистрации поверхностных волн на сейсмограмме ограничена прямыми,
соответствующих минимальной (с углом наклона и максимальной
55
А.П. Ермаков
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
РИС. 4.11. Лучевые
траектории (показаны
стрелками) и годограф
дифрагированной волны
ОПВ от локального
объекта в т. В
(с углом наклона скорости распространения в цуге поверхност-
ной волны.
На сейсмограммах поверхностные волны легко идентифицируются в
виде цуга колебаний высокой амплитуды и низкой частоты. Поверхност-
ные волны являются помехами в методе отраженных волн.
Дифрагированная волна и ее годограф ОПВ. Если на пути сейсмической
волны встречается локальная неоднородность, существенно отличающа-
яся по своим акустическим свойствам от вмещающей среды, с размерами
меньшими или соизмеримыми с длиной волны r< X, то образуются диф-
рагированные волны. Дифрагированные волны могут образовываться в зо-
нах трещиноватости, на локальных объектах, сбросах и т.п.
Для вывода уравнения годографа дифрагированной волны рассмо-
трим локальную неоднородность на глубине h в среде со скоростью рас-
пространения сейсмических волн У\. В начало координат (т. Л) поместим
источник возмущения среды (рис. 4.11). Сферическая волна, распростра-
няясь в среде с постоянной скоростью V}, достигнет неоднородность (т. В)
за время = AB/VX. В силу принципа Гюйгенса в т. В во все стороны бу-
дет распространяться вторичная, дифрагированная, волна, которая будет
регистрироваться на поверхности наблюдения. Время пробега дифраги-
рованной волны к поверхности наблюдения по произвольному пути ВС:
t2=BC/Vv Из треугольника АВС легко найти АВ и ВС:
АВ = ^h2+x2 , ВС - y]h2 +(х-х0)2 ,
где х0 — проекция т. В на поверхность наблюдения.
56
ГЛАВА 4. Сейсмические волны и их кинематические характеристики
Тогда годограф дифрагированной волны будет выражаться формулой:
t(x)
'+Xq2 jh2+(x-x0)2
H + H
Графиком функции (4.3) является гипербола с асимптотами (х —>
(4.3)
'ас
0
^min
Минимум функции (г'(х) = 0) при х = х0:
- Хо + h
Положение дифрагирующего объекта, таким образом, соответствует ми-
нимуму годографа дифрагированной волны.
Следует отметить, что при наличии дифрагирующих объектов в сре-
де положение минимума годографа остается неизменным при перемещении
пункта возбуждения по профилю.
На полевых сейсмограммах дифрагированные волны редко можно од-
нозначно идентифицировать в виду их небольшой амплитуды и интерфе-
ренции с другими, более высокоамплитудными, регулярными волнами.
4.3. ЗАКОНЫ ОТРАЖЕНИЯ И ПРЕЛОМЛЕНИЯ.
ЗАКОН СНЕЛЛИУСА
Процессы отражения и преломления сейсмических волн в геологи-
ческой среде являются определяющими в методах отраженных и прелом-
ленных волн. Эти процессы обуславливаются наличием в геологической
среде границ раздела, в частности, геологических границ, где существует
смена физических свойств. В сейсморазведке традиционно такими свой-
ствами являются значения скорости распространения сейсмических волн
и плотности горных пород.
Отражение и преломление сейсмической волны на границах разде-
ла происходит путем образования на границе вторичных источников со-
гласно принципу Гюйгенса-Френеля. Вторичные фронты будут являться
фронтами отраженной волны, распространяющейся вверх к дневной по-
верхности, и преломленной волны, распространяющейся в нижнее про-
странство геологической среды.
Рассмотрим закон отражения сейсмических волн для модели двух-
слойной (точнее, слой и полупространство) среды с разными акустиче-
скими жесткостями (рис. 4.12). Здесь и далее будем рассматривать ситу-
ацию, когда глубина залегания границы h много больше преобладающей
длины рассматриваемой сейсмической волны X: h » X.
Поместим источник сейсмических волн на поверхность земли в т. А.
Не будем акцентировать внимание на тип волны, возбуждаемой в источ-
нике. В т. А будет образовываться сферическая волна, распространяю-
щаяся в нижнее полупространство. Рассмотрим луч волны, выходящий
57
А.П. Ермаков_____________
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
РИС. 4.12. К закону
отражения сейсмической
волны для двухслойной
среды
из источника под углом а к нормали к поверхности. Поместим границу
на глубину h. Для простоты рассмотрим горизонтальную границу, при-
чем акустические жесткости в покрывающем слое и подстилающей тол-
ще отличаются, т.е. выполняется условие образования отраженной волны:
р j ф И2р2. Тогда падающая из источника на границу раздела волна отраз-
ится в ее некоторой т. В, и вернется на поверхность в некотором пункте
приема в т. С с известной координатой х,. Пусть угол отражения, отсчиты-
ваемый от нормали к границе, будет 0. Покажем, что а = 0.
Принцип Ферма утверждает, что время распространения сейсмиче-
ской волны от пункта возбуждения в т. А к пункту приема в т. С должно ми-
нимальным (экстремальным). Это значит, что производная функции вре-
мени от координат t\x) должно быть равно нулю: t'(x) = 0.
Время пробега луча волны от т. А до т. С найдем из треугольника АВС.
Из прямоугольного треугольника ABD :
AB-y]h2+x2 .
Из прямоугольного треугольника BCD:
BC=y]h2 +(Х] — х)2 .
Тогда время t(x) по пути АВС есть сумма времен по отрезкам АВ и ВС:
t(x) = ~(>Jh2+x2 + yjh2+(x} —х)2).
Здесь Vx, h, X] — фиксированные величины, х — переменная. Тогда
1 х х.-х
Г'(х) = —( , —, 1 ) = 0 .
yjh2 +х2 y]h2 +(Х] -х)2
Учитывая, что х = htga и (Xj - х) = htg0 соответственно, получим:
1 z fogot Atg0 ) = 0
И y]h2 + A2tg2a д/А2 +A2tg20
или
и, ^l+tg2a V1+tg2P
58
ГЛАВА 4. Сейсмические волны и их кинематические характеристики
РИС. 4.13. К выводу
закона Снеллиуса для
двухслойной среды
—(sina-sinP) = O.
И
Отсюда следует, что а = р. Если точки АиС находятся на разных уровнях,
то принцип: угол падения сейсмической волны на границу раздела равен углу
отражения от этой границы, остается в силе. Вывод этого случая в данном
пособии не приводится.
Как было сказано выше, при достижении границы в т. В кроме отра-
женной волны образуется и преломленная волна, распространяющаяся в
нижнее полупространство. На рис. 4.13 показаны лучи падающей на гра-
ницу раздела волны, отраженной и преломленной в т. В. Пусть угол пре-
ломления, отсчитываемый, как и угол отражения, от нормали к границе,
будет у. Угол падения а равен углу отражения.
За одно и то же время /, отраженная волна пройдет некоторый путь
S, = Г]/], соответствующий на рисунке отрезку BN, а преломленная — путь
S2 = соответствующий отрезку ВМ. На границе раздела выберем т. R
и проведем касательные в точках N и М, являющимися точками окруж-
ностей фронтов отраженной и преломленной волн с центрами в т. В. По-
сле этих построений мы получим два прямоугольных треугольника BNR и
BMR с общим катетом BR. Тогда несложно заметить, что угол BRN будет
равен а, а угол BRMравен у. Из треугольника BNR :
BN Kt.
sina =---= —L-L.
BR BR
Из треугольника BMR:
siny =
BM
BR
V2f\
BR ’
Возьмем отношение синусов углов а и у.
sin a _ V2t} _ Vy
siny BR BR K2
59
А.П. Ермаков
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
60
РИС. 4.14. Преломление
и отражение света
на границе раздела двух
сред с разными показате-
лями преломления
Отношение:
since _
sin у К
(4.4)
называется законом Снеллиуса,
Таким образом, при падении сейсмической волны на границу разде-
ла сред с разными акустическими свойствами будет происходить обра-
зование отраженной и преломленной волн. Причем угол падения равен
углу отражения, а угол преломления связан с углом падения соотношени-
ем (4.4). Явления отражения и преломления волн можно наблюдать в про-
стых физических экспериментах со светом в средах с разным показателя-
ми преломления (рис. 4.14).
Из формулы (4.4) очевидно, что при И2 > Vx следует, что siny > sina, т.е.
у > ос. И наоборот: при К2 < Vx следует, что у < а.
При достижении падающей волной границы раздела с разными аку-
стическими свойствами может происходить смена типа волны. Например,
для падающей продольной волны Р1 на границе раздела двух сред W\ и W2
может образовываться две отраженные Рп и P1Si и две преломленные Р12
и PrS2 волны, распространяющиеся со скоростями Vp2, Vs2 соот-
ветственно (рис. 4.15). Волны, сменившие свой тип после отражения или
преломления на границе раздела, называются обменными. С физической
точки зрения смена типа волны означает смену направления колебаний
частиц среды. Угол отражения и преломления в случае обмена будет опре-
деляться обобщенным законом Снеллиуса:
since since sinoen sinoec
____Pl _____________P2 _____s2 /4 5)
V V Vn V'
Pl 51 P2 s2
ГЛАВА 4. Сейсмические волны и их кинематические характеристики
РИС. 4.15. Преломление
и отражение падающей
продольной волны в слу-
чае обмена на границе
раздела двух сред со ско-
ростями Vpv l/s1 в первой
среде и l/p2, l/s2 во второй
(по Г.Н. Боганик,
И.И. Гурвич, 2006)
Углы отражения и преломления S'-волн aS] и cci2 будут всегда меньше углов
отражения и преломления P-волн а и ар^. а^< apj , aS2<aP2 •
Годограф отраженной волны ОПВ. Для вывода годографа отраженной
волны общего пункта возбуждения рассмотрим двухслойную среду с го-
ризонтальной границей раздела. Источник сейсмических волн и пункты
приема разместим на поверхности земли. Пусть выполняется необходи-
мое условие образования отраженной волны на границе раздела на глуби-
не h: rtpt Ф И2р2 (рис. 4.12). Луч падающей из т. А волны отразится от гра-
ницы в т. В и выйдет на поверхность в т. С с известной координатой Х]. Бу-
дем рассматривать ситуацию без обмена. Тогда легко заметить, что общее
время пробега волны t(x) от т. А до т. С есть сумма времен пробега волны
и t2 вдоль отрезков АВ и ВС: /(х) = /, + /2. Поскольку угол падения волны
равен углу отражения и отражающая граница горизонтальна, то прямоу-
гольные треугольники ABD и DBC равны. Из этих треугольников найдем
равные отрезки АВ и ВС:
/
AB = BC=.— + h2 .
V 4
Тогда
2 lx2 1 /-------
t(x) = — А—+ h2 =—jx2 +4h2 .
Vt N 4 И,
Годограф отраженной волны ОПВ, таким образом, является гиперболой ви-
да (рис. 4.16):
Z(x) =—>/х2 +4А2 . (4.6)
И
РИС. 4.16. Лучевые
траектории (показаны
стрелками) и годограф
ОПВ отраженной волны
для горизонтальной
границы раздела
61
А.П. Ермаков
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
Из формулы (4.6) следует, что годограф отраженной волны в случае гори-
зонтальной границы симметричен относительно пункта возбуждения с
координатой х = 0. Для этой координаты:
/(О) = /о=^ ,
что соответствует времени пробега отраженной волны от источника до со-
вмещенного с ним приемника по нормали к границе.
При х —> в формуле (4.6) можно положить х » h и тогда
^±17 •
Т.е. годограф отраженной волны обладает асимптотой, которой является
годограф прямой волны (4.1). Это означает, в частности, что время прихо-
да отраженной волны в любую точку сейсмического профиля всегда больше
времени прихода в эту точку прямой волны.
Минимум функции (4.6) найдем, приравняв производную t\x) к нулю:
/'(х) = ——, Л — — 0 х=0.
V.Jx^
Таким образом, минимум годографа отраженной волны находится в точ-
ке с абсциссой х = 0. В случае наклонной границы годограф отраженной
волны имеет несколько более сложный вид:
Г(х) =—-^4/z2 +х2 +4/!xsin$ , (4.7)
где <р — угол наколона границы к линии наблюдения. Вывод данной фор-
мулы можно найти в многочисленных пособиях и учебниках по сейсмо-
разведке, например, в работе Е.Б. Терентьевой, 2010.
Если в случае горизонтальной отражающей границы проекция точки
отражения на поверхность наблюдения находится посередине между па-
рой источник—приемник, то нахождение точки отражения на наклонной
границе сводится к построению мнимого источника (рис. 4.17). Искомая
точка будет находится на пересечении отражающей границы и линии, со-
единяющей мнимый источник и приемник.
Найдем точку минимума годографа отраженной волны ОПВ в случае
наклонной границы. Для этого продифференцируем (4.7):
,, „ 1 2x + 4ftsin(p
t'(х) =---. - — -- 0 .
2Е, + х2 +4hx sin<))
Это равенство будет выполняться при х = —2/?sin<p. Таким образом мини-
мум годографа отраженной волны ОПВ в случае наклонной границы сме-
шается в сторону ее восстания (рис. 4.18).
На рис. 4.19 представлена полевая сейсмограмма ОПВ. Пункт возбуж-
дения находился на первом канале. На времени t0= 850 мс отчетливо про-
слеживается ось синфазности отраженной волны.
В зависимости от рельефа отражающей границы форма годографа
отраженной волны может существенно отличаться от гиперболической.
62
ГЛАВА 4. Сейсмические волны и их кинематические характеристики
РИС. 4.17. К определе-
нию точки отражения для
наклонной границы
РИС. 4.18. Лучевые
траектории(показаны
стрелками) и годограф
отраженной волны ОПВ
для наклонной границы
раздела
Одним из определяющих моментов здесь играет радиус кривизны р гра-
ницы. Если он значительно превышает глубину залегания границы р » h,
то годограф отраженной волны может быть хорошо аппроксимирован ги-
перболой (рис. 4.20, а). При увеличении р на годографе отраженной вол-
ны могут наблюдаться разнообразные особенности — петли. В специфи-
ческом случае, когда источник располагается в фокусе отражающей гра-
ницы параболической формы, годограф отраженной волны вырождается
в прямую линию (рис. 4.20, б). Если источник находится в центре окруж-
ности, представляющей элемент отражающей границы, то лучи отражен-
ных волн фокусируются в одной точке, т.е. годографом отраженной вол-
ны также является точка (рис. 4.20, в).
63
Д.П. Ермаков_____________
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
РИС. 4.19. Отраженная
волна на сейсмограмме
ОПВ на времени t0= 850 мс
(показана пунктиром)
РИС. 4.20. Годографы
ОПВ волн, отраженных от
криволинейных границ:
а — выпуклая граница;
б — вогнутая граница,
образующая петлю
годографа;
в — параболическая
граница (по Г.Н. Гурвич,
И.И. Боганик, 2006)
Головная волна и ее годограф ОПВ. Выше было показано, что угол пре-
ломления у падающей сейсмической волны на границу раздела двух сред
с разными акустическими свойствами определяется законом Снеллиуса
(4.4). Исходя из этой формулы, следует, что существует угол падения, при
котором угол преломления достигает своего предельного значения у= п/2.
64
ГЛАВА 4. Сейсмические волны и их кинематические характеристики
РИС. 4.21. К понятию
головной волны.
Стрелками показаны
лучевые траектории пада-
ющей и головной волн
В этом случае формула (4.4) примет вид:
V.
sina = —. (4.8)
^2
Для угла преломления у = тг/2 преломленная волна будет распространять-
ся во втором слое вдоль его кровли со скоростью V2 (рис. 4.21). Угол паде-
ния сейсмической волны, при котором преломленная волна распростра-
няется вдоль границы раздела двух сред, называется критическим (обыч-
но обозначается I), а сама преломленная волна — головной. Точка границы
раздела (т. Б), где образуется головная волна, называется критической точ-
кой. Важно отметить, что образование головной волны может происходить
только при условии < V2. Иначе, в формуле (4.8) sina > 1 . Скорость, с
которой головная волна распространяется вдоль границы раздела в под-
стилающем слое, называется граничной Угр. Для образования головной
волны не имеет значения соотношение плотностей пород в средах.
Таким образом, среди множества лучей падающей волны на границу раз-
дела двух сред со скоростями У}< У2может существовать луч, падающий под
критическим углом sinz = VJV2, с образованием головной волны, распростра-
няющейся вдоль границы раздела сред с граничной скоростью Угр .
Поскольку Vx < V2, то головная волна, распространяющаяся со скоро-
стью К2, опережает отраженную волну, имеющую скорость И,, что приво-
дит к отрыву в критической точке фронта головной волны от фронтов па-
дающей и отраженной волн. Этот отрыв увеличивается по мере удаления
от критической точки. Каждая точка поверхности раздела согласно прин-
ципу Гюйгенса будет являться фиктивным источником вторичных сфери-
ческих колебаний, радиусы фронтов которых будут тем больше, чем бли-
же находится фиктивный источник к критической точке В. Тогда в по-
крывающем слое огибающей фронтов в разные моменты времени будет
семейство параллельных прямых, наклон которых определяется соотно-
шением скорости падающей волны к скорости головной волны. Лучи го-
ловной волны прямолинейны в виду постоянства скорости в покрываю-
щем слое и перпендикулярны фронту. Угол выхода лучей головной волны
будет постоянен в случае отсутствия обмена и равен углу падения — кри-
тическому углу i.
Таким образом, головная волна проходит часть пути со скоростью Vx
в покрывающем слое (отрезки АВ и £>£) и часть пути по кровле подстила-
ющего слоя со скоростью V2 (V ) (отрезок BD).
65
А.П. Ермаков
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
РИС. 4.22. Простран-
ственное изображение
фронта головной волны
с источником падающей
волны в т. Л.
Стрелками показаны лучи
головной волны: сплош-
ными — в плоскости про-
филя Р, пунктирными —
в плоскости границы
раздела R. Плоскость Q
соответствует поверхно-
сти земли
В пространстве фронтом головной волны будет являться усеченный
конус с большим основанием на границе раздела и с меньшим на поверх-
ности наблюдения (рис. 4.22). Ось конуса совпадает с нормалью, опущен-
ной из источника возбуждения сейсмической волны (т. А) на границу раз-
дела (плоскость R).
Для вывода годографа головной волны ОПВ рассмотрим простейший
случай для горизонтальной границы раздела (рис. 4.23). Пусть на глуби-
не h существует граница раздела двух сред, причем скорость распростра-
нения сейсмической волны в покрывающем слое меньше скорости рас-
пространения волны в подстилающем слое: Vx < V2. На границу раздела
из источника возмущения в т. А со скоростью Vx на границу раздела па-
дает сейсмическая волна под критическим углом i. В т. В будет образовы-
ваться головная волна, распространяющаяся вдоль границы раздела со
РИС. 4.23. Лучевые
траектории(показаны
стрелками) и годограф
головной волны ОПВ для
горизонтальной границы
раздела
66
ГЛАВА 4. Сейсмические волны и их кинематические характеристики
скоростью V2. Рассмотрим произвольный луч головной волны, распро-
страняющийся по траектории ABCD, где т. D — точка выхода этого луча на
поверхность наблюдения.
Общее время пробега /(х) головной волны по траектории ABCD:
/(х) = tAB+tBC+tCD- = CD = cosz • ВС=AD - 2/ztgz - х - 2/ztgz.
Следовательно,
, ч . 2АВ ВС 2h x-2htgi 2h х 2htgi
t(x) = tAB+tBC+tCD=-—+—= -----; + 6 = -----: +—- —.
F] r2 F] cosz V2 cosz V2 V2
Учитывая, что sinz' = Vx/V2 , выразим V2= FJ/sinz'. Тогда, выразив тангенс
через синус и косинус, получим:
2h xsinz 2h sin2 z _ 2/z(l - sin2 z) x sin i
/(х) = . ,
К] cosz' Р] Р] cost И] cosz И]
В итоге получим формулу годографа головной волны ОПВ:
. . 2/zcosz xsinz'
Г(х) =
(4-9)
Графиком функции годографа головной волны является прямая с
угловым коэффициентом
sinz'_ 1
и поднятой по оси t на величину
, 2/zcosz
'(О) = 'о = —-
Время t'o — есть пересечение графика функции головной волны и оси t.
Граничная скорость головной волны определяет наклон ее годографа:
чем больше скорость, тем больше годограф головной волны «прижима-
ется» к оси х.
Начальной точкой годографа головной волны будет хн= 2/ztgz. Луч го-
ловной волны, выходящий на поверхность наблюдения в этой точке со-
впадает с лучом отраженной волны. Таким образом годографы отражен-
ной и головной волн имеют общую точку с координатами:
, 2/z
хи= 2/ztgz и tH = ----
Vt cosz
За счет более высокой скорости распространения вдоль кровли под-
стилающего слоя головная волна опережает отраженную и прямую вол-
ну и на сейсмограммах регистрируется в первых вступлениях. Координату
точки пересечения годографов прямой и головной волн легко найти, при-
равняв их:
2/zcosz xsinz х
(4.10)
67
А.П. Ермаков_____________
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
РИС. 4.24. Несимметрич-
ность левых и правых
ветвей годографов
головных волн в случае
наклонной преломляю-
щей границы
Отсюда
2Acosz 2/zcosz
'п-в~ 1-sinz ’ Я “ Г] (1-sin г).
(4.П)
Важно отметить, что время /0 головной волны и отраженной для одной
и той же границы будет разным, причем /'одля головной волны всегда
меньше, чем t0 для отраженной:
2/zcosz 2h
-------< — соответственно.
В случае наклонной границы формула годографа головной волны
имеет следующий вид:
/(%) =
2/zcosz xsin(z±<p)
(4-12)
где <р — угол наклона границы к линии наблюдения. Знак «+» берется в
случае падения границы в сторону от источника к приемнику, а знак «-»
при падении границы в сторону от приемника к источнику. Вывод форму-
лы (4.12) можно найти в многочисленных пособиях и учебниках по сейс-
моразведке, например, в работе Е.Б. Терентьевой, 2010. Поскольку угол ip
является аргументом синуса, то графиком функции годографа головной
волны в случае наклонной границы также является прямая. Для негори-
зонтальной преломляющей границы правые и левые ветви годографов
68
ГЛАВА 4. Сейсмические волны и их кинематические характеристики
РИС. 4.25. Лучевые
схемы и годографы
монотипных головных
волн для преломляющих
границ, имеющих
кривизну.
а — слабо вогнутых;
б — сильно вогнутых;
в — выпуклых
(по Бондарев В. 1/1., 2003)
РИС. 4.26. Сейсмограмма ОПВ. В первых вступлениях показана головная волна
с кажущейся скоростью 1,1 км/с
головных волн будут не симметричны относительно вертикальной оси,
проходящей через пункт возбуждения. Причем кажущаяся скорость (на-
клон годографа к оси абсцисс) по восстанию границы будет всегда боль-
ше, чем кажущаяся скорость (наклон годографа к оси абсцисс) по паде-
нию границы (рис. 4.24).
Форма годографа головной волны зависит от рельефа границы. На
рис. 4.25 представлены лучевые схемы и годографы монотипных (случай
отсутствия обмена на границе) головных волн для криволинейных гра-
ниц. Из приведенного рисунка видно, что годографы головных волн от
криволинейных границ могут быть не прямолинейны, иметь как вогну-
тую, так и выпуклую форму. Более того, в случае сильно вогнутых гра-
ниц, когда радиус кривизны границы соизмерим с глубиной ее залега-
ния, на годографах головных волн могут наблюдаться так называемые
«петли». Очевидно, такие ситуации могут приводить к ошибкам при ин-
терпретации волновой картины на сейсмических записях. В таких слу-
чаях необходим анализ годографов первых вступлений преломленных
волн, полученных с разных пунктов возбуждения при фиксированном
положении приемной линии.
На рис. 4.26 представлен пример полевой сейсмограммы ОПВ, где в
первых вступлениях наблюдается головная волна.
69
А.П. Ермаков_____________
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
4.4. КРАТНЫЕ ОТРАЖЕННЫЕ ВОЛНЫ
И ИХ ГОДОГРАФ ОПВ
При распространении сейсмической волны ее энергия постоянно
уменьшается. Здесь сказывается сферическое расхождение фронта волны,
рассеивание на неоднородностях среды, внутреннее трение слагающих ее
частиц. В частности, энергия падающей на границу волны после взаимо-
действия с ней расходуется на образование преломленной и отраженной
волн. В реальных средах существуют границы, разделяющие слои, кото-
рые сильно отличаются по акустическим свойствам. Такие границы на-
зываются контрастными. В качестве примера можно привести границы
вода—дно и вода—воздух (сейсморазведка на акваториях). Сейсмическая
волна на таких границах может претерпевать несколько актов отражения,
не затухая при этом долгое время. Отраженные волны, претерпевшие не-
сколько актов отражения от одной границы, называются многократными
или просто кратными. Например, на рис. 4.27 волна, прошедшая по пу-
ти 1—2—3—4—5, будет называться двукратно отраженной волной (два акта
отражения от границы на глубине й), а по пути 1—2—3—4—5—6—7 — трех-
кратно отраженной волной (три акта отражения от границы на глубине И).
Годограф и-кратной волны легко вычислить, достроив фиктивные грани-
цы, как показано на рис. 4.27. Полагая координату х выхода и-кратной
волны переменной, а глубину фиктивной границы 2h для двукратно
РИС. 4.27. Лучевые
траектории (показаны
стрелками) и годографы
кратных волн для одной
горизонтальной границы
раздела
70
ГЛАВА 4. Сейсмические волны и их кинематические характеристики
отраженной волны, Зй для трехкратно отраженной волны и т. д., легко по-
лучить формулу годографа п-кратной волны ОПВ:
I _________ ГТг
t„(x)=—+(2йл)2 = Нт+'ои2 , (4.13)
Fi V
здесь И] — скорость распространения отраженной волны.
Как видно, годографом кратной волны будет гипербола с минимумом
в точке х = 0. Время tOn в этой точке будет:
/ ч 2йл
/ (х)---- .
ои' ' у
То есть время ТОг/ будет превосходить время t0 для однократно отраженной
волны в п раз. Этот признак является основным при идентификации крат-
ных волн на сейсмограммах.
Общей асимптотой (х —> <») годографов кратных волн будет годограф
прямой волны, распространяющейся со скоростью l^: tac(x) = +(x/Vl).
Кратные волны в сейсморазведке являются волнами-помехами. Они
не несут в себе полезную информацию о глубинном строении среды, при
этом, их можно ошибочно принять за однократные отражения от глубо-
ких границ.
4.5. ОТРАЖЕННЫЕ И ГОЛОВНЫЕ ВОЛНЫ
В МНОГОСЛОЙНОЙ СРЕДЕ
Реальная геологическая среда всегда состоит из большого числа геоло-
гических слоев, каждый из которых, как правило, может являться сейсми-
ческим слоем. Тогда на кровле и подошве каждого сейсмического слоя сейс-
мические волны могут испытывать процессы преломления и отражения.
Наиболее простой моделью среды, которая достаточно хорошо мо-
жет описывать геологическую среду с небольшими углами наклона слоев
(10—15°), является горизонтально-слоистая среда (например, разрез оса-
дочного чехла Западной Сибири).
Годограф отраженной волны ОПВ для многослойной среды (Т.Н. Гурвич,
И.И. Боганик, 2006). Рассмотрим модель геологической среды, содержа-
щую (т + 1) слоев И^, W\, W2, ..., Wm с горизонтальными отражающими
границами /?(, /?2,..., Rm и поверхностью наблюдения /?0. Мощность слоев
положим й0, йр ..., hinскорость в пределах каждого сейсмического слоя
постоянна и равна Ио, Vm_р Vm соответственно. Пусть из источни-
ка в т. S на поверхности наблюдения в нижнее полупространство распро-
страняется сейсмическая волна (рис. 4.28).
Пусть углы падающей или отраженной волны на границах раздела
горизонтально-слоистой среды а0, аи ..., ат_г Они связаны между собой
законом Снеллиуса:
sina0 since! sinam _t
—v v ’
r0 *1 rm-l
71
А.П. Ермаков
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
РИС. 4.28. Годограф ОПВ
и лучевые траектории
отраженной волны
в многослойной среде
(по Г.Н. Гурвич,
И.И. Боганик, 2006)
С помощью этих соотношений можно определить годограф отраженной
волны от границы между слоями и Wm в параметрической форме:
t
т
т-\ L w-1
;у____Л____= 2У
1=0 V,COS ОС ,=о
т
/и—I т—1
=2yA,.tga,.=2£
1=0 i=0
И.
I
sin2«0
V * *о
V.
Л,7Г81п«о
Fo__________
V ’
I-(-^)2sin2a0
*0
(4-14)
Время распространения отраженной волны от границы между слоя-
ми Wm ! и Wm по нормали будет выражаться формулой:
m-l Ь
(4.15)
1=0 vi
Если длина годографа отраженной волны (интервал регистрации на
профиле наблюдения) значительно меньше глубины до отражающей гра-
ницы, то годограф для многослойной среды внешне сходен с годографом от-
раженной волны от горизонтальной границы раздела с однородной покрыва-
ющей толщей и может быть удовлетворительно аппроксимирован гипербо-
лой с минимумом в точке х — 0.
На больших удалениях от источника возмущения (х —> °°) годограф
отраженной волны асимптотически приближается к прямой, соответству-
ющей самой большой скорости Vmax в покрывающих отражающую грани-
цу слоях: tac(x) = ±(х/Ип1ах) (рис. 4.29). Поскольку большую часть пути от-
раженная волна будет проходить в слое с самой высокой скоростью, то на
72
ГЛАВА 4. Сейсмические волны и их кинематические характеристики
РИС. 4.29. Лучи и годо-
графы отраженных волн
в многослойной среде на
больших удалениях
от пункта возбуждения
(по Г.Н. Гурвич,
И.И. Боганик, 2006).
Годографы Г.,, Г2, Г3
соответствуют отражаю-
щим границам /?1, /?2, /?3
больших удалениях форма годографа будет почти прямолинейна. Учиты-
вая разную асимптотику годографов волн, отраженных от границ на раз-
ных глубинах, то, вообще говоря, на больших удалениях они могут пересе-
каться даже при согласном залегании границ. Однако, в реальности такая
ситуация наблюдается редко, поскольку регистрация отраженных волн при
полевых наблюдениях осуществляется, как правило, вблизи источника.
Как и в случае одной наклонной границы раздела, минимумы годо-
графов отраженных волн в многослойной среде смещены относительно
координаты пункта возбуждения по восстанию границы. При этом они
не обладают вертикальной осью симметрии.
На рис. 4.30 представлена полевая сейсмограмма ОПВ, на которой хо-
рошо видны гиперболы отраженных волн.
Годограф головной волны ОПВ для многослойной среды (Г.Н. Гурвич,
И.И. Боганик, 2006). В многослойной горизонтально-слоистой среде на
границах раздела, где скорость увеличивается скачком, могут образовы-
ваться головные волны.
Рассмотрим модель геологической среды, содержащую (т + 1) сло-
ев Wo, W\, W2, ..., Wm с горизонтальными преломляющими границами
Ар R2, ..., Rm и поверхностью наблюдения Ro. Мощность слоев положим
й0, Лр ..., скорость в пределах каждого сейсмического слоя постоян-
на и равна Ио, Ир ..., Ит1, Ит соответственно. Причем скорость в каждом
подстилающем слое больше скорости в покрывающем. Пусть из источни-
ка в т. У на поверхности наблюдения в нижнее полупространство распро-
страняется сейсмическая волна (рис. 4.31).
Уравнение годографа ОПВ головной волны в многослойной среде с
горизонтальными границами раздела имеет следующий вид:
cos а, х
t (Х) = 2У ---'^l+2L
т По V, V
/ т
(4.16)
где а1т — угол с вертикалью в l-м (I < т) слое луча, который падает на слой
IVпод критическим углом sin/m= Vm_JVm. Координаты начальной точки
при этом:
т-\ zw-l
= = 2X —J-~
i=o 1=or. cosa
(4-17)
73
А.П. Ермаков_____________
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
РИС. 4.30. Отраженные
волны в многослойной
среде на сейсмограмме
ОПВ
РИС. 4.31. Годограф ОПВ
и лучевые траектории
головной волны
в многослойной среде
(по Г.Н. Гурвич,
И.И. Боганик, 2006).
Гпрм— годограф прямой
волны. Гл и Гт — годогра-
фы головных волн,
преломленных от границ
и Rm соответственно
74
ГЛАВА 4. Сейсмические волны и их кинематические характеристики
РИС. 4.32. Изломы
на годографе первых
вступлений (показаны
стрелками) на сейсмо-
грамме ОПВ
Поскольку скорость на каждой границе раздела увеличивается скач-
ком, то при падении сейсмической волны на границу раздела двух сосед-
них слоев под критическим углом будет образовываться головная волна,
распространяющаяся вдоль их границы раздела.
Очевидно, за счет большей скорости распространения головная вол-
на, преломленная от более глубокой границы Rm, будет опережать осталь-
ные головные волны, преломленные от границ /?2,..., Rm ,, и выходить
на некотором удалении от пункта возбуждения в первые вступления.
Годографы головных волн, преломленных на различных границах раз-
дела будут образовывать годограф первых вступлений. Поскольку наклон
каждого годографа головной волны определяется скоростью распростра-
нения волн, то годограф первых вступлений будет представлять собой ло-
манную. Количество узлов ломанной — изломов годографа, будет соответ-
ствовать количеству преломляющих границ в геологическом разрезе. Напри-
мер, для двух преломляющих границ, разделяющих три слоя, на каждой из
которых может образоваться головная волна, на годографе первых всту-
плений будет два излома.
На рис. 4.32 представлена полевая сейсмограмма ОПВ, на кото-
рой хорошо видны первые вступления головных волн. Визуально мож-
но уверенно выделить два излома, что соответствует двум преломляю-
щим границам. Сейсмограмма визуализирована способом переменной
плотности, когда плотность потемнения пропорциональна амплитуде:
абсолютно белый цвет соответствует минимальной отрицательной ам-
плитуде, абсолютно черный цвет соответствует максимальной положи-
тельной амплитуде.
75
А.П. Ермаков_____________
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
4.6. РЕФРАГИРОВАННАЯ ВОЛНА
В ГРАДИЕНТНОЙ СРЕДЕ
И ЕЕ ГОДОГРАФ ОПВ
До сих пор мы рассматривали двухслойную среду с постоянными ско-
ростями распространения сейсмических волн. Во многих реальных средах
скорость представляет собой функцию, постепенно возрастающую с глу-
биной, т.е. существует положительный градиент скорости:
dV
gradV = — .
aZ
Пусть функция скорости монотонно возрастает с глубиной, непре-
рывна и дифференцируема: V= V(z), т.е. среда без границ раздела. Рассмо-
трим такую среду как предельный случай горизонтально-слоистой среды,
где мощность слоев стремится к нулю, а скорость в пределах элементар-
ного слоя можно считать постоянной.
Пусть из источника возмущения в среду распространяется сейсмиче-
ская волна (рис. 4.33). Тогда, согласно закону преломления, сейсмическая
волна будет преломляться на каждой границе раздела элементарных сло-
ев. Причем, учитывая, что скорость на границах возрастает, угол прелом-
ления всегда будет больше угла падения.
На некоторой границе между слоями со скоростями Уп < Уп+1 возмож-
но существование критического угла:
V
sin/ = —— .
^+1
В т. В луч преломленной волны начнет возвращаться к поверхности (т. Q.
Точка В называется точкой максимального проникновения луча преломлен-
ной волны. Согласно закону Снеллиуса, траектория восходящего луча пре-
ломленной волны будет симметрична траектории падающего луча. Ито-
говая траектория луча преломленной волны будет ломанная с особыми
РИС. 4.33. Рефрагиро-
ванная волна, как
предельный случай
преломленной вол-
ны в горизонтально-
слоистой среде
76
ГЛАВА 4. Сейсмические волны и их кинематические характеристики
РИС. 4.34. Лучевые
траектории (показа-
ны стрелками) и годо-
граф рефрагированной
волны ОПВ (а) для гра-
диентной среды с линей-
ным нарастанием скоро-
сти с глубиной (б)
точками: т. А — точка входа луча сейсмической волны, т. В — точка макси-
мального проникновения, т. С — точка выхода луча. При достаточно ма-
лой мощности (Л, —> 0) слоев такой ломаный луч будет достаточно точно
соответствовать лучу реальной сейсмической волны.
Если теперь снова вернуться к градиентной среде, то получим выпу-
клую вниз кривую, являющуюся огибающей ломанной. Эта кривая будет
являться траекторией луча преломленной волны, которая называетсяреф-
рагированной волной.
Таким образом, в градиентных средах распространяются рефрагирован-
ные волны с точкой максимального проникновения, где существует крити-
ческий угол. Поскольку рефрагированная волна распространяется в сре-
де, где скорость является функцией глубины V= V(z), то годограф рефра-
гированной волны ОПВ в случае возрастания скорости с глубиной имеет
вид кривой выпуклой вверх (рис. 4.34). Произвольный характер измене-
ния скорости с глубиной приводит к появлению на годографах рефрагиро-
ванных волн разнообразных особенностей: «петель», изломов (точек пере-
гиба годографов), зон отсутствия волны и др. За счет того, что лучи рефра-
гированной волны проникают на большую глубину, а скорость с глубиной
возрастает, то рефрагированные волны на сейсмограммах ОПВ находят-
ся в первых вступлениях.
В случае наличия в среде отрицательного градиента скорости (ско-
рость с глубиной уменьшается) угол преломления в каждой точке геоло-
гической среды согласно закону Снеллиуса оказывается меньше угла па-
дения луча в эту точку. Это приводит к изменению знака кривизны луча
рефрагированной волны, и луч обрашен выпуклостью вверх. В этом слу-
чае, который называют инверсией скорости, лучи с глубиной становятся
почти вертикальными и рефрагированная волна не возвращается к по-
верхности наблюдения.
На каждой границе раздела бесконечно тонких слоев градиентной
среды (рис. 4.33), где скорость можно считать постоянной и возрастаю-
щей с глубиной, выполняется закон Снеллиуса:
77
А.П. Ермаков
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
sin/ 1 1
----=-----= - — = const.
V---V-----V
л г п+1 г
since, sina2 sina(
“V=_^r="’='T“
Параметр лучар = 1/И*, таким образом, оказывается постоянным в каж-
дой точке луча рефрагированной волны и меняется при переходе от лу-
ча к лучу. Обозначим скорость в точке максимального проникновения на
глубине zmax отдельного луча рефрагированной волны V(zmax)- Тогда пара-
метр луча:
sing(a = _l_ = _l_=_ 1
К(г) И' Г„, Г(гт„)
Годограф рефрагированной волны для произвольного скоростного зако-
на изменения скорости с глубиной z имеет параметрический вид (Терентье-
ва Е.Б., 2010):
, . /Т pV(z)dz
x(z,p)=2 I . ,
о yjl-p2V2(z) (4.19)
гтах ,/7
t(z,p)=2 J -----
0 y(z)yll-P2V2(z)
где zmax — глубина максимального проникновения луча рефрагированной
волны, V(z) — произвольный скоростной закон изменения скорости с глу-
биной, р — параметр луча.
Заменяя в формулах (4.19) р = 1 /V(zmax), получим уравнение годогра-
фа рефрагированной волны относительно параметра zmax'
zmax
J
V($dz
____dz__
ЧЧЧ
V v^max'
(4.20)
Изменение скорости с глубиной в реальных геологических средах мо-
жет происходить произвольным образом. Однако в реальности большин-
ство геологических сред может быть описано следующими скоростными
законами (Облогина Т.И., 1968):
K(z) = r0(l+zP),
И(г) = И0717^,
(4.21)
V(z) = VQe^.
Здесь Ио — начальная скорость на поверхности земли, Р — коэффици-
ент нарастания скорости с глубиной. Для сред с известным скоростным
78
ГЛАВА 4. Сейсмические волны и их кинематические характеристики
законом можно получить выражение годографа рефрагированной волны
в явном виде.
Рассмотрим простейший и при этом часто встречающийся в реальных
средах случай линейного изменения скорости с глубиной: И(г) = Ко( 1 + z0).
Для этого закона получим выражение годографа рефрагированной волны
в явном виде.
Подставляя И(г) = Ио(1 + z₽) в формулы (4.20), получим:
гтах
х = 2 J
о
И0(1+де?
^о(1+гтах{3)
L ( ^(l+zP)
V Ч(1+гтах₽)
Г (1+ДОг
' 7<Чгт„())г Ч1 + г₽)!
=|7<l + zm.K₽)2-l.
Аналогично
f = Гй arCShJ(1 + ^ax₽)2-1 ’
КоР
Учитывая, что
получим окончательное выражение лпя уравнения годографарефрагирован-
ной волны для линейного скоростного закона в явном виде-.
2
<M=V
*о
,х0
arcsh— .
2
(4-22)
КОНТРОЛЬНЫЕ ВОПРОСЫ
1. Что называется годографом сейсмической волны?
2. Что представляет собой сейсмическая трасса?
3. Как называется совокупность сейсмических трасс, записанных
пунктами приема от одного источника сейсмических волн?
4. Дайте определение прямой волны, какой вид имеет ее годограф?
5. Как соотносятся истинная скорость распространения прямой волны
и скорость, определенная по ее годографу?
6. Какие волны называются поверхностными? Как выглядит годограф
поверхностной волны?
7. Всегда ли скорость распространения поверхностной волны меньше
скорости распространения поперечной волны?
8. От какого параметра среды зависит эффективная глубина проникно-
вения поверхностной волны?
79
А.П. Ермаков
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ 9. Как уменьшается амплитуда поверхностной волны с удалением от источника? 10. Когда образуются дифрагированные волны? Графиком какой функции является годограф ОПВ дифрагированной волны? Чему соответствует минимум годографа дифрагированной волны? 11. В чем заключается обобщенный закон Снеллиуса? Какая сейсмиче- ская волна называется отраженной, преломленной? 12. Какой функцией описывается годограф ОПВ отраженной волны для одной горизонтальной границы раздела? 13. Как смещается минимум годографа отраженной волны в случае наклонной отражающей границы? 14. Какой угол называется критическим? Какая сейсмическая волна называется головной? 15. Какой функцией описывается годограф ОПВ головной волны для одной горизонтальной границы раздела? 16. Дайте определение многократно отраженных волн. Как выглядит их годограф ОПВ? 17. Какой вид имеют годографы ОПВ отраженных и головных волн в многослойных средах? 18. Какая волна называется рефрагированной? В каких средах образуются рефрагированные волны? Какой вид имеет годограф ОПВ рефрагированной волны? 19. Дайте понятие параметра луча. 20. Какие волны регистрируются в первых вступлениях на сейсмограм- мах ОПВ?
80
ГЛАВА 5. Метод
преломленных волн
В основе метода преломленных волн (МПВ) сейсморазведки лежит
регистрация с помощью специальной аппаратуры и технических средств
на поверхности земли волн, пришедших в первых вступлениях. Посколь-
ку время прихода волн напрямую зависит от скорости их распростране-
ния в земле, то, анализируя годографы первых вступлений преломлен-
ных волн, можно судить о распределении скорости в геологической сре-
де. Использование различных способов интерпретации преломленных
волн позволяет также определять глубину залегания и форму преломля-
ющих границ.
Среди задач, которые успешно решает сейсморазведка методом пре-
ломленных волн можно, выделить следующие:
• определение положения уровня грунтовых вод (УГВ);
• картирование кровли многолетнемерзлых пород (ММП);
• определение мощности рыхлых отложений, залегающих
на твердом основании;
• определение глубины залегания и формы зеркала скольжения
оползней;
• решение задач, связанных с карстовой или суффозионной опас-
ностью;
• картирование кристаллического фундамента;
• изучение глубинного строения земной коры и мантии.
В зависимости от геологической среды, а точнее характера распреде-
ления скорости сейсмических волн, в первых вступлениях могут быть за-
регистрированы головные или рефрагированные волны. В случае реги-
страции в первых вступлениях головных волн, реальная геологическая
среда может быть аппроксимирована горизонтально-слоистой средой с
постоянными значениями скорости в пределах каждого сейсмическо-
го слоя с возрастанием скорости от слоя к слою. В случае регистрации в
первых вступлениях рефрагированной волны, среда рассматривается как
вертикально-неоднородная (градиентная).
Конечно, реальная среда не всегда может быть строго разделена
на горизонтально-слоистую или градиентную. В реальности могут су-
ществовать смешанные типы сред, когда в разрезе присутствуют как
81
А.П. Ермаков
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
однородные слои с постоянной скоростью, так и слои с градиентом ско-
рости. В этом случае в первых вступлениях регистрируются так называе-
мые преломленно-рефрагированные волны. В рамках данного пособия будут
рассмотрены только два самых распространенных случая: регистрация в
первых вступлениях головных волн и регистрация в первых вступлениях
рефрагированных волн.
Среди способов интерпретации годографов первых вступлений пре-
ломленных волн рассмотрим наиболее известные способы «Го» для интер-
претации головных волн и Чибисова для интерпретации рефрагирован-
ных волн.
Для определения природы волн, пришедших в первых вступлениях,
необходимо наличие двух годографов с двух пунктов возбуждения: один
пункт возбуждения на конце приемной линии, другой на некотором рас-
стоянии от него вне приемной линии {выносной пункт возбуждения). При
этом первый годограф будет называться прямым или нагоняемым, а второй,
с выносного пункта возбуждения, — нагоняющим.
5.1. ОПРЕДЕЛЕНИЕ ПРИРОДЫ ВОЛН,
ПРИШЕДШИХ В ПЕРВЫХ ВСТУПЛЕНИЯХ.
ВЫБОР МОДЕЛИ ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ
СРЕДЫ
Рассмотрим ситуацию, когда после возбуждения на двух пунктах воз-
буждения получены два годографа: прямой и нагоняющий.
В случае если реальная среда может быть аппроксимирована
горизонтально-слоистой моделью с постоянными скоростями в преде-
лах слоев и возрастанием скорости скачком на границах раздела, то в
первых вступлениях на сейсмических записях может наблюдаться голов-
ная волна от некоторой преломляющей границы на глубине h. Траекто-
рии лучей головных волн для этой ситуации от разных пунктов возбуж-
дения показаны на рис. 5.1, а. Очевидно, что годограф первых вступле-
ний /2 преломленных волн для ПВ в начале приемной линии (т. Q будет
состоять из участка прямой волны и участка, где головная волна прихо-
дит раньше других волн.
Для выносного ПВ (т. А), как показано на рис. 5.1, а прямая волна в
пределах приемной линии регистрироваться не будет. Т.е. в случае, если
выносной ПВ расположен на достаточном удалений от т. С, то в первых
вступлениях будет регистрироваться только головная волна, которая об-
разовалась в т. В на преломляющей границе (годограф t}).
Поскольку скорость распространения головных волн для выносного
П В в т. А и для П В в т. С одинакова и равна скорости в подстилающем слое,
то наклон участков годографов, соответствующих головным волнам, бу-
дет одинаковым. Следовательно, они будут параллельны.
Таким образом, в случае горизонтально-слоистой среды в первых всту-
плениях могут регистрироваться головные волны, причем нагоняющий и на-
гоняемый t2 годографы будут параллельны.
82
ГЛАВА 5. Метод преломленных волн
РИС. 5.1. Прямой^и на-
гоняющий t, годографы
(а) головных волн и (б)
рефрагированных волн.
Тонкими сплошными
линиями под осью абс-
цисс показаны траекто-
рии сейсмических лучей.
Пунктиром показаны
участки годографов вне
линии приема (область
отсутствия регистрации)
РИС. 5.2. Вид нагоняю-
щего и нагоняемого t?
годографов первых всту-
плений (а) и их разности
Af = Ц -12 (б) в градиент-
ных средах
Если же реальная среда аппроксимируется градиентной средой, когда
скорость с глубиной возрастает по некоторому закону (рис. 5.1, б), в пер-
вых вступлениях будут регистрироваться рефрагированные волны. При
этом глубина проникновения лучей рефрагированных волн будет зави-
сеть от расстояния источник—приемник (удаления): чем больше расстоя-
ние источник—приемник, тем больше глубина проникновения лучей. Тог-
да с увеличением удаления лучи рефрагированных волн будут распростра-
няться на больших глубинах с большей скоростью. Это означает, что луч
рефрагированной волны АВС для выносного ПВ будет распространяться
по траектории с большей скоростью по сравнению с лучом АХВХС для ПВ
в начале расстановки. Разница в скоростях будет приводить к непарал-
лельное™ нагоняющего и нагоняемого t2 годографов, причем нагоняю-
щий годограф будет сближаться с нагоняемым по мере удаления от пун-
ктов возбуждения.
Итак, в случае градиентной среды в первых вступлениях могут регистри-
роваться рефрагированные волны, причем нагоняющий tx и нагоняемый t2 годо-
графы не параллельны и будут сближаться по мере увеличения удаления.
Непараллельное™ нагоняющего и нагоняемого годографов визу-
ализируют в виде графиков их разнос™ (рис. 5.2). Очевидно, что если
83
А.П. Ермаков
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
РИС. 5.3. Вид годо-
графов первых всту-
плений в двумерно-
неоднородных средах:
а — несимметричность
прямого и встречного t2
годографов относительно
середины расстановки;
б — несимметричность
левой и правой ветвей
одного годографа
относительно пункта
возбуждения
годографы непараллельны и сближаются, то их разность убывает по ме-
ре удаления от ПВ.
Изменение скорости в горизонтальном направлении приводит к не-
симметричности встречных годографов преломленных волн относитель-
но середины интервала между П В и к несимметричности левых и правых
ветвей одного годографа (рис. 5.3).
Таким образом, судить о двумерной неоднородности среды можно по ви-
ду годографов первых вступлений — непараллельности нагоняющего и наго-
няемого годографов, несимметричности встречных годографов относитель-
но середины расстановки (в общем случае взрывного интервала) и несимме-
тричности левых и правых ветвей одного годогрфа относительно пункта
возбуждения.
Следует понимать, что попытка усложнить модель среды требует уве-
личения количества используемой информации. По мере уточнения мо-
дели среды необходимо детализировать систему наблюдения: сокращать
шаг между пунктами приема, увеличивать количество встречных и наго-
няющих годографов. Так, имея один годограф первых вступлений голов-
ной волны, можно найти параметры разреза с одной горизонтальной пре-
ломляющей границей. Для поиска параметров разреза, допускающего на-
личие в нем одной криволинейной границы с постоянными скоростями в
пределах слоев, необходима уже система из четырех встречных и нагоняю-
щих годографов. Желание определить характер изменения скорости сразу
в двух направлениях (двумерно-неоднородная модель среды) приводит к
необходимости существенного увеличения числа наблюденных годогра-
фов на исследуемом профиле.
5.2. СПОСОБ «Го» ДЛЯ ИНТЕРПРЕТАЦИИ
ГОДОГРАФОВ ГОЛОВНЫХ ВОЛН
Способ «/0» интерпретации годографов головных волн имеет несколь-
ко условий применимости, связанных в первую очередь со спецификой
образования головных волн:
84
ГЛАВА 5. Метод преломленных волн
РИС. 5.4. К определению
скоростей в покрываю-
щей Ул и подстилающей
1/2 толщах и глубины за-
легания ft горизонтальной
преломляющей границы
с помощью способа 40»
• волны, регистрируемые в первых вступлениях — головные
(нагоняющий и нагоняемый годографы параллельны);
• радиус кривизны преломляющей границы много больше глуби-
ны ее залегания (граница гладкая);
• скорость в покрывающей толще в пределах приемной линии
постоянна (однородная толща);
• граничная скорость в пределах приемной линии выдержана и
меняется незначительно.
По одному годографу первых вступлений, содержащему участок, где
в первых вступлениях регистрируется прямая волна, и участок, где реги-
стрируется головная волна, возможно определить скорости и V2 рас-
пространения сейсмической волны в покрывающем и подстилающем сло-
ях соответственно, а также глубину h залегания преломляющей границы.
Важно отметить, что по одному годографу можно определить положение
только горизонтально залегающей границы.
Горизонтально залегающая граница. В случае регистрации голов-
ной волны от горизонтально залегающей преломляющей границы по-
рядок определения параметров разреза сводится к следующим этапам
(рис. 5.4).
85
А.П. Ермаков
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
1. Определение скорости К, в покрывающем слое по прямой волне.
Скорость Vx легко найти по наклону участка годографа первых всту-
плений, где регистрируется прямая волна:
Дх
у -__ЧЕ.
1 ’
где Ахпр — расстояние от ПВ до точки излома ОА, Atnp — время прихода
прямой волны в точку профиля А.
2. Определение скорости Г2 в подстилающем слое по головной волне.
Поскольку преломляющая граница горизонтальная, то граничная
скорость Угр распространения головной волны вдоль кровли подстилаю-
щего слоя равна истинной. Те. V2 = V . Угр очевидно легко найти по на-
клону годографа головной волны, взяв приращение Ахгол по оси х интер-
вала регистрации головной волны к соответствующему ему приращению
Д/^ по оси Г
Дх
К=—.
2 At
гол
3. Определение глубины залегания преломляющей границы.
Глубину преломляющей границы найдем из известной формулы:
2Лcosi
Отсюда
2 cos/
Время /0 определяется по точке пересечения продолжения годографа
головной волны с осью t. Критический угол / связан со скоростями в по-
крывающей и подстилающей толшах по закону Снеллиуса:
i = arcsin—L .
V2
Пример:
Пусть во время полевых наблюдений был зарегистрирован годограф
первых вступлений вида (рис. 5.4) со следующими параметрами:
• излом годографа произошел на расстоянии 10 м от начала
приемной линии: хпв = 10 м. Соответствующее этой координа-
те время tn в = 10 мс;
• приращению расстояния по профилю 20 м (интервал приемной
линии 10—30 м) для головной волны соответствует приращение
по времени 10 мс (интервал времени 10—20 мс): Ахгол - 20 м,
Д/гол=10мс;
• время t0 = 5 мс.
86
ГЛАВА 5. Метод преломленных волн
Требуется с помощью способа «т0» оценить параметры разреза: скоро-
сти Vx и V2 и глубину залегания границы h, если по априорным данным из-
вестно, что граница горизонтальная.
Решение:
1. Определение скорости V\ в покрывающем слое по прямой волне.
у -__
1°^ = юоо м/с;
10 мс
2. Определение скорости К2 в подстилающем слое по головной
волне.
/=^^ = -2<—= 2000 м/с;
Д/ 10 мс
гол
3. Определение глубины залегания преломляющей границы.
Синус критического угла:
. К 1000 м/с 1
sinz = —L =------- - .
И, 2000 м/с 2
Те. i = л/6 .
Т- . Л
1огда cosz = cos—=
6
/3
2
Следовательно, глубина преломляющей границы:
2cosz
1000 м/с-5 мс
Криволинейная граница. Если преломляющая граница криволиней-
ная, то для определения формы преломляющей границы и скоростей в
покрывающей и подстилающей толщах необходимо четыре годографа: два
нагоняющих и два нагоняемых.
Порядок определения параметров разреза в случае криволинейной
границы сводится к следующим этапам.
1. Определение скорости в покрывающем слое по прямой волне.
Скорость К,, как и в случае горизонтальной границы, находится по
наклону участков годографов первых вступлений, где регистрируется
прямая волна. В реальных средах скорость Vx, определенная по прямо-
му и встречному годографам может немного отличаться. Это может быть
вызвано собственно неоднородностью реальной среды, а также погреш-
ностями измерения скорости и определения времен первых вступлений.
В таких случаях между точками, где определялась скорость, ее значения
интерполируются.
Вообще говоря, в теории головных волн скорости в покрывающей
и подстилающей толщах берутся постоянными. Очевидно, что непосто-
янство скоростей в пределах каждого слоя будет приводить к измене-
нию, в частности, угла выхода угла, что, в свою очередь, будет приводить
87
А.П. Ермаков_____________
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
к ошибкам в геометрических построениях границы. Допустимые изме-
нения скоростей Ух и К2 оцениваются исходя из требуемых точностей по-
строения преломляющей границы.
2. Определение граничной скорости Угр в подстилающей толще.
Для определения граничной скорости Угр в подстилающей толще со-
ставим разностный годограф (рис. 5.5):
6(х) = Zt(x) - t2(x) + Тв . (5.1)
Здесь Тв — взаимное время, постоянная величина — время пробега голов-
ной волны от источника 5] до приемника S2. По принципу взаимности
время пробега будет тем же самым, если поменять источник и приемник
местами: от источника S2 до приемника
В случае постоянной скорости Угр разностный годограф удовлетвори-
тельно аппроксимируется прямой. Известно, что угловой коэффициент
Д6(х)
Дх
разностного годографа в этом случае есть производная функции 0(х):
0'(х) = ^|^ = (/1(х)-/2(х)+7)' .
Производная константы Тв есть ноль. Выразим lt(x) и t2(x) через форму-
лу годографа головной волны в случае наклонной границы с углом на-
клона ср:
2/^ cosz xsin(z-ф) 2/z2cosz (/-х)5ш(/ + ф)
/l(x)—yt ’ +
В нашем случае угол ф берется со знаком «-» для годографа z,(x) (падение
границы от приемника к источнику) и знак «+» для годографа Z2(x) (паде-
ние границы от источника к приемнику). hx и h2 — глубины до преломля-
ющей границы под источниками в точках S, и S2 соответственно. / — дли-
на приемной линии.
Дифференцируя 6(х) по х, получим:
еЧх)=^м,,(х)-,1(х)+Л)-=(;М-(Лх>=2^+5^=
2 . . , 2 У, , 2cos<j)
=—sinzcos<b =---cos<p =-----.
И КР
Здесь sinz = VJVip- Из полученного выражения определим граничную
скорость:
И = 2cos<j>—.
гр де
Для углов наклона преломляющей границы до 15° можно считать, что
созф = 1 (в этом легко убедится, посчитав на калькуляторе, например,
88
ГЛАВА 5. Метод преломленных волн
РИС. 5.5. К определению
скоростей в покрываю-
щей I/, и подстилающей
1/2 толщах и глубин ftz кри-
волинейной преломляю-
щей границы с помощью
способа 40»
cos 15° ~ 0,9659258263). Тогда получим окончательное выражение для V .
И =2— -
ф АО
(5-2)
Если разностный годограф не аппроксимируется одной прямой, а содер-
жит изломы, то это означает, что граничная скорость не постоянна и ме-
няется вдоль профиля. В этом случае граничная скорость определяется по
каждому участку разностного годографа.
3. Определение глубины до преломляющей границы.
Для вывода формулы расчета глубины залегания преломляющей гра-
ницы, рассмотрим траектории распространения лучей головных волн из
источников А] и 52 до произвольной точки R приемной линии (рис. 5.5).
Построим годограф Г*0(х):
Л)(х) = Z|(x> + Мх) ~ Тв .
(5-3)
Распишем ГДх), t2(x), Тв как
~ fS{AB + fBR
= tS2ED + tDR
^2 ~ ^АВ + ^BD + ^S2ED
89
А.П. Ермаков_____________
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
Учитывая эти соотношения в выражении (5.3):
t 0 (х) = Z] (х) +12 (х) -Т2- tS}AB + tBR + + tDR ~ lS]AB ~ fBD ~ {S2ED =
~ (ВВ + ?£>В - ?BD • (5-4)
(5.5)
Из равных треугольников BCR и CDR:
_ й. Ш ./, sin2z
™ ^^cosz’ BD угр Ejcosz’
где hj — глубина под произвольным z-м пунктом приема, в данном случае
под точкой R. Подставив времена (5.5) в (5.4) получим:
И h sin2 i 2/z;cosz
= 2-------2-±-------------
Vx cosz Vx cosz’
t о (х) — tBR +tDR tBD
Отсюда:
2 cosz
или, учитывая, что
vy,
- 'л — f0
И 2-И2
1
(5-6)
sinz =—— Л, =
К, ’
По формулам (5.6) можно вычислить глубину до преломляющей грани-
цы под каждым пунктом приема. Итоговым изображением границы будет
огибающая значений Л,-. Если скорости Угр и Vx не меняются на протяже-
нии всего профиля, то из зависимости (5.6) следует, что форма годографа
/*0 является зеркальным отображением формы преломляющей границы
относительно оси х (рис. 5.6).
4. Определение формы преломляющей границы в «мертвой» зоне.
Выше было показано, что головная волна выходит в первые вступле-
ния, начиная с некоторой точки хп в в пределах приемной линии. Участок
приемной линии, где в первых вступлениях регистрируется прямая волна,
и отсутствует головная, называется в способе «/0» «мертвой» зоной. В этой
зоне невозможно построить преломляющую границу в виду отсутствия го-
дографа головной волны, необходимого для построения разностного го-
дографа 6(х) и годографа /*0 (х).
Почему нельзя просто продолжить годограф головной волны в
«мертвую» зону? Дело в том, что экстраполяция годографа головной
волны в «мертвой» зоне может быть некорректной процедурой, если гра-
ница имеет изменчивый рельеф, сильно отличающийся от прямолиней-
ного. Экстраполировать можно только в случае, если граница практиче-
ски прямолинейна, и изменения ее глубины существенно меньше глу-
бины ее залегания.
Достроить годограф головной волны можно, используя ее нагоня-
ющий годограф. Если граничная скорость распространения головной
волны не меняется вдоль преломляющей границы, то наклон годографа
90
ГЛАВА 5. Метод преломленных волн
РИС. 5.6. Годограф Г 0(х)
(вверху) и преломляющая
граница (внизу), постро-
енная способом 40»
головной волны нагоняющего и нагоняемого годографа будет одинако-
вым, а неизвестный участок нагоняемого годографа головной волны мож-
но достроить путем параллельного переноса нагоняющего годографа го-
ловной волны. Процедура достраивания годографа головной волны в пре-
делах «мертвой» зоны с помощью параллельного переноса (опускания)
нагоняющего годографа головной волны называется фантоминг (рис. 5.7).
Перенос осуществляется до тех пор, пока не совпадут точки совмещаемых
годографов с координатой хп в Далее происходит достраивание годографа
головной волны в «мертвой зоне». Общие участки нагоняющего и наго-
няемого годографов головных волн обычно усредняются. Итогом фанто-
минга является система сводных (достроенных в «мертвой» зоне) годогра-
фов головных волн на всем интервале приемной линии. Дальнейшая ин-
терпретация описана выше в пункте 3.
Итак, для нахождения параметров разреза {форма границы, скорости в
подстилающей и покрывающей толщах) с одной криволинейной преломляю-
щей границей с помощью способа «t^> необходимо и достаточно четырех го-
дографов: двух нагоняющих с выносных пунктов возбуждения и двух нагоняе-
мых — с пунктов возбуждения в начале и конце приемной линии.
91
А.П. Ермаков
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
РИС. 5.7. К понятию
фантоминга нагоняющего
годографа головной
волны Ц к нагоняемому
годографу t2
Если рассматривать частный случай прямолинейной наклонной гра-
ницы (форма границы не меняется), то для ее восстановления с помо-
щью способа «г0» очевидно не требуются годографы с выносных пунктов
возбуждения. На участках отсутствия годографов головных волн в пер-
вых вступлениях («мертвая» зона) граница может быть экстраполирова-
на с учетом наклона границы, определенного на участке регистрации го-
ловных волн.
Как видно из формул, интерпретация данных МПВ способом «10» не
требует большого количества вычислений. Приближенные параметры
разреза — глубина преломляющей границы и скорости Vx и V2 для двух-
слойного разреза геофизик достаточно быстро может определить пря-
мо во время полевых работ. Главным недостатком этого способа являет-
ся его низкая точность построений. Очевидно, что точность и эффектив-
ность этого способа напрямую зависит от того, насколько хорошо может
быть аппроксимирована реальная среда горизонтально-слоистой моде-
лью. Немаловажным также является и тот факт, что на образование го-
ловной волны идет лишь один единственный луч, упавший на границу
под критическим углом. Поэтому часто головные волны обладают незна-
чительной амплитудой.
92
ГЛАВА 5. Метод преломленных волн
5.3. СПОСОБ ЧИБИСОВА
ДЛЯ ИНТЕРПРЕТАЦИИ ГОДОГРАФОВ
РЕФРАГИРОВАННЫХ ВОЛН
В реальной геологической среде почти всегда присутствует градиент
скорости. Поэтому на практике в первых вступлениях чаще регистриру-
ются рефрагированные волны, чем головные: если нагоняющий годограф
первых вступлений оказывается не параллелен нагоняемому, то волны,
пришедшие в первых вступлениях, являются рефрагированными, а в сре-
де присутствует градиент скорости.
Интерпретацию годографов рефрагированных волн рассмотрим на
примере способа Чибисова. По одному годографу рефрагированной вол-
ны, можно восстановить закон изменения скорости с глубиной. Наилуч-
шие результаты при интерпретации способом Чибисова получаются, ес-
ли скорость плавно возрастает с глубиной, т.е. годограф рефрагированной
волны выпуклый.
В главе 4 было показано, что для луча рефрагированной волны выпол-
няется условие (4.18):
sina(z) 1 1
р =------= —- =-----.
V(Z) V И(гтах)
Т.е. V* = И(гтах) — кажущаяся скорость рефрагированной волны равна ис-
тинной скорости в точке максимальнее проникновения луча zmax. По-
скольку для луча рефрагированной волны (4.18) выполняется в любой его
точке, то в точке хтах выхода луча на дневную поверхность верно:
Hxmax)=K(zmax). (5.7)
Это означает, что по годографу рефрагированной волны в точке выхода ее лу-
ча Хтах можно определить кажущуюся скорость Е*(хтах) , которая будет
равна истинной скорости в точке максимального проникновения луча E(zmax)
(рис. 5.8).
Глубина максимального проникновения zmax произвольного луча реф-
рагированной волны определяется по формуле:
1 *max V*(x 1
*max=- J arCh-y^)dX^ <5’8)
где zmax — максимальная глубина проникновения луча рефрагирован-
ной волны, выходящего на поверхность в точке xmax; V*(хтах) — кажущая-
ся скорость, определяемая по годографу рефрагированной волны в точке
хтах; У\х) — кажущаяся скорость, определяемая по годографу рефраги-
рованной волны на интервале 0—хтах; E(zmax) — истинная скорость в точ-
ках максимального проникновения луча.
Таким образом с помощью способа Чибисова возможно изучить ско-
ростное распределение в среде путем расчета значений скорости для каж-
дой пары источник—приемник. Если скорость в среде по латерали не ме-
няется, то координата точки максимального проникновения будет хтах/2.
Это означает, что для одного годографа рефрагированной волны возможно
93
А.П. Ермаков_____________
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
РИС. 5 8. К поясне-
нию способа Чибисова.
ИХтах) - кажущая-
ся скорость, определяе-
мая по годографу реф-
рагированной волны
вточкехтах;
I/‘(/) - кажущаяся
скорость, определяемая
по годографу рефраги-
рованной волны на интер-
вале 0-хтах;
U<zmax) - истинная
скорость в точках
максимального про-
никновения луча
РИС. 5.9. Точки макси-
мального проникнове-
ния лучей рефрагмрован-
ных волн для 3 ПВ и 3 ПП
(ПВ и ПП совмещены),
соответсвующие парам
источник-приемник: 1-2,
2-3 и 1-3.
Пунктирными линиями
условно показаны годо-
графы рефрагированных
волн для источников в
точках 1,2, 3
получить значения скорости сейсмических волн в среде только на полови-
не приемной линии. Детальность итогового скоростного разреза будет на-
прямую зависеть от количества пар источник—приемник. Например, для
сейсмического профиля, содержащего 3 ПП и 3 ПВ (ПВ и ПП совмещены)
94
ГЛАВА 5. Метод преломленных волн
с помощью метода Чибисова возможно изучить скоростное распределе-
ние в среде в 3-х точках (рис. 5.9). Для 4 ПП и 4 ПВ (ПВ и ПП совмеще-
ны) точек определения значений скорости будет уже 6, для 5 ПП и 5 ПВ
(ПВ и ПП совмещены) — 10 и т. д.
5.4. ПРИБЛИЖЕННЫЙ СПОСОБ
КОНДРАТЬЕВА ДЛЯ ИНТЕРПРЕТАЦИИ
ГОДОГРАФОВ РЕФРАГИРОВАННЫХ
ВОЛН
Интерпретация данных МПВ с помощью способа Чибисова требу-
ет специального программного обеспечения в первую очередь для расче-
та глубины максимального проникновения луча рефрагированной вол-
ны. Для практических расчетов при предварительной интерпретации го-
дографов рефрагированных волн, например, еще на стадии полевых работ,
можно использовать приближенный способ Кондратьева. Этот способ, не
претендуя на высокую точность, позволяет без существенных усилий и за-
трат времени получить предварительную скоростную модель среды.
В основе способа Кондратьева лежит аппроксимация годографа реф-
рагированной волны годографом головной волны в предельном случае
горизонтально-слоистой среды, мощность слоев которой стремится к ну-
лю, а скорости в пределах каждого элементарного слоя можно считать по-
стоянными.
Постановка задачи при интерпретации способом Кондратьева заклю-
чается в определении закона изменения скорости с глубиной V(z)-
Значения истинной скорости определяются, как и в способе Чибисо-
ва, в точке максимального проникновения луча рефрагированной волны
по кажущейся скорости, определенной по годографу рефрагированной
волны: Г(хтах) = K(zmax).
Глубина точки zmax, где определяется скорость, в отличие от способа
Чибисова, находится по более простой формуле, хотя и с меньшей точно-
стью. Покажем алгоритм определения zmax способом Кондратьева.
Рассмотрим произвольную точку на годографе рефрагированной вол-
ны с координатами tn е, хп е. Будем считать, что эта точка — точка излома
годографа первых вступлений, делящая годограф на две части — участок
годографа, соответствующий прямой волне, и участок годографа, соответ-
ствующий головной волне (рис. 5.10). Будем считать, что глубина залега-
ния Zmax фиктивной преломляющей границы, где образовалась фиктив-
ная головная волна, есть точка максимального проникновения луча. Тог-
да ее глубину можно вычислить с помощью формулы (5.6): ’
7 _
max 2cosi ’
где
х
У — __
ср t
п.в.
(5.9)
(5.Ю)
95
А.П. Ермаков_____________
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
РИС. 5.10. К способу
Кондратьева:
Элемент годографа
рефрагированной волны
аппроксимируется фик-
тивными годографами
прямой волны и голов-
ной волны, преломленной
от некоторой фиктивной
границы на глубине Zmax
средняя скорость, определенная по участку фиктивного годографа пря-
мой волны, i = arcsin(Kc.p/K'), V* — кажущаяся скорость, определяемая по
участку фиктивного годографа головной волны. Время 10 определяется по
точке пересечения фиктивной головной волны и оси t.
С другой стороны, среднюю скорость V можно определить по коор-
динате начальной точки хнт.
Воспользуемся формулами (4.10), определяющими положение на-
чальной точки годографа головной волны:
н.т.
И ^н.т.
2Z
max
V cosz
СР
(5.П)
Отсюда,
_ %н.т. __ Хц.т.
нт- V tgzcosz V sinz
ср ° ср
Или
V sinz = -
Учитывая, что
V
sinz = —— .
н.т.
н.т.
(5.12)
96
ГЛАВА 5. Метод преломленных волн
Теперь среднюю скорость Vcp можно вычислить как среднее арифметиче-
ское двух определений по формулам (5.10) и (5.12):
(5.13)
п.в. V н.т.
КОНТРОЛЬНЫЕ ВОПРОСЫ
1. Какие задачи успешно решает метод преломленных волн?
2. Как определить природу волн, приходящих в первых вступлениях?
3. Какие условия применимости способа «То» для интерпретации
годографов первых вступлений? Какие параметры разреза можно
определить с помощью этого способа?
4. Можно ли построить криволинейную преломляющую границу
способом «т0», имея только один годограф первых вступлений?
5. Как осуществляется построение преломляющей границы способом
«/0» в «мертвой» зоне? Что означает процедура «фантоминг»?
6. Какая скорость называется граничной? Как определяется граничная
скорость в способе «г0»
7. Как будет меняться годограф первых вступлений при изменении
в двухслойной среде скорости в первом слое, во втором слое?
8. На каких уравнениях основан способ Чибисова? Когда применим
способ Чибисова?
9. Можно ли с помощью способа Чибисова полностью определить ско-
ростной закон в разрезе, содержащем слой с пониженной скоростью?
10. На чем основан приближенный способ Кондратьева?
97
ГЛАВА 6. Метод
отраженных волн
Метод отраженных волн (МОВ) в настоящее время имеет широкое
применение, в первую очередь, для поиска и разведки месторождений
нефти и газа. В этой области сейсморазведка на отраженных волнах име-
ет несомненное преимущество перед методом преломленных волн. Клю-
чевым моментом здесь является высокая разрешающая способность МОВ,
позволяющая выделять пласты мощностью в первые десятки метров на
глубинах 1—3 км. Важным моментом также является возможность оценки
коэффициента пористости и, как следствие, коэффициента нефтенасы-
щенности пород по динамическим характеристикам отраженных волн.
Метод отраженных волн успешно применяется для решения следую-
щих задач:
• расчленение слоистых геологических сред (осадочного чехла,
морских осадков);
• поиск и разведка месторождений углеводородов (нефть, газ,
газо гидраты);
• поиск и оконтуривание погребенных речных палеодолин;
• изучение соляных и глиняных диапиров;
• определение литологического состава горных пород, их фаци-
ального состава и типа флюида, насыщающего поровое про-
странство.
Современная сейсморазведка на отраженных волнах, направленная
на исследования месторождений нефти и газа, представляет собой слож-
ный комплекс исследований, состоящий из трех крупных направлений:
полевая сейсморазведка (получение данных), обработка полевых данных
и сейсмогеологическая интерпретация.
На стадии полевых работ проводится контроль качества — комплекс
мероприятий, направленных на получение сейсмических данных высо-
кого качества. Качество сейсмического материала определяется, в пер-
вую очередь, отношением амплитуд полезного сигнала (отраженной вол-
ны) и случайных помех — микросейсм, частотным составом полезного
сигнала, кинематическими характеристиками поверхностной волны, ин-
терферирующей с отраженными волнами, числом не работающих кана-
лов и т.д. Результатом полевых исследований МОВ являются, как прави-
ло, сейсмограммы ОПВ.
98
ГЛАВА 6. Методотраженных волн
Полевые записи далее поступают на обработку. Главная цель обра-
ботки сейсмических данных — выделить полезный сигнал на фоне помех.
При этом сейсмический сигнал на записях последовательно подвергает-
ся ряду математических преобразований, формирующие так называемый
граф обработки. Итогом обработки данных метода отраженных волн обыч-
но является временной или глубинный разрез, на котором хорошо видны
отражающие границы.
Обработанные временные или глубинные разрезы поступают в даль-
нейшем на сейсмическую и геологическую интерпретацию. При этом раз-
резы увязываются с данными бурения, проводится корреляция сейсмиче-
ских горизонтов с геологическими границами с использованием данных
геофизических исследований скважин {ГИС).
Итогом сейсмических исследований методом отраженных волн яв-
ляются глубинные разрезы {2В-сейсморазведка) или сейсмические ку-
бы в случае трехмерных исследований {SD-сейсморазведка) с геологи-
чески привязанными сейсмическими границами, карты сейсмических
параметров — атрибутов (частота, амплитуда и т.д.), структурные кар-
ты. На основании этих материалов делаются выводы о структуре место-
рождения, выделяются зоны, перспективные на нефть и газ, проводятся
предварительные оценки нефтенасыщенности этих зон, прогнозируют-
ся объемы добычи полезных ископаемых. Собственно по данным сейс-
моразведки определяются места заложения будущих эксплутационных
скважин.
Как следует из названия, в основе метода отраженных волн лежит ре-
гистрация волн, отраженных от разнообразных границ раздела с различ-
ными акустическими свойствами. Регистрация отраженных волн в поле-
вой сейсморазведке осуществляется на базах (линиях приема) L меньших
или соизмеримых с глубиной до целевого горизонта (горизонтов) h: L<h.
В случае малых баз траектория лучей отраженных волн будет близка к вер-
тикальной (субвертикальной).
6.1. МЕТОД НЕПРЕРЫВНОГО
СЕЙСМИЧЕСКОГО ПРОФИЛИРОВАНИЯ
Метод непрерывного сейсмического профилирования {НСП) основан на
регистрации отраженных волн, распространяющихся в геологической
среде субвертикально.
В основе метода НСП (Калинин А.В. и др., 1983, Шалаева Н.В. и др.,
2010) лежит регистрация отраженных волн при совмещенных источни-
ке и приемнике. В простейшем случае в методе НСП используется один
источник и один приемник, т.е. метод НСП в этом случае является одно-
канальным методом. Наибольшее распространение метод НСП получил
в морской сейсморазведке. В морском варианте источник и приемник
сейсмических волн буксируются на некотором расстоянии от специали-
зированного судна. При этом расстояние между источником и прием-
ником мало по сравнению с глубиной до целевых горизонтов (рис. 6.1).
99
А.П. Ермаков ____________
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
РИС. 6.1. Схематическое
изображение построения
временного разреза НСП
при морских работах.
Слева — схема проведе-
ния морских работ,
справа — схема фор-
мирования временного
разреза (по Шалаева Н.В.
и др., 2010)
На временном разрезе НСП каждая трасса является результатом записи
одной посылки сейсмического сигнала из источника и приемки отражен-
ных сигналов в течение некоторого времени при совмещенном положе-
нии источника и приемника.
В настоящее время существенно чаще применяется многоканаль-
ная морская сейсморазведка. Одноканальный метод НСП используется в
основном на мелководных акваториях.
В методе ГСП для горизонтально-слоистой среды при совмещенном
источнике и приемнике волна будет падать и отражаться по нормали к гра-
ницам. Таким образом, метод НСП основан на регистрации вертикально-
го времени пробега сейсмической волны — времени t0. Также в специали-
зированной литературе можно встретить другое название метода НСП —
метод центрального луча.
Глубинность метода НСП сравнительно не велика — первые десятки,
реже сотни метров. При этом метод обладает хорошей разрешающей спо-
собностью в первые метры при частоте излучения источника в 5— 10 КГц.
Одноканальность метода НСП не позволяет определить скорость рас-
пространения упругих волн в среде, поэтому сейсмические записи метода
НСП представляются в виде временных разрезов (рис. 6.2). Как видно из
рис. 6.2, временные разрезы НСП хорошо отображают реальную геологи-
ческую ситуацию, позволяя прослеживать геологические границы, выде-
лять фации, изучать форму и внутреннюю структуру разнообразных гео-
логических объектов.
100
ГЛАВА 6. Метод отраженных волн
РИС. 6.2. Пример
временного разреза НСП.
По оси ординат отложе-
но двойное время про-
бега отраженной упру-
гой волны в мс. По оси
абсцисс — расстояние
по сейсмическому про-
филю в м (разрез взят из
фондов кафедры сейс-
мометрии и геоакустики
геологического факульте-
та МГУ)
Границы вода—воздух и вода—дно акватории являются чрезвычай-
но контрастными границами, на которых происходит образование мно-
гократных волн. Поэтому почти всегда временные разрезы НСП ослож-
нены осями синфазности многократно отраженных волн, являющихся
волнами-помехами. Волны-помехи могут сильно усложнять геологиче-
скую интерпретацию разрезов, интерферируя с полезными однократны-
ми отражениями от границ раздела. Ослабление многократных волн яв-
ляется одной из важнейших задач обработки данных НСП.
6.2. МЕТОД ГЕОРАДИОЛОКАЦИИ
Принципы непрерывного профилирования нашли применение и в
другом методе — георадиолокации. Обработка и интерпретация данных ге-
орадиолокации и сейсморазведки очень похожи. При этом природа фи-
зических полей этих методов различна. Георадиолокация — метод элек-
троразведки, основан на использовании электромагнитных волн очень
высокой частоты (МГц и ГГц). Для таких частот распространение электро-
магнитной волны может рассматриваться как волновой процесс. Электро-
магнитные волны при этом во многом, в первую очередь по кинематиче-
ским характеристикам, схожи с сейсмическими волнами. Для них также
вводят понятия амплитуды, периода, длины волны, скорости распростра-
нения и т.д. Как и сейсмические волны, электромагнитные волны высо-
ких частот при взаимодействии с границами раздела в геологической сре-
де могут отражаться и преломляться.
При полевых исследованиях методом георадиолокации используют-
ся две совмещенные антенны — излучающая и приемная, которые пере-
мещаются по поверхности наблюдения с постоянной скоростью. Запись
одного акта посылки и приема зондирующего импульса электромагнитной
волны представляет собой трассу. Перемещая по поверхности наблюдения
101
А.П. Ермаков
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
РИС. 6.3. Пример
георадарограммы.
По оси ординат отложе-
но двойное время пробега
отраженной электромаг-
нитной волны в нс. По оси
абсцисс — расстояние по
георадиолокационному
профилю в м (георадаро-
грамма взята из фондов
кафедры сейсмометрии
и геоакустики геологиче-
ского факультета МГУ)
излучающую и приемную антенны, формируется георадарограмма — геора-
диолокационный разрез, состоящий из трасс, записанных последователь-
но при перемещении антенн (рис. 6.3). По внешнему виду георадарограм-
мы очень похожи на временные разрезы НСП. К ним применимы многие
известные процедуры обработки, используемые в сейсморазведке.
Из данных метода георадиолокации, как и из данных одноканаль-
ного метода НСП, невозможно получить информацию о распределении
скорости в среде. Для перевода георадарограмм в глубинный масштаб не-
обходимо использовать данные бурения. Другим способом перевода гео-
радарограмм в глубинный масштаб является определение скорости рас-
пространения электромагнитных волна по годографам дифрагированных
волн. За счет высокой частоты и, как следствие, малой длины волны (сан-
тиметры и метры), на георадиолокационных записях намного чаще, чем
на сейсмических, можно наблюдать дифрагированные волны. Сопостав-
ляя теоретический годограф (гиперболу) дифрагированной волны с из-
вестной скоростью распространения электромагнитной волны с наблю-
денным годографом, можно оценить реальную скорость в среде, а значит
вычислить глубину. Подробное описание методики расчета глубин и опре-
деление скорости распространения электромагнитных волн можно найти
в работе М.Л. Владова и А. В. Старовойтова, 2004.
6.3. СПОСОБЫ ФОРМИРОВАНИЯ
СЕЙСМОГРАММ ПРИ МНОГОКАНАЛЬНЫХ .
ИССЛЕДОВАНИЯХ МЕТОДОМ
ОТРАЖЕННЫХ ВОЛН
На сегодняшний день практически все исследования методами сейс-
моразведки проводятся с использованием многоканальных методик. На-
пример, в малоглубинной (инженерной) сейсморазведке количество
102
ГЛАВА 6. Метод отраженных волн
РИС. 6.4. Способы
формирования сейсмо-
грамм при многоканаль-
ных сейсмических наблю-
дениях для одной грани-
цы раздела (отраженные
волны):
а — общего пункта
возбуждения (ОПВ),
б — общего пункта
приема (ОПП),
в — общего
удаления (ОУ),
г—общей средней
точки (ОСТ).
Звездочками показа-
ны пункты возбужде-
ния, кружками пока-
заны пункты приема
(по Гайнанов В.Г.,
2006)
каналов, как правило, составляет 24, а в нефтегазовой сейсморазведке ко-
личество каналов может достигать несколько тысяч.
В полевой сейсморазведке пункты приема, представленные единич-
ным сейсмоприемником (малоглубинная сейсморазведка) или группой
сейсмоприемников (глубинная сейсморазведка), обычно фиксированы
и не перемещаются, в то время как пункты возбуждения перемещают-
ся вдоль сейсмического профиля. Как уже говорилось выше (раздел 4.1),
при этой ситуации для одного пункта возбуждения сейсмической волны
формируется совокупность сейсмических трасс, образующих сейсмограм-
му общего пункта возбуждения (ОПВ). Количество трасс на сейсмограм-
ме ОПВ равно количеству пунктов приема. Для одной границы раздела
годограф отраженной волны на сейсмограмме ОПВ будет формировать-
ся трассами, соответствующими лучам отраженных волн, показанных на
рис. 6.4, а. То есть, например, для малоглубинной сейсморазведки с ко-
личеством каналов (пунктов приема) 24 сейсмограмма ОПВ будет содер-
жать 24 трассы.
Если теперь зафиксировать положение некоторого пункта приема и
перемещать пункт возбуждения, то итоговая сейсмограмма, сформиро-
ванная из трасс для лучей, показанных на рис. 6.4, б, будет называться
сейсмограмма общего пункта приема (ОПП).
103
А.П. Ермаков_____________
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
Если среди всех возможных лучей отраженных волн выбрать толь-
ко те, которые будут иметь одинаковое расстояние источник—приемник
(рис. 6.4, в), которое называется в сейсморазведке удалением или офсетом
(от англ, offset), то итоговая сейсмограмма будет называться сейсмограм-
ма общего удаления (ОУ).
Если на линии наблюдения зафиксировать некоторую точку и пере-
мещать пункт возбуждения и пункт приема на равное от нее расстояние,
как показано на рис. 6.4, г, то получим сейсмограмму общей средней точки
(ОСТ). Координата средней точки, очевидно, будет равна
. хпп + хпв
хост ~ 2 ’
где хпп и хпв — координаты пунктов приема и возбуждения соответ-
ственно. Точка отражения на границе называется общей глубинной точкой
(ОГТ). Важно понимать, что для горизонтальной границы раздела при
равном удалении пунктов возбуждения и пунктов приема от общей
средней точки на линии наблюдения точка отражения для любой пары
источник—приемник будет одна и та же. Для наклонной границы, во-
обще говоря, нельзя говорить об общей глубинной точке. В этом случае
при увеличении удаления источник—приемник точка отражения на гра-
нице будет смещаться по восстанию, образуя так называемую площадку
отражения (рис. 6.5). В этом случае говорят об общей глубинной площадке
отражения (ОГП). Размер этой площадки Дх зависит от угла падения гра-
ницы (р, глубины до нее по нормали от средней точки Л и максимально-
го удаления источник—приемник L (Терентьева Е.Б., 2010, Боганик Т.Н.
и др., 2006):
£2Б1п2ф .
= <6.1)
Для глубин h и максимальных удалений источник—приемник L, харак-
терных для нефтегазовой сейсморазведки, когда L<h, размеры площад-
ки в целом невелики, составляют первые десятки метров и редко превы-
шают 3% от максимального удаления источник—приемник. Как видно из
формулы (6.1) ее размер пропорционален квадрату удаления источник-
приемник.
Пример:
Рассчитаем смещение Дх точки отражения на границе (размер общей
глубинной площадки) при следующих параметрах, характерных для не-
фтегазовой сейсморазведки:
•
• максимальное удаление L = 4000 м,
• глубина отражающей границы А = 5000 м,
• угол падения границы ф = 10".
104
ГЛАВА 6. Метод отраженных волн
РИС. 6.5. Формирование
общей глубинной точки
(ОГТ) в случае горизон-
тальной отражающей
границы (а) и общей глу-
бинной площадки (ОГП)
в случае наклонной отра-
жающей границы (б).
Стрелками показаны лучи
падающих и отраженных
волн. S2, S3, — пун-
кты возбуждения. Dv D2,
D3,04 — пункты приема
Тогда
40002sin20°
8-5000
= 136 м
(3,4% от максимального удаления источник—приемник). Заметим, что
удаления источник—приемник в современной нефтегазовой сейсмораз-
ведке, как правило, меньше 4000 м. Это означает, что смешение точки от-
ражения при наклонной границе вверх по восстанию в большинстве слу-
чаев не превышает 100—150 м, то есть общая глубинная площадка является
по сравнению с областью наблюдения фактически точкой.
Смещение точки отражения от своего истинного положения в случае
криволинейных границ называется в сейсморазведке сейсмическим сносом.
Учет этого эффекта осуществляется с помощью различных процедур ми-
грации на стадии обработки сейсмических данных.
6.4. ЭФФЕКТИВНАЯ, ПРЕДЕЛЬНАЯ
ЭФФЕКТИВНАЯ И ПЛАСТОВЫЕ
СКОРОСТИ В МЕТОДЕ ОТРАЖЕННЫХ
ВОЛН
Эффективная скорость Уэфф рассчитывается по годографу отраженной
волны в предположении, что покрывающая отражающую границу толща
однородная. Если среда на самом деле однородная и изотропная, то зна-
чения эффективной, средней и истинной скоростей будут совпадать.
105
Д.П. Ермаков
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
Эффективная скорость в толще, состоящей из п слоев, определяется
следующим выражением (Гайнанов В.Г., 2006):
(6.2)
где hk, — мощность Л-го слоя, Vk — скорость в к-м слое, р — параметр луча
отраженной волны (см. раздел 4.5). Таким образом, значение эффектив-
ной скорости зависит не только от строения покрывающей толщи, но и
от параметра луча, выходящего на поверхность в точке определения Узфф.
Эффективная скорость, вычисляемая по элементу годографа отраженной
волны, примыкающему к пункту возбуждения, где р = 0, называется пре-
дельной эффективной скоростью Уэфф пр:
' -У \
эфф.пр эфф\р=0
(6.3)
где А/д.= hk/Vk. Скорость, вычисленную по этой формуле, также называют
среднеквадратичной скоростью.
Если в слоистой тоще, состоящей из п слоев, известны предельные
эффективные скорости Уэфф пр в каждом слое, то по ним можно расчи-
тать пластовые скорости (Гайнанов В.Г., 2006):
V2 t -V2 I
эфф.пр.п 0„ эфф.пр. („-ц
- Л.
°(П-1)
(6.4)
Здесь Уэфф tOn и Узфф.пр.(п_}у '0(„Ч) ~ предельная эффективная скорость
и время пробега отраженной волны по нормали до границы с номером п
и п-1 соответственно.
6.5. РЕШЕНИЕ ОБРАТНОЙ ЗАДАЧИ
ПО ОДИНОЧНЫМ ГОДОГРАФАМ
ОТРАЖЕННЫХ ВОЛН
По одному годографу отраженной волны ОПВ возможно определить
глубину залегания h отражающей границы и эффективную скорость Уэфф
в покрывающей эту границу толще.
Определение эффективной скорости по одиночному годографу отражен-
ной волны. Среди простейших способов определения эффективной скоро-
сти по одному годографу отраженной волны следует рассмотреть аналити-
ческий способ постоянной разности (Хмелевской В.К., 1979).
Напомним уравнение годографа отраженной волны ОПВ для одной
наклонной границы (4.7):
/(х) = —-—y]4h2 + x2 +4/ixsin<[) ,
^эфф
106
ГЛАВА 6. Метод отраженных волн
РИС. 6.6. Определение
эффективной скорости
способом постоянной
разности по одиночному
годографу отраженной
волны:
а — годограф
отраженной волны;
б — определение
эффективной скорости
в системе координат
(х,У)
здесь УЭфф — эффективная скорость в покрывающей границу толще.
Запишем это уравнение для двух точек годографа, отстоящих на расстоя-
ниях х и (х + т) от ПВ (рис. 6.6 а):
^Уэфф2 + х2 +4/zxsin([), t22^^2 =4h2 +(х+т)2 +4/i(x + /n)sin0 .
Вычтем из второго уравнения первое:
(/Л-Л2)И 2 =2х/п+/и2+4/г/изтф .
v 2 I ' Эфф т
(6-5)
Преобразуем это уравнение в немного другой вид, сделав замену
y=h2~h2-
1 / ? Л, - хх
у =-----j-хн---у{т2 + 4/jmsinф) .
^эфф ^эфф
Известно, что в системе координат (х,_у) это уравнение является уравнени-
ем прямой с угловым коэффициентом
dy 2/и , , г
--------7 (рИС. 6.6, б) .
dx V2
эфф
Отсюда легко найти эффективную скорость:
V =
эфф
(6.6)
L dx
1т— .
dy
При практических расчетах эффективной скорости по одиночному
годографу отраженной волны используют некоторый постоянный шаг/п,
как правило, кратный шагу ПП. Если годограф отраженной волны доста-
точно протяженный и гладкий, то в прямоугольной системе координат
(х, у) значения хорошо ложатся на прямую, вычисление углового коэф-
фициента которой не представляет труда.
Построение отражающей границы. Построение отражающей грани-
цы по одиночным годографам отраженных волн осуществляется путем
последовательного определения по профилю глубины залегания границы
в отдельных точках, каждая из которых соответствует одному годографу
107
А.П. Ермаков
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
РИС. 6.7. Построение
отражающей границы
способом /0.
Буквами S с индексами
обозначены ПВ
(по Хмелевской В.К.,
1979)
отраженной волны ОПВ. Все способы построения отражающей границы
предполгают знание средней скорости Vcp до границы. Покрывающая от-
ражающую границу толща однородна, изотропна. В случае отсутствия ин-
формации о средних скоростях в разрезе часто вместо средних скоростей
используют эффективные скорости Узфф, определяемые по годографам
отраженных волн известными способами, например, описанным выше
методом постоянной разности. Для однородных изотропных слоев с по-
стоянной скоростью различие между средней и эффективной скоростью
оказывается незначительным. Это различие будет тем больше, чем более
неоднородна среда и чем более существенно изменение скорости в разре-
зе. При этом в неоднородной среде значение эффективной скорости всег-
да больше средней, причем при удалении от источника (при возрастаниир)
значение эффективной скорости еще больше возрастает. В связи с этим на
практике всегда стремятся определить значение эффективной скорости по
той части годографа, которая расположена ближе к источнику.
Наиболее простыми и часто используемыми способами построения
отражающей границы по одиночному годографу являются различные ва-
рианты метода средних скоростей. Наиболее простейшую реализацию
имеют способ /0 и способ засечек.
Способ г0. Определение глубины залегания отражающей границы в
способе г0 основано на простейшей формуле:
2
Время ^определяется по сейсмограмме ОПВ на пункте взрыва при х = 0.
Располагая сколь угодно часто ПВ по профилю, можно построить отража-
ющую границу как огибающую к окружностям с радиусами й, с центрами
в соответствующих ПВ (рис. 6.7).
Способ засечек. Способ применим для построения плоских отража-
ющих границ. В основе способа лежит определение положения мнимого
источника. Если глубина отражающей границы под истинным источни-
ком й, то глубина мнимого источника будет 2й. Поскольку точки отраже-
ния на границе лежат на отрезках, соединяющих мнимый источник и пун-
кты приема, то его положение можно найти как точку пересечения окруж-
ностей с радиусами rn = Vcptn, центры которых находятся в пунктах приема
R{> R2,Rn (рис. 6.8). Времена tn снимаются с одиночного годографа от-
раженной волны. Отражающая граница будет являться перпендикуляром
108
ГЛАВА 6. Метод отраженных волн
РИС. 6.8. Построение
отражающей границы
способом засечек.
S — положение истинно-
го источника. S' — поло-
жение мнимого источни-
ка. RvR2, Rn—поло-
жение пунктов приема.
Стрелками показаны
лучевые траектории
отраженных волн
(по Хмелевской В.К.,
1979)
к отрезку 5S', соединяющему истинный S и мнимый источник S', прове-
денному через середину этого отрезка.
Отражающая граница не может быть построена за участком, ограни-
ченным отрезками H^S'h R„S', которые соответствуют положению край-
них ПП. Для продолжения построения границы необходимо использовать
годографы, полученные со следующих ПВ.
6.6. МЕТОД ОБЩЕЙ
ГЛУБИННОЙ ТОЧКИ
Понятия общей глубинной и средней точек имеют определяющее зна-
чение в модификации метода отраженных волн — методе общей глубинной
точки (МОП). В литературе, в первую очередь иностранной, можно так-
же встретить и другое название — метод общей средней (срединной) точки
(метод ОСТ). Этот метод нашел чрезвычайно широкое применение в сейс-
моразведке при поиске нефтяных и газовых месторождений. Рассмотрим
этот метод более подробно.
Модификация метода отраженных волн — метод обшей глубинной
точки, или сокращенно метод ОГТ, была запатентована У. Мейном в 1950
году. С тех пор объемы сейсморазведочных работ, проводимые методом
ОГТ, постоянно растут. На сегодняшний день методом общей глубинной
109
А.П. Ермаков_____________
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
точки проводятся около 98% всех сейсморазведочных работ. Многократ-
ные отражения от одной точки на отражающей границе — общей глубин-
ной точки, позволяют существенно усилить полезный сигнал на фоне слу-
чайных помех, а специфика полевых наблюдений делает возможных су-
щественно подавить регулярные помехи, в первую очередь, многократные
волны. Кроме того, метод обладает хорошей вертикальной и горизонталь-
ной разрешающей способностью и позволяет получать скоростные харак-
теристики изучаемого разреза. Все это определило лидирующее положе-
ние метода ОГТ среди других сейсморазведочных методов при поиске и
разведке месторождений нефти и газа.
Как уже было показано выше (раздел 6.3), для наклонной отражаю-
щей границы точка отражения смещается по ее восстанию при увеличе-
нии удаления источник—приемник, и отражения на самом деле проис-
ходят от некоторой площадки. Поэтому метод ОГТ наилучшим образом
работает в горизонтально-слоистых средах, когда отражения для разных
удалений источник—приемник происходят фактически от одной точки.
Горизонтально-слоистыми средами, как известно, могут быть описаны
осадочные толщи, где зачастую находятся ловушки углеводородов.
При производственных полевых работах методом ОГТ источник и
приемник не разносят относительно средней точки. Реальная схема по-
левых наблюдений такова, что при фиксированном положении пунктов
приема, возбуждение сейсмических волн осуществляется с некоторым
шагом по профилю. Как правило, этот шаг кратен шагу пунктов приема.
При очень детальных работах пункты возбуждения совпадают с пунктами
приема, т.е. шаг между пунктами приема и пунктами возбуждения одина-
ковый. Для каждого положения источника и фиксированного положения
пунктов приема формируется одна сейсмограмма ОПВ. Итогом проведе-
ния полевых работ на сейсмическом профиле методом ОГТ является набор
сейсмограмм ОПВ. Сейсмограммы ОГТ формируются путем выборок от-
дельных трасс из полученных полевых сейсмограмм ОПВ, соответствую-
щих некоторой глубинной точке.
Покажем, как проводятся полевые наблюдения методом ОГТ, и фор-
мируются сейсмограммы ОГТ на примере сейсмического профиля, состо-
ящего из 5 пунктов приема (пяти сейсмических каналов), и пункты воз-
буждения совпадают с пунктами приема.
Пусть имеется сейсмический профиль, состоящий из 5 пунктов при-
ема, расположенных на нем с равным шагом (рис. 6.9). На некоторой глу-
бине расположим отражающую границу. Будем последовательно про-
слеживать лучи отраженных волн для каждого положения пункта воз-
буждения при фиксированном положении пунктов приема на дневной
поверхности, последовательно перемещая его от одного пункта приема
на следующий.
Для положения источника на первом пункте приема траектории лучей
отраженных волн будут выглядеть так, как показано на рис. 6.9, а. Резуль-
татом записи этого возбуждения будет сейсмограмма ОПВ, содержащая
5 трасс, каждая из которой является результатом регистрации отражен-
ных волн, лучи которых показаны на рисунке. Точки отражения на грани-
це пронумеруем от начала профиля: ТО1, ТО2, ТОЗ, ТО4, ТО5.
110
ГЛАВА 6. Метод отраженных волн
РИС. 6.9. Формирование
сейсмограмм ОГТ.
Лучи отраженных от гра-
ницы раздела волн, фор-
мирующие сейсмограммы
ОПВ при различных по-
ложениях пункта возбуж-
дения (а-д), и лучи, фор-
мирующие сейсмограмму
общей глубинной точки
под номером 5 (ТО5) (е).
Лучи отраженных волн
показаны пунктирными
линиями. Лучи отражен-
ных волн, формирующие
сейсмограмму общей глу-
бинной точки под номе-
ром 5, показаны толстой
сплошной линией
Для всех последующих положений пункта возбуждения: ПВ2, ПВЗ,
ПВ4, ПВ5, траектории лучей отраженных волн показаны на рис. 6.9, б,
рис. 6.9, в, рис. 6.9, г, рис. 6.9, д соответственно. Для пяти положений ис-
точника результатом отработки сейсмического профиля методом ОГТ
будет 5 сейсмограмм ОПВ, каждая из которых состоит из 5 трасс. Всего
трасс, очевидно, будет: (5 сейсмограмм ОПВ х 5 трасс) = 25 трасс. Общее
количество точек отражения для пяти пунктов возбуждения и пяти пун-
ктов приема составит 9. Причем общее количество отражений (трасс) у
каждой точки отражения будет разное.
Количество уникальных пар источник—приемник с независимыми
друг от друга лучами отраженных волн для данной обшей глубинной точ-
ки определяет ее кратность. При этом в силу принципа взаимности, на-
пример для точки отражения ТО5 (рис. 6.9, а), лучи отраженных волн от
источника ПВ1 до приемника ПП5 и от ПВ5 до ПП1 являются факти-
чески идентичными и не меняют кратности точки отражения ТО5. Для
самых крайних точек отражения на границе под номерами 1 и 9 (ТО1 и
ТО9) существует только один луч отраженной волны, соответствующий
111
А.П. Ермаков
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
РИС. 6.10. Достижение
максимальной кратности
на первом канале (ПП1) с
соответствующей точкой
отражения (ТО1) путем
добавления выносных
пунктов возбуждения.
ПП1,ПП2,..., ПП5 — пун-
кты приема, ПВ1 — пункт
зозбуждения в пределах
приемной линии, ВПВ1...
ВПВ4 - выносные пункты
возбуждения за предела-
ми приемной линии
совмещенному положению источник и приемник, т.е. их кратность 1.
Крайним точкам соответствуют пункты возбуждения ПВ1 и ПВ5.
Точки отражения ТО2 и ТО8 будут соответствовать лучам отражен-
ных волн от пунктов возбуждения ПВ1, ПВ2 и ПВ4, ПВ5 соответствен-
но. Точка отражения ТО2 будет являться общей глубинной точкой для пар
источник—приемник ПВ1—ПП2 и ПВ2—ПП1, а точка отражения ТО8 бу-
дет являться общей глубинной точкой для пар источник—приемник ПВ5—
ПП4 и ПВ4—ПП5. Пары ПВ1—ПП2 и ПВ2—ПП1, ПВ4—ПП5 и ПВ5 и
ПП4 — взаимные, т.е. кратность точек отражения ТО2 и ТО8 тоже 1.
Кратность точки отражения ТОЗ равна 2. Для этой точки есть две не-
зависимые траектории отраженных волн: ПВ1—ППЗ (или, что то же са-
мое, ПВЗ—ПП1) и ПВ2—ПП2. Аналогично, кратность точки ТО7 тоже 2.
Далее несложно рассчитать кратности остальных точек: кратность точек
отражения ТО4 и ТО6 равна 2, кратность точки отражения ТО5 равна 3
(рис. 6.9, е).
Для каждой общей глубинной точки можно сформировать сейсмо-
грамму ОГТ. Так, сейсмограмма общей глубинной точки под номером 5
(ТО5), имеющая максимальную кратность, будет содержать 5 трасс (са-
мое большое количество трасс), отвечающих парам источник—приемник:
ПВ1—ПП5, ПВ2—ПП4, ПВЗ-ППЗ, ПВ4-ПП2, ПВ5—ПП1. Сейсмограм-
мы ОГТ под номерами 1 и 9 (ТО1 и ТО9), соответствующие крайним ка-
налам (ПП1 и ПП5) с кратностью 1 будут содержать единственную трас-
су: пары источник—приемник ПВ1—ПП1 и ПВ5—ПП5.
Кратность на крайних каналах можно повысить до максимальной
кратности в середине приемной линии путем добавления выносных пун-
ктов возбуждения. Для пятиканальной приемной линии равномерная
максимальная кратность на всех каналах достигается при использовании
четырех дополнительных выносных пунктов возбуждения с каждой сто-
роны приемной линии (рис. 6.10).
Из выше сказанного следует несколько промежуточных выводов, ка-
сающихся метода ОГТ для совпадающих пунктов приема и возбуждения:
1. Количество общих глубинных точек в сейсмических исследованиях ме-
тодом ОГТ, имеющих N каналов, составляет (27V — 1);
112
ГЛАВА 6. Метод отраженных волн
2. Шаг между общими глубинными точками в случае горизонтально-
слоистого разреза в 2раза меньше шага наблюдения:
&хпГТ =—Ы1П;
огт 2
3. Если пункты возбуждения находятся в пределах приемной линии, то
минимальная кратность оказывается на крайних каналах и составляет 1;
4. Максимальная кратность не может превышать количества пунктов
приема и достигается в середине приемной линии. Для достижения макси-
мальной равномерной кратности на всей приемной линии можно использо-
вать дополнительные выносные пункты возбуждения с каждой стороны при-
емной линии количеством (N - 1), где N — число каналов.
6.7. ГОДОГРАФ ОГТ И ЕГО СВОЙСТВА
Для одной горизонтальной отражающей границы на глубине h легко
вывести годограф ОГТ. Положив скорость в покрывающем границу слое
постоянной величиной V, удаление источник—приемник переменной ве-
личиной /, из треугольников ЛОЙ и ОВС по теореме Пифагора легко полу-
чить (рис. 6.11):
РИС. 6.11. Лучевые
траектории (показаны
стрелками) и годограф
ОГТ для горизонтальной
границы раздела
113
А.П. Ермаков_____________
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
РИС. 6.12. Годограф ОПВ
(а) и годограф ОГТ (б) в
случае наклонной грани-
цы (по Боганик Г.Н. и др.,
2006)
(6.8),
Как видно, формула (6.7) идентична формуле (4.6), описывающей годо-
граф отраженной волны для горизонтальной границы раздела. В нашем
случае в качестве переменной х берется расстояние I между источником
и приемником, равностоящих от средней точки О. То есть для горизон-
тальной границы раздела годограф ОГТ полностью идентичен годогра-
фу ОПВ.
В случае наклонной границы годограф ОГТ легко получить из годо-
графа ОПВ для наклонной границы:
/(О = -^ ^4/z2 + /2 cos2 ф = Й + (-/—)2 .
V ' ОГТ
Здесь К—скорость отраженной волны в покрывающем отражающую гра-
ницу слое, h — глубина от т. О до отражающей границы по нормали, <р —
угол наклона границы, I — расстояние от источника до приемника, равно-
удаленных от средней точки, VorT = F/costp — эффективная скорость ОГТ.
Вывод данной формулы можно найти в многочисленных пособиях и учеб-
никах по сейсморазведке, например, в работе Е.Б. Терентьевой, 2010.
При / —> оо в формуле (6.3) можно положить /» h и тогда /(/) —> ±(//Г)-
Т.е. годограф ОГТ обладает асимптотой, которой является годограф пря-
мой волны (4.1).
Минимум функции (6.3) найдем, приравняв производную /'(/) к нулю:
1 2/СО82ф
г(/) =--, = = 0 , / = 0.
V y]4h2 +/2 cos2 ф
Таким образом, минимум годографа ОГТ находится в точке с координа-
тами: I = 0, /(0) = t0 - (2h/V), т.е. годограф ОГТ симметричен относитель-
но средней точки. Отсюда следует важный вывод: положение минимума
годографа ОГТне зависит от наклона границы и имеет всегда абсциссу общей
114
ГЛАВА 6. Методотраженных волн
средней точки, в отличие от годографа ОПВ, минимум которого смещается
по восстанию границы (рис. 6.12).
В годографе ОГТ в зависимости от угла наклона границы ср меняется
параметр VorT= V/costp. Этот параметр определяет наклон годографа ОГТ.
Очевидно, что при горизонтальном положении границы (<р = 0) VorT= V—
случай полного совпадения годографов ОГТ и ОПВ. Если же граница на-
клонная (ф Ф 0), то скорость Ио/Тбудет тем больше, чем угол наклона грани-
цы, а, следовательно, кривизна годографа будет уменьшаться (рис. 6.12).
6.8. ПРИНЦИПИАЛЬНАЯ СХЕМА ПОЛУЧЕНИЯ
ВРЕМЕННОГО РАЗРЕЗА ОГТ
Результатом исследований методом ОГТ обычно является разрез по
профилю в масштабе времени. Границами на таком разрезе являются
оси синфазности отраженных волн. Если произведены оценки скоростей
распространения сейсмических, в данном случае отраженных, волн, то
временной разрез возможно пересчитать в глубинный.
Метод ОГТ принципиально отличается от других сейсмических мето-
дов в возможности использования информации нескольких лучей волн,
отраженных от одной точки. Покажем принципиальную схему получения
временного разреза при использовании метода ОГТ.
На первом этапе из множества сейсмограмм ОПВ путем сортировок
их трасс формируются сейсмограммы ОГТ. Пример формирования сейсмо-
грамм ОГТ из сейсмограмм ОП В был показан в разделе 6.4.
Следующим шагом является этап спрямления годографов отражен-
ных волн на сейсмограммах ОГТ путем ввода специальной временной по-
правки. Эта поправка, временной сдвиг, вводится в каждую трассу, фор-
мирующую сейсмограмму ОГТ, так, чтобы годограф отраженной волны
трансформировался в линию, имеющую время г0. Время /0 будет соответ-
ствовать времени пробега сейсмической волны по нормали к границе при
нулевом удалении источник—приемник, т.е., когда они совмещены. Оче-
видно, что временная поправка будет разная для каждой конкретной трас-
сы, в виду гиперболичного вида годографа отраженной волны. Временная
поправка, называемая кинематической, имеет следующий вид (Терентье-
ва Е.Б., 2010):
(6.9)
где / — расстояние от источника до данного пункта приема (удаление), V—
эффективная скорость, определяемая по годографу отраженной волны
на сейсмограмме ОГТ (отсюда название поправки — «кинематическая»),
г0 — время пробега сейсмической волны по нормальному лучу. Кинемати-
ческая поправка для трассы нулевого удаления (совмещенный источник
и приемник), таким образом, будет равна нулю (/ = 0) и возрастать с уда-
лением от источника. Очевидно, что в многослойной среде каждый годо-
граф отраженной волны будет отличаться от других кривизной, а значит
115
А.П. Ермаков_____________
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
РИС. 6.13. Годограф
отраженной волны на
синтетической сейсмо-
грамме ОГТ после ввода
кинематических поправок
с различной эффектив-
ной скоростью:
а — исходный годограф;
б — использована ско-
рость 2260 м/с;
в — использована ско-
рость 2000 м/с;
г— использована ско-
рость 2500 м/с.
По оси ординат отложено
время в с
(по 0. Уилмаз, 1986)
скоростью V и временем /0. В иностранной литературе вместо термина
«кинематическая поправка» используется аббревиатура «-NMO» (от англ.
normal moveouf).
При расчете кинематической поправки, исходя из формулы (6.9), не-
обходимо знать три параметра: /, И и /0. Параметры /, и /0 — всегда извест-
ны, их легко найти на сейсмограммах. Скорость определяется более слож-
ным путем перебора множества значений: для каждого значения скорости
рассчитывается теоретический годограф отраженной волны и сопоставля-
ется с наблюденным. Геофизик сам определяет, исходя и априорной ин-
формации, опыта и здравого смысла, какая скорость наилучшим обра-
зом определяет совпадение теоретического годографа и наблюденного.
Процедура определения эффективных скоростей по наблюденным годо-
графам отраженных волн называется скоростным анализом. Каждая пара
(/0, К) будет соответствовать одному годографу отраженной волны, а сово-
купность этих определений будет формировать скоростной закон для дан-
ной конкретной глубинной точки.
После ввода кинематической поправки во все трассы сейсмограммы
ОГТ суммируются между собой. Если параметры кинематической поправ-
ки были выбраны правильно, то годограф отраженной волны будет пред-
ставлять собой прямую линию. В этом случае все трассы будут суммиро-
ваться в фазе и полезный сигнал — отраженная волна,, будет усиливать-
ся. В то же время, остальные регулярные волны-помехи и случайный шум
будет суммироваться произвольным образом — не в фазе, т.е. ослаблять-
ся. Суммирование трасс между собой одной сейсмограммы ОГТ называ-
ется суммированием по ОГТ.
На рис. 6.13 представлены годографы отраженной волны на рассчи-
танной {синтетической) сейсмограмме ОГТ после ввода кинематических
116
ГЛАВА 6. Метод отраженных волн
РИС. 6.14. Полевые
сейсмограммы до
(слева) и после (справа)
ввода кинематических
поправок:
а — сейсмограммы ОГТ;
б — сейсмограммы ОПВ
(сейсмограммы взяты
из фондов кафедры
сейсмометрии и гео-
акустики геологического
факультета МГУ)
поправок для различных значений эффективной скорости. Можно видеть,
что в зависимости от того, какая скорость была выбрана для кинематиче-
ской поправки, годограф отраженной волны может быть как недоспрям-
лен, так и переспрямлен. И в том и другом случае суммирование по ОГТ
будет не эффективно, т.к. трассы будут суммироваться не фазе.
В случае горизонтальной границы годографы ОГТ и ОПВ полностью
совпадают. Совпадать же они будут и после ввода кинематической поправ-
ки. Если же граница наклонная, то в виду отличия в этом случае годогра-
фов ОГТ и ОПВ, ввод кинематической поправки, рассчитанной для сейс-
мограммы ОГТ, будет приводить к недоспрямлению годографов отражен-
ных волн на сейсмограмме ОПВ (рис. 6.14).
После суммирования по ОГТ вместо одной сейсмограммы ОГТ полу-
чается одна трасса с усиленным полезным сигналом (отраженные волны).
Выстраивая трассы, полученные после суммирования по всем сейсмо-
граммам ОГТ, в порядке возрастания их номеров, мы получим временной
разрез ОГТ (рис. 6.15). Поскольку каждая трасса на временном разрезе со-
ответствует общей глубинной точке, то и шаг между трассами на итоговом
разрезе будет равен половине шага между пунктами приема.
Переход от временного масштаба в глубинный — не тривиальная про-
цедура, требующая знания пластовых скоростей для каждого выделенно-
го сейсмического слоя. Импульсы отраженных волн на трассах «в совокуп-
ности будут образовывать отражающие горизонты. Дальнейшая сейсми-
ческая интерпретация временных или глубинных разрезов заключается в
увязке сейсмических границ и их геологическом истолковании.
Практически на всех этапах сейсмический сигнал на сейсмограммах
и временных разрезах подвергается специальной математической обра-
ботке, имеющей несколько главных целей. Среди них следует отметить
117
А.П. Ермаков
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
РИС. 6.15. Временной следующие: подавление регулярных волн-помех (например, поверх-
разрез ОГТ ностные волны), улучшение отношения амплитуды полезного сигна-
ла к амплитуде случайного шума (микросейсм), изменение частотного
состава записи с целью увеличения разрешающей способности метода,
уточнение формы и положения отражающих границ, их прослеживае-
мости и др. Подробно обо всех этапах математической обработки можно
узнать, например, в работах: Хаттон Л, 1989; Шерифф Р., ГелдартЛ., 1987;
Уилмаз О., 1986.
6.9. ПОДАВЛЕНИЕ МНОГОКРАТНО
ОТРАЖЕННЫХ ВОЛН
Метод ОГТ помимо усиления сигнала за счет суммирования по ОГТ
позволяет бороться с регулярными многократно отраженными волнами-
помехами. Определяющим моментом здесь является различие эффектив-
ных скоростей (кривизны годографов) однократно и многократно отра-
женных волн.
В реальности может наблюдаться такая ситуация, когда многократ-
но отраженная волна от некоторой границы может иметь такое же вре-
мя /0, что и однократно отраженная волна от более глубокой границы.
118
ГЛАВА 6. Метод отраженных волн
РИС. 6.16. Трансформа-
ция годографов одно-
кратно (/п и f21) и дву-
кратно отраженных волн
(f12) после ввода кинема-
тической поправки для
трехслойной модели сре-
ды с постоянными скоро-
стями (скорость с глуби-
ной возрастает):
а — исходные годографы
отраженных волн;
б — те же годографы по-
сле ввода кинематической
поправки с эффективной
скоростью, определенной
по годографу г21
(по Гайнанов В.Г., 2006)
РИС. 6.17. Годографы
однократно и двукратно
отраженных волн до и по-
сле ввода кинематиче-
ской поправки:
а — исходные годогра-
фы однократно (Го= 1,0 с)
и двукратно отраженных
волн (Го= 1,1 с);
б — те же годографы по-
сле ввода кинематической
поправки с эффективной
скоростью,определенной
по годографу однократно
отраженной волны;
в — суммарная сейсмо-
трасса с усиленным сиг-
налом однократно отра-
женной волны и осла-
бленным сигналом
двукратно отраженной
волны (по Гайнанов В.Г.,
2006)
На рис. 6.16, а схематически показан такой случай: две отражающие гра-
ницы, разделяющие три слоя с постоянными скоростями И, < V2 < И3.
Здесь Zj j и /2| — годографы однократно отраженных волн от первой (сверху
вниз) и второй отражающих границ соответственно. Г|2 — годограф дву-
кратно отраженной волны от первой границы и имеющей то же время Го,
что и однократно отраженная волна от второй границы. Очевидно, что
кривизна годографов /]2 и Г21 будет отличаться, в виду разных кажущихся
скоростей двукратно отраженной волны и однократно отраженной. Раз-
ными же будут и их асимптоты: асимптотой двукратно отраженной волны
будет являться прямая с наклоном 1/Т,, а у однократно отраженной вол-
ны от второй границы 1/V2. На рис. 6.16, а асимптоты показаны пунктир-
ными линиями.
После ввода кинематической поправки с эффективной скоростью,
определенной по годографу однократно отраженной волны от второй
границы (годограф /2|), годографы преобразуются так, как показано на
рис. 6.16, б. Т.е. годограф /21 спрямится, в то время как годографы и Г]2
недоспрямятся в виду более низких эффективных скоростей (большей
кривизны годографов).
119
А.П. Ермаков_____________
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
Что будет происходить с годографами однократной и двукратной от-
раженной волн после ввода кинематической поправки при суммировании
их трасс? На рис. 6.17, г? представлен фрагмент сейсмограммы ОГТ до вво-
да кинематической поправки. Здесь на времени t0= 1,0 сек показан годо-
граф однократно отраженной волны, на времени tQ= 1,1 сек показан годо-
граф двукратно отраженной волны. После ввода кинематической поправ-
ки А/, с эффективной скоростью, определенной по годографу однократно
отраженной волны, его годограф спрямится, а у годографа двукратно от-
раженной волны останется некоторая остаточная кривизна (рис. 6.17, б).
После суммирования трасс между собой отраженный сигнал на времени
/0= 1,0 с, соответствующий однократно отраженной волне, усилится, в то
время как отраженный сигнал двукратно отраженной волны на времени
t0- 1,1 с существенно ослабится, поскольку будет суммироваться не фазе
(рис. 6.17, в).
КОНТРОЛЬНЫЕ ВОПРОСЫ
1. Какие задачи успешно решает метод отраженных волн?
2. Опишите метод непрерывного сейсмического профилирования.
3. На чем основан метод георадиолокации?
4.1 Какие способы формирования сейсмограмм существуют при много-
канальных сейсмических наблюдениях?
5. Дайте определение обшей глубинной точки. Во что будет трансфор-
мироваться обшая глубинная точка при наклонной границе?
6. Что такое эффективная и предельная эффективная скорости?
7. Как можно определить эффективную скорость по одиночному'
годографу отраженной волны?
8. Объясните построение отражающей Гранины способами «/()»
и засечек.
9. Опишите принципиальную схему формирования временного разреза
в методе ОГТ.
10. Дайте определение кратности в методе ОГГ.
11. Какой функцией описывается годограф ОГТ?
12. Чем отличается годограф ОГТ от годографа ОПВ отраженной
волны в случае наклонной границы?
13. К чему приводит ввод неправильной кинематической поправки?
14. На чем основано подавление многократно отраженных волн
в методе ОГТ?
15. Как называется последовательность процедур обработки в методе
ОГТ?
120
ГЛАВА 7. Методика
сейсмических
наблюдений
Решение любой геологической задачи с помощью сейсморазведки
требует разработки методики проведения полевых сейсмических иссле-
дований. От правильности выбора методики наблюдений зависит каче-
ство получаемого материала, глубинность исследований, детальность из
учения геологической среды. Вообще говоря, в зависимости оттого, какой
сейсмический метод и какая полевая методика наблюдений были выбра-
ны, геологическая задача может быть решена, решена частично или вооб-
ще не решена.
Под выбором методики сейсмических наблюдений понимают выбор
сети сейсмических профилей, системы наблюдений, условий возбужде-
ния и приема сейсмического сигнала, параметров регистрации сейсмиче-
ских событий. Общим принципом проектирования методики сейсмических
наблюдений является обеспечение достаточной информативностью сейс-
мических записей при минимальных затратах на их получение. Под инфор-
мативностью сейсмической записи в первую очередь понимают возмож-
ность прослеживания целевых волн (отраженных, преломленных и др.)
Сеть сейсмических профилей состоит из основных и связующих про-
филей. Основные профили располагают вкрест простирания целевых гра-
ниц (отражающих или преломляющих), а связующие — по простиранию.
Выбор густоты сети и количества основных и связующих профилей опре-
деляется требуемой детальностью исследований и надежностью геометри-
ческих построений геологических структур. По мере возможности сеть
профилей должна образовывать замкнутый контур. Если на площади при-
сутствуют скважины, то профили стараются прокладывать через них.
7.1. СИСТЕМЫ НАБЛЮДЕНИЙ
В СЕЙСМОРАЗВЕДКЕ
Системой наблюдений (СИ) называют взаимное расположение пун-
ктов возбуждения (ПВ) и пунктов приема (ПП) колебаний. Она образует-
ся при последовательном перемещении базы наблюдений, которая состо-
ит из сейсмической расстановки и сейсмических источников. Сейсмическая
расстановка (приемная линия) — это совокупность всех пунктов (точек)
приема, в которых одновременно записывают колебания от единого
121
А.П. Ермаков_____________
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
источника. Поскольку источники и приемники приурочены к отдельным
точкам пространства, общим свойством систем наблюдений является их
дискретность (Г.Н. Ботаник, И.И. Гурвич, 2006).
Системы наблюдений различаются по ряду показателей:
1. Размерность СН определяется пространственным размещением
ПП и ПВ. В многоканальных наземной и морской сейсморазведке ПП и
ПВ обычно располагаются вдоль профилей. В этом случае говорят о дву-
мерной сейсморазведке (2D). Если же ПП и ПВ располагаются на площади
и регистрация сейсмических событий производится сразу на нескольких
приемных линиях, то имеет место трехмерная сейсморазведка (3D).
При трехмерной сейсморазведке количество ПП и ПВ существен-
но больше, чем их количество при двумерном варианте. Очевидно, это
приводит к существенному удорожанию стоимости проведения трех-
мерных сейсмических наблюдений. Однако в последнее время двумер-
ная сейсморазведка находит все меньшее применение по сравнению с
трехмерной. Среди основных причин здесь следует выделить высокую
информативность и достоверность получаемых результатов в трехмер-
ной сейсморазведке. При построении разрезов при 20-сейсморазведке
предполагается, что сейсмические лучи распространяются в плоскости
наблюдений (в плоскости профиля). На самом деле лучи могут отражать-
ся и преломляться от границ раздела в стороне от профиля — не в пло-
скости наблюдений. Те. фактически точки отражения и преломления со
своего истинного положения смещаются на плоскость сейсмического
профиля. В трехмерной сейсморазведке за счет регистрации волнового
поля на целой площади в разных азимутальных направлениях определе-
ние истинного положения точек преломления и отражения существен-
но упрощается. Если результатом исследований 2D-сейсморазведкой
является разрез, то при исследованиях 3D-сейсморазведкой результа-
том является сейсмический куб (рис. 7.1). Сейсмический куб представ-
ляет собой объемное изображение геологической среды с сейсмически-
ми границами.
Одноканальная сейсморазведка, хотя ее результатом тоже может быть
разрез или куб, по сути, представляет собой /D-сейсморазведку, означая,
что регистрация сейсмического поля производится в одной точке про-
странства при совмещенном источнике и приемнике. С некоторым при-
ближением к 1 D-сейсморазведке можно отнести сейсмические зондиро-
вания. В данном случае исследования проводят на коротких профилях с
некоторым шагом в рамках одного длинного профиля. Параметры геоло-
гической среды на таких коротких профилях фактически определяются в
точке по сравнению с длиной большого профиля.
В последнее время при разработке нефтяных и газовых месторожде-
ний, в строительстве, проходке шахт и штолен и др. все чаще применяет-
ся 4D-сейсморазведка, представляющая собой мониторинг за состоянием
нефтяного или газового резервуара, грунта или массива пород во време-
ни. В случае 4О-сейсморазведки сейсмические наблюдения 3D, напри-
мер на каком-либо месторождении, проводят через равные промежутки
времени при неизменной полевой методике.
122
ГЛАВА 7. Методика сейсмических наблюдений
РИС. 7.1. Сейсмический
куб как результат трех-
мерных сейсмических ис-
следований на акватори-
ях (30-сейсморазведка)
2. Колебания частиц геологической среды при прохождении через
нее сейсмической волны можно условно разделить по трем направлени-
ям (х, у, z), принятых в декартовой системе координат. Под компетентно-
стью системы наблюдения подразумевается количество регистрируемых
компонент волнового поля. В нефтегазовой сейсморазведке традицион-
но проводятся измерения одной вертикальной компоненты (из трех воз-
можных) волнового поля, что характерно для сейсморазведки на продоль-
ных P-волнах. В данном случае мы будем иметь 1С сейсморазведку. Одно-
временно регистрируя две или три компоненты волнового поля в одной
точке, т.е. продольные (обычно z-компонента) и поперечные волны — SV
или SH (обычно х- и у-компоненты), мы получим 2С и ЗС сейсморазведку.
Существует и 4С сейсморазведка, реализуемая при морских исследовани-
ях, когда специальными донными станциями осуществляется регистра-
ция трех компонент волнового поля и еще одной дополнительной, чет-
вертой, — давление воды.
Компонентность систем наблюдения имеет также место относи-
тельно пунктов возбуждения. В упругих средах с помощью специаль-
но сконструированных источников можно возбуждать однонаправлен-
ные колебания. В зависимости от того, в скольких направлениях (из трех
123
А.П. Ермаков
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
РИС. 7.2. Нерегулярное
расположение пунктов
возбуждения (красные
точки) при регулярном
расположении пунктов
приема (синие линии),
связанное с присутстви-
ем на площади жилых по-
строек (трехмерная сейс-
моразведка)
возможных) происходит возбуждение сейсмической волны, мы также бу-
дем иметь 1 С, 2С или ЗС сейсморазведку. Таким образом, возбуждая три
компоненты и регистрируя три компоненты волнового поля, мы получим
3 х 3 = 9С сейсморазведку.
3. Системы наблюдений могут быть регулярными и нерегулярными. Ес-
ли в первом случае плотность исследований в каждой точке на исследу-
емой площади или профиле равномерна, то во втором случае она может
быть различна (рис. 7.2). Такая ситуация может быть вызвана различны-
ми факторами, например, из-за невозможности проведения сейсмических
исследований на данном конкретном участке (жилые постройки, слож-
ный рельеф, болота, озера и т.п.).
4. Конфигурация системы наблюдения определяет взаимное распо-
ложение источников и приемников, их количество, а также кратность
системы наблюдений. Количество пунктов приема почти всегда превы-
шает или равно количеству пунктов возбуждения. Шаг между пунктами
возбуждения обычно делают кратным шагу между пунктами приема. Ва-
риантов взаимного расположения и количества пунктов возбуждения и
пунктов приема довольно много, особенно при площадных исследова-
ниях. Конфигурация системы наблюдения подбирается для каждой кон-
кретной площади или профиля непосредственно перед началом поле-
вых работ.
В глубинной сейсморазведке под понятием канала обычно подразу-
мевается группа соединенных между собой сейсмоприемников. В группы
же объединены и синхронно действующие источи ики сейсмических волн.
И в том и в другом случае под группой подразумевается пункт возбужде-
ния или пункт приема соответственно, причем координаты пунктов воз-
буждения и пунктов приема определяются координатами расположения
центров групп. Группирование источников и приемников существенно
улучшают качество полезного сигнала, позволяя избирательно усиливать
полезный сигнал, ослаблять регулярные волны-помехи, контролировать
частотный состав сейсмической записи и др.
Конфигурация систем наблюдения определяет также и то, как вза-
имно располагаются источники и приемники относительно друг друга.
Самым распространенным способом является продольное профилирова-
ние, когда пункты возбуждения располагаются на одной линии с пункта-
ми приема. Такой способ взаимного расположения источников и при-
емников чаще всего применяется в 2О-сейсморазведке, как более уни-
версальный и технологичный. Намного реже встречается непродольное
профилирование, когда линия источников смещена относительно прием-
ной линии. Обычно при непродольном профилировании линии источ-
ников и приемников ортогональны друг другу. В это же время при пло-
щадных наблюдениях (ЗО-сейсморазведка) линии источников почти
всегда располагаются относительно линий наблюдений под некоторым
углом. В зависимости от этого угла среди самых распространенных схем
систем наблюдения выделяют системы типа «крест», «кирпич», «зигзаг»
и др. (рис. 7.3).
124
ГЛАВА 7. Методика сейсмических наблюдений
РИС. 7.3. Распространен-
ные системы наблюдений
в 30-сейсморазведке:
а — «крест»,
б — «кирпич»,
в — «зигзаг».
На рисунке пункты
приема показаны крести-
ками, пункты возбужде-
ния — квадратиками
а
в
х: 516.41 у: 815.74
1000
X COORDINATE
2000 3000
4000 5000
__I_______i_______l_
Y
С
О
О
R
D
I
N
А
Т
Е
800
700'
800'
500'
400'
300'
200'
100'
О'
125
А.П. Ермаков_____________
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
7.2. ПАРАМЕТРЫ СИСТЕМ НАБЛЮДЕНИЯ
В СЕЙСМОРАЗВЕДКЕ
Любая система наблюдений в сейсморазведке МОВ или МПВ харак-
теризуется несколькими важными параметрами.
1. Расстояние I от пункта приема до пункта возбуждения — удаление
или дистанция (offset) есть не что иное как:
I= \j(xnn ~хпвУ +(Упп ~УпвУ , (7.1)
где (хпп, упп) и (хпв, упв) — координаты пунктов приема и возбуждения
соответственно. В нефтегазовой сейсморазведке удаления в среднем со-
ставляют 3—5 км.
2. Длина расстановки L, содержашей W пунктов приема равна
А= (7V—1)Дхяя, (7.2)
где Ах///? — шаг между пунктами приема.
Пример:
В малоглубинной сейсморазведке стандартное число каналов N = 24.
При шаге между пунктами приема Дхяя= 2 м длина расстановки L соста-
вит: L - (24 - 1) х 2 - 46 м.
В методе отраженных волн длина расстановки выбирается исходя из
возможности прослеживаемости годографа отраженной волны от целе-
вой границы. Точность определения эффективной скорости, рассчитыва-
емой по годографу отраженной волны, также напрямую зависит от дли-
ны годографа. На практике длина расстановки в МОВ определяется сле-
дующей формулой LM0B:
^мов - Чфф АДг , (7.3)
где Кэфф — эффективная скорость отраженной волны, ДГ= фстах) - Ф^т) ~
разница между временем на максимальном удалении и нулевом удалении
пунктов приема и пункта возбуждения. Как правило, в методе отражен-
ных волн длина расстановки редко превышает 0,4 (МОВ) — 1,5 (МОГТ)
глубины до целевой границы.
В методе преломленных волн в случае горизонтально-слоистого раз-
реза длина расстановки определяется возможностью регистрации пре-
ломленной головной волны от целевой границы. Для уверенного опреде-
ления скорости головной волны необходимо, чтобы длина расстановки
была по крайней мере в 3 раза больше расстояния, где головная волна вы-
шла в первые вступления (координатахпе). В случае градиентной среды
глубина проникновения рефрагированной волны зависит от характера из-
менения скорости распространения упругих волн с глубиной. Сейсмиче-
ские волны, преломленные на больших глубинах, будут регистрироваться
126
ГЛАВА 7. Методика сейсмических наблюдений
РИС. 7.4. К выбору шага
между пунктами приема
(по Гайнанов ВТ, 2006)
на больших удалениях. В зависимости от скоростной характеристики сре-
ды длину расстановки на практике выбирают в 5—10 раз больше заданной
глубины исследования среды.
3. Шаг между пунктами приема &хПП определяется возможностью фа-
зовой корреляции полезной волны на сейсмограмме от трассы к трассе.
Корреляция волн осуществляется по совокупности динамических и
кинематических признаков (Гайнанов В.Г., 1988):
• повторяемость формы записи от трассы к трассе;
• плавное изменение амплитуды коррелируемой волны по мере
удаления от источника;
• плавное изменение кажущейся скорости.
Принимается, что максимальный шаг между пунктами приема не дол-
жен превышать половины видимой длины волны регистрируемых им-
пульсов (1 /2)Хе, а временные сдвиги А/между максимумами полезной вол-
ны не должны превышать половины видимого периода этой волны (1/2)
Тв (рис. 7.4). Тогда шаг между пунктами приема определяется следующим
соотношением:
(7.4)
где V* — кажущаяся скорость полезной волны, Тв — ее видимый период.
Практически всегда полезные волны на сейсмограмме имеют разный ча-
стотный состав и кажущиеся скорости. Тогда, чтобы их корреляция не вызы-
вала трудностей, шаг наблюдений выбирается минимальный, рассчитанный
для самой высокочастотной волны с наименьшей кажущейся скоростью.
Пример:
Определим максимально допустимый шаг Ах^междуттунктами при-
ема для уверенной регистрации регулярной волны с центральной часто-
той/^ 80 Гц, кажущаяся скорость которой V*= 2000 м/с. Видимый пери-
од волны в нашем случае Тв= 1/80 Гц = 0,0125 с. Тогда
К* —= 2000х°’°125 = 12,5 м.
2 2
Т.е. шаг между пунктами приема Ахяя< 12,5 м.
127
А.П. Ермаков_____________
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
Шаг пунктов приема зависит от масштаба съемки и геологической за-
дачи. В малоглубинной сейсморазведке шаг каналов составляет 2—5, реже
10 м. В нефтегазовой сейсморазведке наиболее шаг ПП чаще всего состав-
ляет 12,5,25 или 50 м. В региональных сейсмических наблюдениях рассто-
яние между пунктами приема может достигать 2—5 км.
4. В методе ОГТ для горизонтально слоистой среды координата сред-
ней точки — проекция общей глубинной точки на линию наблюдения,
определяется как (2О-сейсморазведка):
(7.5)
_ лпп ^пв
хост 2
5. Шаг общих глубинных точек по координате х в методе ОГТ всегда ра-
вен половине шага между пунктами приема и не зависит от других пара-
метров системы наблюдения:
Д v- — — Дг
^огт 2 пп
(7.6)
6. В нефтегазовой сейсморазведке для определения кратности си-
стемы наблюдений расстановку и фиксированный относительно нее пункт
возбуждения рассматривают как единое целое и перемещают по профи-
лю с шагом равным шагу между пунктами возбуждения Ьхпв. Отношение
d = Ьхпв/Мпп при этом должно быть целым числом. В этом случае макси-
мальная кратность Л"системы наблюдения определяется как:
N
К = —, (7.7)
2d
где 7V — число каналов в расстановке.
Заметим, что в разделе 6.4, в отличие от вышеописанной ситуации,
при определении кратности мы для простоты рассматривали фиксирован-
ную приемную линию, а пункт возбуждения последовательно перемеща-
ли от одного пункта приема к следующему.
7. Количество пунктов возбуждения (шаг пунктов возбуждения) в сейс-
моразведке наряду с шагом между пунктами приема определяет деталь-
ность итогового разреза. На производстве количество пунктов возбужде-
ния главным образом выбирают из стоимости полевых работ, добиваясь
наилучшего соотношения «цена—качество».
Шаг между пунктами возбуждения по профилю при исследованиях на
головных волнах не должен быть больше, чем длина интервала прослежи-
ваемости целевой головной волны в первых вступлениях. На рис. 7.5 по-
казан пример выбора шага между пунктами возбуждения, необходимо-
го для прослеживания головной волны, преломленной от второго слоя в
трехслойном разрезе (два излома годографа первых вступлений для пун-
кта возбуждения ПВ1). Интервал смещения пункта возбуждения ПВ2 ра-
вен (может быть меньше) интервалу прослеживаемости участка голов-
ной волны, преломленной на кровле второго слоя и пришедшей в пер-
вых вступлениях.
128
ГЛАВА 7. Методика сейсмических наблюдений
РИС. 7.5. Определение
шага между пунктами
возбуждения при просле-
живании границы мето-
дом преломленных волн
при регистрации в пер-
вых вступлениях голов-
ной волны
8. В методе преломленных волн при регистрации в первых вступле-
ниях головных волн количество выносных пунктов возбуждения равно чис-
лу изломов на годографе первых вступлений. Расстояние каждого выноса
равно размеру «мертвой зоны» для целевой головной волны (раздел 5.2).
Количество выносных пунктов возбуждения в методе ОГТ определя-
ется необходимой кратностью на крайних каналах (раздел 6.4).
9. Количество повторных возбуждений (накоплений) сейсмического
сигнала на одном пункте возбуждения с целью увеличения отношения ам-
плитуды полезного сигнала к амплитуде случайной помехи.
Регистрируемое сейсмическое поле содержит множество регуляр-
ных волн. В зависимости от применяемого метода сейсморазведки ре-
гулярная волна может быть полезной (целевой) или быть помехой. Пре-
ломленные и отраженные волны являются целевыми в одноименных ме-
тодах преломленных и отраженных волн. Поверхностные и отраженные
волны вблизи источника могут интерферировать друг с другом, поэтому в
методах отраженных волн поверхностные волны являются регулярными
волнами-помехами, характеризующиеся большими амплитудами. С дру-
гой стороны поверхностные волны могут быть полезными за счет возмож-
ности выяснения распределения скоростей поперечных волн в исследуе-
мом разрезе. Этот метод, основанный на регистрации поверхностных волн
с целью определения скоростей поперечных волн, называется метод мно-
гоканального анализа поверхностных волн.
Кроме регулярных волн на сейсмических записях всегда присутству-
ет случайный шум, не связанный с источником упругих колебаний — ми-
кросейсмы. Это могут быть разнообразные аппаратурные помехи, шумы,
129
АЛ. Ермаков
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
РИС. 7.6. Увеличение
отношения амплитуды
регулярных волн к ампли-
туде случайной помехи
с накоплением
2 накопления 10 накоплений
вызванные колебаниями почвы за счет ветра, воздействия корневых си-
стем деревьев и травы и т. д.
Многократное возбуждение колебаний при фиксированном положе-
нии источника и пунктов приема позволяет выделить регулярные волны
на фоне микросейсм. Возбуждение сигнала п раз на одном и том же ПВ
позволяет увеличить отношение амплитуды полезного сигнала к амплиту-
де случайной помехи на сейсмической записи после суммирования меж-
ду собой всех сейсмограмм в п1/2 раз (рис. 7.6). Степень 1/2 в этой пропор-
циональности означает, что эффект накопления уменьшается с увеличе-
нием числа накоплений.
130
ГЛАВА 7. Методика сейсмических наблюдений
Очевидно, что накопление сигнала не приводит к подавлению регу-
лярных волн-помех.
10. Выбор типа сейсмических волн — поперечных (SH и/или 5У) или
продольных, определяется задачами исследований. Очевидно, что реги-
страция сейсмических волн различной поляризации подразумевает при-
менение специальных способов возбуждения и приема. Определяющим
фактором выбора типа используемых волн является их специфические
особенности: физическая природа, кинематические и динамические ха-
рактеристики, отличающие их от других типов волн.
На сейсмограммах опытный геофизик может проследить регулярную
волну даже при отношении амплитуд сигнала и помехи равном 1. Погреш-
ность определения амплитуды сигнала при этом приближается к 100%, что
приводит к большим ошибкам при расчете динамических параметров сиг-
нала: амплитуду, частотный состав и т.д. В нефтегазовой сейсморазведке
к качеству материала предъявляют повышенные требования, добиваясь,
чтобы превышение амплитуды полезного сигнала над амплитудой микро-
сейсм составяляло 10 и более раз (Гайнанов В.Г., 2006).
Выбор параметров систем наблюдения не может определяться только
общими правилами. Существенное влияние на выбор методики полевых
работ и параметров систем наблюдения могут оказывать условия проведе-
ния полевых работ: рельеф, заселенность исследуемой территории, время
года, погода, уровень промышленных шумов и т. д. В конечном итоге вы-
бор системы и параметров полевых наблюдений должен быть направлен
на решение геологической задачи.
КОНТРОЛЬНЫЕ ВОПРОСЫ
1. Что понимают под выбором методики сейсмических наблюдений?
2. В чем заключается общий принцип проектирования методики
сейсмических наблюдений?
3. Что называется системой наблюдения?
4. По каким показателям различаются системы наблюдений?
5. Охарактеризуйте 2D-, 3D-, 4В-сейсморазведку.
6. Что подразумевают под комнонентностью системы наблюдения?
7. Какими общими параметрами характеризуются системы наблюдения
в сейсморазведке?
8. Как выбирается шаг между пунктами приема? Назовите основные
правила фазовой корреляции. *
9. Как определяется максимальная кратность системы наблюдения
в методе ОГТ? Чему равен шаг ОГТ по координате х?
10. От чего зависит количество ПВ на профиле? Из каких соображений
выбирается количество выносных ПВ в методах ОГТ и МП В
на головных волнах?
131
ГЛАВА 8. Сейсморазведочная
аппаратура и техника
Получение качественного материала во время сейсморазведочных по-
левых работ требует большого количества специальной аппаратуры и тех-
ники. По разнообразию и сложности технических средств сейсморазведка
существенно превосходит все остальные геофизические методы. В то же
время существенно больше и стоимость сейсморазведочной аппаратуры.
Учитывая условия эксплуатации технических средств во время полевых
работ, к сейсморазведочной аппаратуре предъявляются жесткие требова-
ния: с одной стороны, надежность и неприхотливость при динамических
воздействиях и воздействии экстремальных температур, с другой стороны,
быстрота обработки большого количества информации без ее искажения.
Немаловажными также являются: портативность аппаратуры, легкость ее
обслуживания, экономичность. В последнее время особое внимание уде-
ляется степени воздействия сейсморазведочной аппаратуры и техники на
окружающую среду.
Основными элементами сейсморазведочной аппаратуры являются:
разнообразные источники упругих колебаний, приемники, компьютеризо-
ванные системы цифровой записи. Кроме них в сейсморазведке существу-
ет большое количество других элементов, обеспечивающих возбуждение,
прием и регистрацию сейсмического сигнала. В данной главе будут рассмо-
трены только основные элементы сейсморазведочной аппаратуры.
8.1. ИСТОЧНИКИ УПРУГИХ КОЛЕБАНИЙ
Под источником упругих колебаний в сейсморазведке может подразу-
меваться, по сути, любое устройство, осуществляющее механическое воз-
действие на геологическую среду. Тем не менее, на сейсмические источ-
ники накладывается ряд требований (Гайнанов В.Г., 2006):
воздействие на геологическую среду должно быть достаточно
сильное, чтобы принять полезные волны от глубоких границ и
на больших удалениях;
воздействие должно быть кратковременным, чтобы обеспе-
чить возможность разделения отраженных сигналов от сосед-
них границ. Время воздействия оказывает существенное вли-
яние на спектр сейсмических колебаний. Если длительность
132
ГЛАВА 8. Сейсморазведочная аппаратура и техника
излучаемого импульса меньше видимого периода колебаний,
то сейсмический источник называется импульсным. Большин-
ство источников в сейсморазведке являются импульсными. Ис-
ключением являются вибрационные источники, воздействие
на среду которых достигает нескольких секунд;
• в отношении сейсмических источников существенной оказы-
вается возможность накопления сигнала, т.е. его многократное
возбуждение в одной точке пространства;
источник сейсмических колебаний должен удовлетворять
всем требованиям по экологичности в отношении окружаю-
щей среды;
• источник сейсмических колебаний должен быть безопасным
для персонала.
Самым распространенным на сегодняшний день способом возбужде-
ния упругих колебаний в среде является взрыв специального взрывчатого
вещества на поверхности земли, скважине или штольне (взрывная сейсмо-
разведка). Взрывы на акваториях в настоящее время запрещены из эколо-
гических соображений.
Среди распространенных взрывчатых веществ (ВВ) следует отметить:
динамит, тринитротолуол (ТНТ), порох, реже газовые смеси. Масса заря-
да зависит от глубины исследований и, в меньшей степени, от требуемой
частоты сигнала. Если в первом случае определяющим моментов являет-
ся затухание сигнала при его распространении на большие глубины, то во
втором случае существует связь между массой (в общем случае мощностью
источника) и центральной частотой возбуждаемого сигнала: чем больше
масса заряда (мощность источника), тем ниже центральная частота воз-
буждаемого сигнала. При малоглубинных исследованиях взрывы зарядов
практически никогда не применяются. Масса ВВ при поисках и разведке
нефти и газа, как правило, составляет 0,5—2,5 кг. При исследованиях глу-
бинного строения Земли масса ВВ может достигать нескольких тонн.
На рис. 8.1 приведена принципиальная схема возбуждения сейсмиче-
ских волн в геологической среде с помощью взрыва. Подрыв ВВ осущест-
вляется с помощью электродетонатора мгновенного действия, обеспечи-
вающего начальный взрывной импульс. В момент взрыва по заряду ВВ
распространяется волна детонации. Образующиеся при этом газообраз-
ные продукты, создают ударную волну. Как показано на рисунке, после
взрыва ВВ в источнике P-волн образуются три зоны: зона разрушенных
пород (нарушен предел прочности пород), зона остаточных деформаций,
область упругих деформаций. Возбуждение поперечных во’лн технологи-
чески более сложно. Для их возбуждения необходимы либо специальные
устройства, позволяющие возбуждать 5-волны путем смещения грунта по
направлениям х и у (если положить, что по направлению z распространя-
ется P-волна), либо возбуждать сейсмические волны специальным обра-
зом, например, как показано на рис. 8.1, б — у боковых стенок шурфа.
Взрывы используют, главным образом, в наземной нефтегазовой сейс-
моразведке. Для них бурят специальные неглубокие скважины (10—20 м),
133
А.П. Ермаков_____________
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
РИС. 8.1. Принципиаль-
ная схема возбуждения
сейсмических волн в сре-
де с помощью взрыва
(по Боганик Г.Н,
Гурвич И.И., 2006):
а — источник Р-волн
(1 — заряд В В, 2 — зона
разрушенных пород,
3 — зона остаточных
деформаций,
4 — область упругих
деформаций);
б— источник S/7-волн
(1,2 — заряды у боковых
стенок шурфа)
которые после взрыва разрушаются. Сверху скважины либо засыпают зем-
лей, либо заливают водой. Эти меры существенно увеличивают воздей-
ствие взрыва на грунт. Наиболее благоприятными для взрывных источ-
ников являются пластичные породы, например, водонасыщенные глины.
Глубина заложения заряда ВВ в скважине определяется глубиной зале-
гания подошвы ЗМС. Таким образом, возбуждаемые сейсмические вол-
ны проходят чрезвычайно поглощающую ЗМС только в одном направле-
нии — при подходе к дневной поверхности.
Во времена СССР при исследованиях глубинного строения Земли
методом глубинного сейсмического зондирования (ГСЗ) использовались
взрывы массой от нескольких тонн до нескольких десятков тонн. В Вос-
точной Сибири в период с 1974 по 1978 гг. методом ГСЗ были отработаны
несколько региональных профилей (геотраверсов) с использованием под-
земных ядерных взрывов. Наиболее мощный ядерный взрыв был произ-
веден 9 августа 1978 года в 90 км северо-западнее от посёлка Сангар (респ.
Саха). Его мощность составила 22 килотонны.
Несмотря на большую мощность и самый большой КПД среди всех
других типов источников упругих колебаний, сейсмический эффект взры-
ва — доля энергии, которая идет на образование упругих волн — редко
превышает 1—2%
Взрывные источники удовлетворяют практически всем требовани-
ям за исключением безопасности проведения работ, невозможности по-
вторять возбуждения и экологичности. В настоящее время два последних
пункта оказываются решающими для постепенного отказа от этого спосо-
ба возбуждения упругих колебаний. На смену ему приходят столь же эф-
фективные и экологически безопасные вибрационные источники.
Вибрационные источники представляют собой тип поверхностных ис-
точников, которые обеспечивают кратковременные воздействия на среду,
повторяющиеся с большой частотой. Один акт возбуждения таких корот-
ких импульсов, называемый свип-сигналом, может составлять от несколь-
ких секунд до нескольких десятков секунд. Частота посылки импульсов
меняется во времени по некоторому заданному закону. Данный тип ис-
точников является на сегодняшний день самым перспективным в виду
134
ГЛАВА 8. Сейсморазведочная аппаратура и техника
РИС. 8.2. Внешний
вид вибратора
(колесный вариант)
его высокой эффективности, экологичности, безопасности для персона-
ла и возможности регулировки частотного состава возбуждаемых сигна-
лов. Пожалуй, единственным недостатком вибрационных источников по
сравнению с взрывными является возбуждение упругих волн на дневной
поверхности, которое приводит к возникновению интенсивных поверх-
ностных и звуковых волн-помех, а также к сильному затуханию волн при
прохождении ЗМС в двух направлениях.
Свип-сигнал генерируется с помощью специальной техники — сейс-
мических вибраторов. Главным рабочим органом вибраторов является ги-
дравлический цилиндр двустороннего действия с поршнем, который
жестко связан с излучающей колебания опорной плитой. В цилиндр с по-
мощью насоса попеременно нагнетается жидкость, в результате чего пор-
шень совершает возвратно-поступательные движения, передаваемые пли-
те и далее грунту. Плита прижимается к земле массой транспортного сред-
ства высокой проходимости. Толкающее усилие вибратора на грунт близко
к полной массе вибрационного источника. Масса современных вибрато-
ров может достигать 40 тонн (рис. 8.2).
Результатом записи свип-сигнала после его прохождения через сре-
ду является виброграмма, представляющая собой интерференционную
135
А.П. Ермаков
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
РИС. 8.3. Внешний вид
электромагнитного источ-
ника «Геотон» (ООО Гео-
сейс, фото взято с сайта
производителя)
картину различных волн. Без специальной обработки на ней невозможно
выделить какие-либо волны. Преобразование виброграмм в «читаемый»
вид основано на вычислении функции взаимной корреляции между ви-
брограммой и свип-сигналом, который регистрируется вблизи плиты ви-
братора. Подробную информацию о вибрационных источниках можно
получить из работы Шнеерсона М.Б., и др., 1990.
Другим типом импульсных источников являются газодинамические
источники. В данном типе источников для возбуждения упругих волн ис-
пользуется энергия взрыва газовой смеси (пропан—бутан—кислород) в
специальной замкнутой камере с поршнем. В момент взрыва происхо-
дит резкое расширение газов и под их воздействием поршень устремляет-
ся вниз, ударяя по плите, прижатой к земле транспортным средством по-
вышенной проходимости. Данный тип источников в настоящий момент
применяется редко.
Закон электромагнитной индукции лег в основу принципа действия
импульсных индукционных (электромагнитных) источников. В источни-
ках такого типа содержится платформа, соединенная через пружину с ка-
тушкой. При пропускании через катушку электрического тока образуется
136
ГЛАВА 8. Сейсморазведочная аппаратура и техника
РИС. 8.4. Пороховая
пушка в рабочем
состоянии
электромагнитное поле. Это поле, в свою очередь, создает вихревые токи
в платформе, которые формируют вторичное электромагнитное поле, на-
правленное в противоположную сторону от первичного. Вследствие дей-
ствия этих разнонаправленных сил платформа резко отводится, ударяет по
грунту, порождая упругую волну (рис. 8.3.). Данный тип источника имеет
также применение в морской сейсморазведке. В морском варианте движе-
ние платформы в воде приводит к возникновению в ней упругой волны.
Пороховые источники — пороховые пут
пз
я, представляют собой, по су-
ти, ружье, направленное в землю (рис. 8.4). В пороховую пушку заряжа-
ется «пуля», которой производится выстрел по плите, лежащей на земле.
В качестве энергии, разгоняющей «пулю» используется энергия расшире-
ния газов при горении пороха. «Пуля» пороховой пушки, в отличие от бое-
вой пули, не заострена. Вся конструкция помещена в специальный защит-
ный корпус. Данный вид источника сейсмических колебаний в виду своей
небольшой мощности применяется при малоглубинных исследованиях.
В морской сейсморазведке широкое применение получили пнев-
мопушки, водяные пушки и электроискровые источники. За счет отно-
сительно небольшой мощности, они не оказывают сильного вреда для
137
А.П. Ермаков
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
РИС. 8.5. Принципиаль-
ная схема работы
пневмопушки:
а — заполнение камер;
б — момент выброса и
в — ее внешний вид
138
ГЛАВА 8. Сейсморазведочная аппаратура и техника
живых морских организмов. Во время полевых работ перечисленные ис-
точники буксируются за судном на некотором расстоянии за ним. Часто
используют оба борта судна, а вместо единичных возбуждений сигнала ис-
пользуют группы (гирлянды) источников, работающих синхронно.
Пневмопушки или воздушные пушки (англ, airgun) — тип морских
сейсмических источников, основанных на генерации упругих колебаний в
воде путем резкого выброса сжатого воздуха в воду. Воздух с помощью на-
соса закачивается в специальную толстостенную камеру объемом 0,5—3 л.
под высоким давлением — до 15 МПа. По сигналу воздух из рабочей ка-
меры в течение нескольких миллисекунд выбрасывается в воду, создавая
таким образом мощный акустический импульс. В воде образуется воз-
душный пузырь, который расширяется за счет избыточного в нем давле-
ния до тех пор, пока давление внутри пузыря и давление воды снаружи не
станет равным. С этого момента пузырь начнет уменьшаться в объеме —
схлопываться до момента, пока давление снаружи и внутри пузыря сно-
ва не станет равным — происходит пульсация пузыря. При этом энергия
пузыря по мере его всплытия постепенно уменьшается, а колебания при
достижении им поверхности прекращаются. Энергия пневмоисточников
невелика и составляет около 200—300 кДж. Принципиальная схема пнев-
мопушки показана на рис. 8.5.
За счет однородности водной толщи морские источники упругих волн
оказываются более стабильными по сравнению с наземными типами ис-
точников. Кроме того при возбуждении упругой волны не происходит
существенного перераспределения энергии на образование поперечных
волн, поскольку в воде распространяются только Р-волны.
Водяные пушки (англ, watergun), по сути, и устройству очень схожи с
пневмопушками (рис. 8.6). Возбуждение упругой волны достигается путем
выброса в окружающую водяную толщу воды под высоким давлением.
Электроискровые источники. В основе их принципа действия лежит
преобразование электрической энергии в акустическую за счет быстрого
нагревания жидкости (в данном случае морской воды) протекающим че-
рез нее электрическим током высокого напряжения (сотни вольт — сот-
ни киловольт). Нагревание жидкости происходит между электродами,
на которые подается очень высокое напряжение до тех пор, пока между
электродами не происходит «пробой», т.е. возникает искра. Выделяюще-
еся при этом тепло приводит последовательно к нагреву, испарению и ча-
стичному разложению жидкости с образованием газовой (паровой) поло-
сти с очень высоким внутренним давлением. Последующее расширение
полости приводит к возникновению в окружающем пространстве интен-
сивной упругой волны. Энергия электроискровых источников не велика,
меньше энергии пневмоисточников, и составляет менее 100 кДж. Обладая
небольшой мощностью, электроискровые источники возбуждают упругие
волны высокой частоты — до 1000 Гц. За счет этого данный тип источни-
ков активно используют при высокоразрешающих исследованиях в сква-
жинах, заполненных жидкостью.
139
А.П. Ермаков
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
РИС. 8.6. Принцип
действия водяной пушки:
а — закачка воздуха;
б — момент выброса;
в — закачка воды
в камеры и
г—ее внешний вид
электромагнитный
выпускные
отверстия
Упругую волну можно возбудить с помощью источников типа «пада-
ющий груз». Наибольшее применение источники типа «падающий груз»
нашли в малоглубинной сейсморазведке, где для возбуждения упругих
волн используется обычная кувалда массой 5—10 кг (рис* 8.7).
Для возбуждения продольных волн удар кувалдой осуществляется по
металлической платформе, расположенной на поверхности земли или в
шурфе. Для возбуждения поперечных волн удары кувалдой наносятся по
боковым стенкам шурфа или по штырю, вбитому в землю под углом 45° к
ее поверхности (рис. 8.8, а). Другим способом возбуждения поперечных
волн является удар кувалдой по специальному брусу, в который вбиты
140
ГЛАВА 8. Сейсморазведочная аппаратура и техника
РИС. 8.7. Возбуждение
P-волн с помощью
кувалды
гвозди, как показано на рис. 8.8, б. Брус устанавливается так, чтобы кон-
цы гвоздей вошли в землю. Удары наносятся по торцам бруса, обеспечи-
вая смещение частиц грунта вдоль поверхности земли.
Для достижения больших глубин при возбуждении продольных и
поперечных волн используют специальные устройства. Например, на
рис. 8.9 представлен источник продольных волн ESS200. Возбуждение
волн осуществляется за счет падения груза массой около 100 кг на плат-
форму. Груз с помощью электродвигателя поднимается на некоторую вы-
соту, натягивая специальные резиновые ремни, после чего отпускается и
падает с ускорением на платформу. Источник перемещается на колесах в
качестве прицепа к автомобилю.
Достоинства источников типа «падающий груз» очевиднй: простота,
дешевизна, транспортабельность, возможность многократного примене-
ния на одном пункте возбуждения, возможность возбуждения попереч-
ных волн наряду с возбуждением продольных. С другой стороны, у этой
категории источников есть два существенных недостатка: 1 — это поверх-
ностные источники, а значит, при возбуждении сейсмических волн обра-
зуются интенсивные поверхностные волны; 2 — источники типа «падаю-
щий груз» обладают весьма небольшой мощностью.
141
А.П. Ермаков
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
РИС. 8.8. Возбуждение
S-волн с помощью:
а — кувалды
и штыря, вбитого
в землю под углом 45°;
б — кувалды и бруса
с вбитыми в него
гвоздями
142
ГЛАВА 8. Сейсморазведочная аппаратура и техника
РИС. 8.9. Специализиро-
ванный сейсмический ис-
точник продольных волн
ESS200 в рабочем состо-
янии (фото взято с сайта
производителя)
Пьезоэлектрические источники упругих волн представляют собой до-
вольно редкий тип источников в виду очень малой мощности. Основой
этого типа источников являются керамические пьезоэлектрические эле-
менты, которые в ответ на возбуждение электрическим импульсом излу-
чают очень короткий высокочастотный акустический импульс небольшой
мощности. Этот тип источника обычно применяется в морской сейсмо-
разведке (Кири П., Брукс М., 1988).
К приведенному краткому обзору сейсмических источников следу-
ет добавить, что помимо способов и принципов возбуждения упругих ко-
лебаний они отличаются по таким параметрам как мощность излучения,
центральная частота сигнала, форма импульса и др. В табл. 8.1 указаны
спектральные диапазоны для наиболее распространенных источников
упругих волн (Кири П., Брукс М., 1988). Источники расположены в по-
рядке убывания их мощности.
143
АЛ. Ермаков______________
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
ТАБЛ. 8.1. Спектральные
диапазоны источников
упругих волн
ИСТОЧНИК УПРУГИХ волн СПЕКТРАЛЬНЫЙ ДИАПАЗОН, Гц
НАЗЕМНЫЕ землетрясение (поверхностные волны) сотые и десятые доли
землетрясение (объемные волны) 1-10
взрыв (региональная сейсморазведка) 5-20
взрыв (нефтегазовая сейсморазведка) 20-100
вибратор 10-120
падающий груз (кувалда) 40-150
МОРСКИЕ пневматический 50-300
электроискровой 100-2000
индукционный 1000-10000
пьезоэлектрический >2000
Формы возбуждаемых импульсов и их спектры представлены на
рис. 8.10.
РИС. 8.10. Форма U(t) и
частотный спектр колеба-
ний, возбуждаемых сейс-
мическими источниками:
а — взрыв в скважине;
б — удар кувалды на по-
верхности земли;
в — электроискровой ис-
точник, прием на поверх-
ности сейсмоприемником;
г—электроискровой ис-
точник. прием на поверх-
ности пьезоприемником.
На рисунке обозначены:
Р — вес заряда,
h — глубина источника,
г— расстояние от источ-
ника до приемника,
М— масса кувалды,
W—энергия, накоплен-
ная в конденсаторах
(по Гайнанов В.Г., 2006)
144
ГЛАВА 8. Сейсморазведочная аппаратураi и техника
8.2. ПРИЕМНИКИ СЕЙСМИЧЕСКИХ
КОЛЕБАНИЙ
Основное назначение сейсмических приемников (сейсмоприемников)
упругих колебаний — преобразование колебаний среды в электрический
сигнал. К сейсмоприемникам предъявляют следующие требования: на-
дёжность, возможность группирования, достаточная фазовая идентич-
ность, большой динамический диапазон, низкий уровень шумов, неболь-
шие нелинейные искажения, удовлетворительные значения выходных
сопротивлений, небольшие массы, большой диапазон рабочих темпера-
тур. Существуют наземные и морские типы сейсмоприемников.
В наземной сейсморазведке используются электродинамические
сейсмоприемники (геофоны) — устройства, способные преобразовывать
механические колебания грунта в электрический сигнал. Электродина-
мический принцип преобразования механических колебаний изучае-
мой среды в электрические сигналы впервые применил в сейсмическом
приборостроении Б.Б. Голицын, создав в 1902 году сейсмометр с галь-
ванометрической записью. Современный электродинамический сейс-
моприёмник изображён на рис. 8.11. Он представляет собой электроме-
ханическую систему, состоящую из: постоянного магнита (1), магнито-
провода (2), пружины (3), катушки (4), корпуса (5), штыря (6), выводов
для соединения с внешней электрической цепью (7). Постоянный маг-
нит вмонтирован в корпус сейсмоприемника. Катушка, выполняющая
роль инертной массы, подвешена на пружине, которая жестко связана с
корпусом приемника. Чтобы уменьшить собственные колебания катуш-
ки в сейсмоприемниках используют специальные устройства, обеспечи-
вающие их быстрое затухание — демпферы. В качестве демпферов обыч-
но используют шунтирующие резисторы на выходе прибора. Подходя-
щее снизу сейсмическое возмущение вызывает колебательные движения
корпуса сейсмоприемника и магнита внутри катушки, что и приводит к
появлению в последней индукционной ЭДС. Чем больше скорость сме-
щения частиц грунта при прохождении сейсмической волны, тем боль-
ше скорость изменения магнитного потока через катушку и, как след-
ствие закона Фарадея, больше ЭДС на ее выводах. Таким образом элек-
тродинамические (индукционные) сейсмоприемники реагируют на скорость
смещений частиц в среде.
В зависимости от взаимного расположения катушки и магнита сейс-
моприемники могут иметь вертикальную и горизонтальную ось чув-
ствительности. Первые используют для регистрации продольных волн,
вторые — для регистрации поперечных волн. В каждом типе сейсмо-
приемников допускается, как правило, только одна степень свободы пе-
ремещения инертной массы. По этой причине сейсмоприемники реги-
стрируют не полный вектор смещения (скорости смешения), а его про-
екцию на ось смещения.
Пространственную избирательную способность сейсмоприемни-
ков регистрировать сейсмические колебания изображают в виде диа-
грамм направленности (рис. 8.12). Они представляют собой зависимость
эффективной чувствительности сейсмоприемников от величины угла
145
А.П. Ермаков_____________
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
РИС. 8.11. а-внешний
вид электродинамиче-
ского сейсмоприемника
марки GS 20DX с верти-
кальной осью чувстви-
тельности,
б — основные элементы
электродинамического
сейсмоприемника:
1 — постоянный магнит,
2 — магнитопровод,
3 — пружина,
4 — катушка,
5 — корпус,
6 — штырь,
7— выводы для со-
единения с внешней
электрической цепью
а
з
I и
г I
1 П
* h
146
ГЛАВА 8. Сейсморазведочная аппаратура и техника
РИС. 8.12. Диаграммы
направленности
для сейсмоприемников
с вертикаль..ой (а)
и горизонтальной (6)
осью чувствительности
между направлением перемещения инертной массы и фактическим на-
правлением вектора смещения (скорости смещения). В этом случае век-
тор смещения:
u = u0cosP,
(8-1)
РИС. 8.13. Пьезоприем-
ник ПДС-21 (слева), ре-
агирующий на сжатие
пьезокерамических ци-
линдров и ПДС-7, реаги-
рующий на изгиб пьезо-
керамических пластин
где и0 — вектор максимальной амплитуды смещения, Р — угол между на-
правлением перемещения инерционной массы и направлением вектора
смещения (Бондарев В.И., Крылатков С.М., 2010). Характеристика на-
правленности сейсмоприемника с вертикальной осью чувствительности
представляет собой окружности, центры которых расположены на оси z,
а с горизонтальной осью чувствительности — окружности, центры кото-
рых расположены на оси х (рис. 8.12). Как видно из рисунка, чувствитель-
ность сейсмоприемников обоих типов различна к сейсмическим колеба-
ниям, приходящим с различных направлений.
При морских исследованиях используют пъезоприемники {гидрофоны).
Главным их конструктивным элементом является пьезоэлемент (рис. 8.13).
Пьезоприемники, погруженные в воду, реагируют на изменение давления
воды при прохождении сейсмической волны с образованием на поверхности
прибора электрических зарядов {пьезоэффект). Диаграмма направленно-
сти пьезоприемников — пространственная сфера, в центре которой на-
ходится прибор.
Основой теории сейсмоприемников с индукционными преобразова-
телями является следующая формула:
147
А.П. Ермаков_____________
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
дФ дФ
Ez(t) = -n-— = -n(—)z't=G-z
dt dz
(8.2)
где Ez(t) — электродвижущая сила (ЭДС), возникающая в катушке в за-
висимости от относительной скорости движения инертной массы по от-
ношению к корпусу прибора в направлении оси z (вертикальная ось чув-
ствительности сейсмоприемника), п — число витков катушки преобразо-
вателя, 6Ф — изменение магнитного потока, пересекающего плоскость
витков катушки при ее перемещении во времени t,G= -л(бФ/бг) — коэф-
фициент электромеханической связи (КЭМС). Именно этот коэффициент
определяет чувствительность сейсмоприемника. Чувствительность сейс-
моприемника (В/см/с} — характеристика, количественно показывающая
процесс преобразования колебательных движений корпуса (частиц грун-
та) в величину напряжения на выходе прибора. Она определяется числом
витков в катушке и напряженностью в ней магнитного поля — коэффи-
циентом электромеханической связи. Попытка увеличить чувствитель-
ность сейсмоприемника приводит к увеличению его массы. Для реги-
страции сейсмических волн низкой частоты при региональных сейсми-
ческих исследованиях используются сейсмографы массой несколько
килограмм. В малоглубинной и нефтегазовой сейсморазведке масса под-
вижной части сейсмоприемников значительно меньше и составляет око-
ло 10—20 грамм.
Качество воспроизведения сейсмоприемником пришедших сигналов
характеризует комплексная амплитудная характеристика сейсмоприемника-.
Н(а>)=Л(со)е-<ф(“>.
(8-3)
Здесь Л(со) — амплитудно-частотная характеристика (АЧХ) сейсмопри-
емника, которая определяет, как зависит отношение амплитуды реги-
стрируемого сигнала, характеризующего движение подвижной массы в
установившемся гармоническом режиме колебаний, к амплитуде сигна-
ла, характеризующего движение корпуса прибора, от частоты пришед-
ших колебаний. На рис. 8.14 показана АЧХ для сейсмоприемника марки
GS 20DX с вертикальной осью чувствительности в зависимости от параме-
тров шунтирующего затухания. Ф(со) — фазово-частотная характеристика
сейсмоприемника. Она характеризует зависимость разности фаз колеба-
тельных процессов, описывающих, с одной стороны, движение подвиж-
ной части прибора относительно его корпуса и, с другой стороны, само-
го прибора (грунта) от частоты пришедших к прибору колебаний (Бонда-
рев В.И., Крылатков С.М., 2010).
Собственная частота (Гц) сейсмоприемника определяется жестко-
стью пружины К и массой М подвижного элемента:
(8.4)
Обладая собственной частотой, сейсмоприемник будет иметь разную чув-
ствительность в зависимости от частот приходящих к нему колебаний.
148
ГЛАВА 8. Сейсморазведочная аппаратура и техника
РИС 8.14. Вид
амплитудно-частотной
характеристики сейсмо-
приемника марки GS 20DX
с вертикальной осью
чувствительности в за-
висимости от параметров
шунтирующего затухания
(информация взята
с сайта производителя)
В зависимости от частоты f приходящих колебаний, сейсмоприемник с
некоторой собственной частотой^, может являться:
• индикатором смещений при ff0 (частота колебаний сущес-
твенно больше собственной частоты сейсмоприемника);
• индикатором ускорений при f« f0 (частота колебаний сущес-
твенно меньше собственной частоты сейсмоприемника);
• индикатором скорости смешения частиц грунта при f ~ f0
(частота колебаний близка к собственной частоте сейсмо-
приемника).
В СССР наиболее распространенными марками сейсмоприемников
являлись СВ-30, СВ-20, СВ-10, СВ-5, СГ-10 (здесь С — сейсмоприемник;
В — вертикальный; Г — горизонтальный; 30 — собственная частота в гер-
цах). В настоящее время наиболее распространенной маркой сейсмопри-
емников является марка GS-20DX (OYO-GEO IMPULSE, ltd, Уфа). Уже
в наше время разработаны (ION Inc, США и SERCEL (Франция)) сейс-
моприемники нового поколения, представляющие собой цифровые трех-
компонентные датчики сейсмических колебаний, основанные на ис-
пользовании нанотехнологий. В табл. 8.2 в качестве примера приведе-
ны основные характеристики современного сейсмоприемника GS-20DX
с вертикальной осью чувствительности.
149
А.П. Ермаков_____________
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
ТАБЛ. 8.2 Основные
характеристики сейсмо-
приемника GS-20DX
с вертикальной осью
чувствительности
(информация взята
с сайта производителя)
Собственная частота 10±5%Гц
Верхний предел частоты пропускания 250 Гц
Сопротивление катушки 395±5% Ом
Гармонические искажения на частоте 12 Гц < 0,2%
Степень затухания в открытой цепи 0,30
Степень затухания с шунтом 1 кОм 0,70+5%
Чувствител ьность 27,6 В/м/с
Чувствительность с шунтом 1 кОм 19,7+5% В/м/с
Постоянная затухания 549,4
Масса подвижной части 11 г
Рабочий диапазон температур -45 ... +80 °C
ГАБАРИТНЫЕ РАЗМЕРЫ:
диаметр 25,4 мм
высота ЭЗ мм
масса 87,6 г
Сейсмоприемники — чрезвычайно чувствительные приборы. Они
способны воспринимать колебания от таких источников как шум ветра,
движение корневых систем деревьев и кустарников, удары капель дождя
в нескольких метрах от прибора, колебания травы на ветру, звук удара или
взрыва и т.д. Для уменьшения воздействия окружающих факторов сейс-
моприемники устанавливают в неглубокие ямки на утрамбованный грунт
(снег) и присыпают сверху землей (снегом). В момент проведения полевых
сейсморазведочных работ не допускаются какие-либо движения вблизи
приемной линии. При проведении сейсмических наблюдений существу-
ют ограничения по погодным условиям: осадки, сильный ветер. Негатив-
но на качестве получаемого материала сказываются активная промыш-
ленная деятельность и движение транспорта в непосредственной близо-
сти от сейсмического профиля.
8.3. СЕЙСМИЧЕСКИЕ
КОСЫ
Электрический сигнал с выходов сейсмоприемникой передается на
регистрирующую аппаратуру по специальным проводам — сейсмическим
косам. Они состоят из множества пар жил. Каждая пара отвечает одно-
му сейсмическому каналу. В маркировках сейсмических кос, например,
КСПВ-27 или КСПВ-74, последнее число обозначает количество жил в
кабеле. Косы, как правило, состоят из отдельных секций (сегментов), ко-
торые могут соединяться между собой разъемами.
150
ГЛАВА 8. Сейсморазведочная аппаратура и техника
РИС. 8.15. Сейсмические
косы на профиле (а).
Сейсмоприемники,
подключенные к разъему
сейсмической косы
(трехкомпонентная
сейсморазведка) (б)
151
А.П. Ермаков_____________
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
Сейсмические косы должны удовлетворять следующим требовани-
ям: хорошая электропроводность (низкое удельное сопротивление), пе-
редача сигнала без искажений при высокой механической прочности, из-
носостойкость, термостойкость, транспортабельность и малый вес. Косы
постоянно испытывают динамические нагрузки, поскольку их часто пе-
ремещают, перетаскивая вдоль профиля. При глубинных исследованиях с
большой длиной кос используют специальные смоточные машины, обо-
рудованные барабанами.
На сейсмической косе с равным шагом размешены разъемы для под-
ключения сейсмоприемников или их групп (рис. 8.15). Косы обладают
некоторым числом разъемов, определяющим каналъностъ сейсмической
косы. Например, стандартное количество каналов косы при малоглубин-
ных исследованиях — 24. При необходимости количество каналов мож-
но увеличивать, наращивая сейсмические косы до 48 каналов, 72 и т.д.
В современной нефтегазовой сейсморазведке число каналов может дости-
гать нескольких сотен.
8.4. СЕЙСМИЧЕСКИЕ
СТАНЦИИ
Сейсмический сигнал в аналоговой форме поступает на сейсмические
станции (сейсмостанции). Сейсмические станции представляют собой
сложные компьютеризованные устройства с множеством функций. Сре-
ди них следует выделить усиление, фильтрацию и преобразование анало-
гового сигнала в цифровой.
Поскольку смещения грунта при прохождении сейсмической вол-
ны очень небольшие, то поступающий от сейсмоприемников сигнал об-
ладает очень небольшой амплитудой. Амплитуда напряжения на выхо-
де сейсмоприемника составляет от первых мкВ до первых десятков мкВ.
Для усиления сигнала, поступающего на вход сейсмостанции, служат
усилители. Коэффициент усиления сейсмического усилителя составляет
около 1—10000 (Гайнанов В.Г., 2006, Терентьева Е.Б., 2010).
Сейсмический усилитель сейсмической станции включает в себя
частотные фильтры', фильтр низких частот (ФНЧ), фильтр высоких
частот (ФВЧ) и режекторный фильтр. ФНЧ пропускает поступающий
сигнал в области низких частот, подвергая фильтрации высокие ча-
стоты. Соответственно, ФВЧ отфильтровывает низкие частоты, нахо-
дящиеся вне полезного частотного диапазона. Режекторный фильтр
предназначен для подавления волн в узком диапазоне частот, напри-
мер, промышленной помехи 50 Гц. Набор фильтров определяет полосу
пропускания сейсмической станции, задаваемой слева и справа гранич-
ными частотами.
Аналоговый сигнал, поступающий по сейсмической косе от сейсмо-
приемников к сейсмостанции, подвергается оцифровке (квантованию).
Это означает, что непрерывный аналоговый сигнал представляется в ви-
де временной дискретной последовательности отсчетов. Устройство,
152
ГЛАВА 8. Сейсморазведочная аппаратура и техника
преобразующее сигнал из аналоговой формы в цифровую, называется
аналогово-цифровым преобразователем (АЦП). Оцифровка аналогового
сигнала происходит по времени и по амплитуде.
В первом случае АЦП снимает отсчеты с некоторым постоянным
шагом по времени, который называется шагом дискретизации или шагом
квантования. Точность воспроизведения аналогового сигнала при оциф-
ровке тем выше, чем меньше интервал квантования. Слишком частый
шаг оцифровки приводит к появлению избыточной информации, объ-
ема данных и, тем самым, удорожанию процесса записи информации и
его обработки. Оптимальный шаг At оцифровки по времени определяет-
ся согласно теореме Котельникова'.
(8.5)
•'max
где/тах — максимальная частота сигнала в его спектре. Выбор шага дис-
кретизации по формуле (8.5) позволяет восстановить все гармонические
составляющие сигнала с частотами вдвое меньшими частоты квантова-
ния fKe. Частота, равная половине частоты дискретизации, называется ча-
стотой Найквиста fN:
fN=\fKe- (8.6)
На практике восстановление дискретного сигнала проводят путем
кусочно-линейной интерполяции дискретов. При этом неизбежными
оказываются амплитудные искажения гармонических сигналов. Для ша-
га дискретизации (формула 8.5) такие искажения могут составлять бо-
лее 100% В современной сейсморазведке допустимый уровень ампли-
тудных искажений составляет не более 10%. При таких ограничениях
частота квантования должна быть увеличена более чем в четыре раза.
На практике для сигналов конечной длительности, обладающих макси-
мальной (граничной) частотой /тах, шаг дискретизации по времени At
должен быть:
At<
1
4/
J max
(8.7)
Пример:
Для оцифровки по времени сигнала с граничной частотой^ = 250 Гц
шаг дискретизации At должен быть не больше чем 1 мс:
At<-------= 0,001 с =1 мс .
4x250
В табл. 8.3 приводятся общепринятые соотношения между интерва-
лом квантования, частотой квантования и максимальной частотой сигна-
ла, регистрируемого без искажений, в сейсморазведочных станциях, рас-
считанные по формуле (8.7).
153
А.П. Ермак».
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
ТАБЛ. 8.3. Общеприня-
тые соотношения между
интервалом квантования,
частотой квантования и
максимальной частотой
сигнала в сейсморазве-
дочных станциях
ИНТЕРВАЛ КВАНТОВАНИЯ, мс ЧАСТОТА КВАНТОВАНИЯ, Гц МАКСИМАЛЬНАЯ ЧАСТОТА СИГНАЛА, Гц
8 125 32
4 250 63
2 500 125
1 1000 250
0,5 2000 500
0,333 3000 750
0,25 4000 1000
0,125 8000 2000
Оцифровка по амплитуде (по уровню) может происходить путем по-
следовательного сравнения уровня сигнала с эталонным уровнем — так
называемый способ взвешивания. При оцифровке по амплитуде уровень
непрерывного сигнала представляется конечным числом отсчетов, кото-
рые в АЦП кодируются числом двоичного кода.
Современные сейсмостанции должны обладать большим быстродей-
ствием — временем, необходимым для оцифровки одного отсчета.
Важной характеристикой любого регистрирующего устройства явля-
ется его динамический диапазон (Дб), определяющий минимальный Amin и
максимальный Атах уровень сигнала, при котором он будет зарегистриро-
ван без искажения:
,4
Z) = 20 x1g
^min
(8.8)
Пример:
Пусть динамический диапазон устройства составляет 100 Дб. Тогда
А А
£) = 100 = 201g—. Отсюда max=105.
^min "'^min
Динамический диапазон сейсморазведочной станции определяется
числом п двоичных разрядов АЦП и, как правило, составляет для совре-
менных станций 24 разряда:
£) = 20 х lg2" = 6л . (8.9)
Т.е. динамический диапазон двадцатичетырехразрядной сейсморазве-
дочной станции будет составлять около D ~ 6п - 6 х 24 = 144 Дб.
В зависимости от назначения станции могут иметь различную
каналъность. Она определяет максимально возможное количество кана-
лов, которые одновременно могут быть подключены к данной станции.
Станции, применяющиеся для изучения небольших глубин, как правило,
имеют 24 канала. Станции, используемые для поиска нефти и газа, могут
иметь 96 и более каналов.
154
ГЛАВА 8. Сейсморазведочная аппаратура и техника
ТАБЛ. 8.4. Структура
мультиплексного и де-
мультиплексного форма-
тов сейсмических записей
Сейсмический сигнал после оцифровки записывается на носитель
информации в определенном формате записи-, мультиплексном (повре-
менном) или демультиплексном (потрассном). В первом случае первич-
ная запись представляет собой совокупность отсчетов, взятых в один и
тот же момент времени записи по всем трассам. Т.е. сначала со всех трасс
снимается первый отсчет, потом со всех трасс снимается второй отсчет
и т.д. Во втором случае с каждой трассы последовательно снимаются все
отсчеты. Т.е. сначала последовательно снимаются все отсчеты первой
трассы, потом все отсчеты второй трассы и т.д. (табл. 8.4). Среди мульти-
плексных форматов следует отметить такие полевые форматы как SEG-B
и SEG-D. Наиболее широкое распространение на сегодняшний день сре-
ди демультиплексных форматов имеет формат SEG-Y.
В нефтегазовой сейсморазведке, в том числе и в России, на сегод-
няшний день наибольшее распространение получили сейсмические стан-
ции «Input/Output» (США) и «Sercel» (Франция). Эти станции применя-
ются как для в 2D, так и в ЗО-вариантах сейсморазведки. Эти станции
имеют довольно громоздкие размеры и, как правило, располагаются в от-
дельных полевых вагончиках.
Наибольшее распространение на сегодняшний день имеют линей-
ные сейсмические станции. Их главной особенностью является то, что
электрические сигналы от сейсмоприемников передаются к собствен-
но станции по длинным сейсмическим косам. Использование длин-
ных кос с числом каналов 120 и более сопряжено с такими трудностями
как: большой вес, громоздкость, частые нарушения контактов в разъем-
ных соединениях, нарушение изоляции, существенные взаимные влия-
ния каналов, плохая помехоустойчивость. В последнее время линейные
сейсмические станции постепенно вытесняются технологически более
совершенными телеметрическими станциями. Телеметрические системы
позволили существенно уменьшить использование проводных систем.
В современных телеметрических станциях начальную часть процесса ре-
гистрации и процесса обработки сейсмического сигнала возможно осу-
ществлять вблизи места его приема (Бандарев В.И., Крылатков С.М.,
2011). В телеметрических станциях по сравнению с применением линей-
ных станций, взаимное влияние между каналами в сейсмической косе
сказывается значительно меньше, кроме того уменьшается расстояние
от сейсмоприемника до измерительного канала, что ведет к увеличению
помехоустойчивости системы и повышению качества регистрируемой
информации.
МУЛЬТИПЛЕКСНЫЙ номер трассы 1 2 N 1 2 « N
номер отсчета 1 1 1 1 2 2 2 2
ДЕМУЛЬТИПЛЕКСНЫЙ номер трассы 1 1 1 1 2 2 2 2
номер отсчета 1 2 М 1 2 М
155
А.П. Ермаков
ВВЕДЕНИЕ В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
РИС. 8.16. Сейсмические
станции, применяющиеся
при малоглубинной
сейсморазведке:
а — «Диоген 24/14»,
б — «Лакколит Х-МЗ»,
в — «ЭЛЛИСС-3»
(фотографии взяты
с сайта производителя)
Среди сейсмических станций малоглубинной сейсморазведки в на-
шей стране наиболее часто встречаются отечественные станции «Диоген»,
«Лакколит», «ЭЛЛИСС». Станции имеют небольшие размеры и вес и лег-
ко помещаются в полевой кейс (рис. 8.16).
В последнее время телеметрические системы активно начали приме-
няться в малоглубинной сейсморазведке. В качестве примера можно при-
вести телеметрическую систему ТЕЛЛС-3 (ООО «Геосигнал»). В данной
системе регистрирующим звеном являются специальные кабельные или
автономные полевые модули. В полевых модулях сигнал оцифровывается
и подвергается первичной обработке. При использовании кабельных мо-
дулей обеспечивается возможность регистрации до 3200 активных каналов
в реальном времени. При применении автономных модулей пользователь
может задействовать для работ практически неограниченное количество
регистрируемых каналов. Несомненным преимуществом применения ав-
тономных модулей является отсутствие телеметрических кабелей, что зна-
чительно сокращает вес сейсморазведочного оборудования.
Во взрывной сейсморазведке для синхронизации начала записи на
сейсмической станции с моментом возбуждения используются специ-
альные системы синхронизации возбуждения. В состав таких систем входят
устройства шифрования и дешифрования, взрывные машинки и радиостан-
ции. Шифраторы управляются операторами сейсмических станций. Де-
шифраторы находятся на станциях пунктов возбуждения и управляются
оператором-взрывником.
В малоглубинной сейсморазведке взрывы практически не использу-
ются. Синхронизация момента возбуждения и начала записи на станции
может осуществляться следующими способами:
f
• по размыканию. Способ, предусматривающий ситуацию, когда
пункт возбуждения и станция соединены проводной электриче-
ской линией. В момент возбуждения линия разрывается, и про-
исходит запуск станции.
• по замыканию. При таком способе станция начинает работу при
возникновении замкнутой электрической линии. В качестве
156
ГЛАВА 8. Сейсморазвед иная аппаратура и техника
примера можно привести способ синхронизации по замыканию
при возбуждении сигнала с помощью кувалды, когда один ко-
нец проводной линии подсоединяется к бойку кувалды, а вто-
рой крепится к металлической платформе. В момент соприкос-
новения (удара) кувалды и платформы цепь замыкается, и стан-
ция запускается.
• по обнаружению Станция запускается, если уровень сигна-
ла вблизи источника возбуждения оказывается выше заданно-
го порога. Для реализации этого способа синхронизации часто
используют сейсмоприемник или пьезоприемник, размещен-
ный вблизи пункта возбуждения. В момент возбуждения сиг-
нал высокой амплитуды, поступает на приемник и, если уро-
вень сигнала оказывается выше порога, станция запускается.
Сигнал с пункта возбуждения может передаваться по проводам
или по радиоканалу. Вместо сейсмо- и пьезоприемников мож-
но также использовать микрофон. В этом случае регистрирует-
ся звук удара кувалдой.
КОНТРОЛЬНЫЕ ВОПРОСЫ
1. Какие требования предъявляют к сейсморазведочной аппаратуре?
2. Какие источники сейсмических колебаний используются в сейсмораз-
ведке? Какие требования предъявляют к сейсмическим источникам?
3. Какие источники применяют в наземной сейсморазведке, в сейсмо-
разведке на акваториях?
4. Какое основное назначение сейсмических приемников?
5. Опишите внутреннее устройство и принцип действия электродинами-
ческого сейсмоприемника.
6. Какими основными параметрами характеризуется электродинамиче-
ский сейсмоприемник?
7. На чем основан принцип работы пьезоприемника?
8. Какая диаграмма направленности у сейсмоприемника с вертикальной
и горизонтальной осью чувствительности, у пьезоприемника?
9. Какое назначение сейсмических кос? Какие требования предъявляют
к сейсмическим косам?
10. Какие функции выполняют цифровые сейсмические станции?
11. Как выбирается шаг квантования по времени?
12. Что такое динамический диапазон регистрирующего устройства?
13. Какая структура мультиплексного и демультиплексного форматов?
14. Как может осуществляться синхронизация момента возбуждения
и начала записи на станции при малоглубинных исследованиях?
15. Назовите известные марки сейсмических станций при разведке
нефти и газа и малоглубинных исследованиях.
157
Литература и Интернет-ресурсы
ОСНОВНАЯ
Боганик Г.Н., Гурвич И.И. Сейсморазведка. Тверь: АИС. 2006.
Бондарев В.И. Основы сейсморазведки. Екатеринбург: изд-во УГГГА. 2003.
Бондарев В.И., Крылатков С.М. Сейсморазведка. Екатеринбург: изд-во УГГУ. 2010.
Шерифф Р., ГелдартЛ. Сейсморазведка. Том 1, 2. М.: изд-во «Мир». 1987.
ДОПОЛНИТЕЛЬНАЯ
1. Андерсон Д.Л., Дзевонский А.М. Сейсмическая томография // в мире науки. 1984, №12. С. 16—25.
2. Владов М.Л., Старовойтов А.В. Введение в георадиолоканию. М.: изд-во Московского университета.
2004. С. 92-97.
3. Вибрационная сейсморазведка / под редакцией М.Б. Шнеерсона. М. Недра. 1990.
4. Гайнанов В.Г. Руководство по учебной сейсморазведочной практике. М.: изд-во Московского универ-
ситета. 1988. 52 с.
5. Гайнанов В.Г Сейсморазведка. М.: изд-во МГУ. 2005.
6. Гайнанов В.Г. Сейсморазведка. М.: изд-во МГУ. 2006.
7. Геофизика/подредакцией В.К. Хмелевского. — М.: КДУ. 2007. С. 109—162.
8. Гурвич И.И., Боганик ГН. Сейсморазведка. М.: Недра. 1980.
9. Гурвич И.И., Номоконов В.П. Сейсморазведка. М.: Недра. 1981.
10. Калинин А.В., Калинин В.В., Пивоваров Б.Л. Сейсмоакустические исследования на акваториях. М.:
Недра. 1983.
11. Кири П., Брукс М. Введение в геофизическую разведку. М.: изд-во «Мир». 1988. С. 64—77.
12. Облогина Т.Н. Лекции по сейсморазведке неоднородных сред. М.: изд-во Московского университе-
та. 1968. С. 26.
13. Применение сейсмоакустических методов в гидрогеологии и инженерной геологии / под редакцией
Н.Н. Горяйнова. М.: Недра. 1992.
14. Седов Л.И. Механика сплошной среды. Тома 1,2. М.: Наука. 1970.
15. Сейсморазведка. Справочник геофизика / под редакцией И.И. Гурвича, В.П. Номоконова. — М.:
«Недра». 1981.
16. Соколова Т.Б., Булычев А.А., Лыгин И.В., Старовойтов А.В., Тевелев Ал.В., Шалаева Н.В. Интерпрета-
ция геофизических материалов. Тверь: Издательство ГЕРС. 2011. С. 145—146.
17. Терентьева Е.Б. Сейсморазведка. М.: изд-во «ФЭД+». 2010. С. 44—45.
18. Тихонов А. А. Многоволновая сейсморазведка. М.: изд-во «Диграф». 2008. С. 28—29.
19. УилмазО. Обработка сейсмических данных. Том 1—3. М.: изд-во SEG. 1986.
20. Харкевич А.А. Спектры и анализ. М.: государственное издательство технической литературы. 1957.
С. 12-16.
21. Хаттон Л. Обработка сейсмических данных. Теория и практика. М.: изд-во Мир. 1989.
22. Хмелевской В.К. Геофизические методы исследования земной коры. Книга 1: Методы прикладной и сква-
жинной геофизики. Дубна: Международный университет природы, общества и человека «Дубна».
1997. С. 147—204. (Интернет ресурс: http://geo.web.ru/db/msg.html?mid=l 161637&uri=pagel2.
html).
23. Хмелевской В.К. Краткий курс разведочной геофизики. М.: изд-во Московского университета. 1979.
С. 143-190.
24. Шалаева Н.В., Старовойтов А.В. Основы сейсмоакустики на мелководных акваториях. М.: изд-во
Московского университета. 2010. С. 8—9.
158
УЧЕБНОЕ ИЗДАНИЕ
Александр Петрович
ЕРМАКОВ
ВВЕДЕНИЕ
В СЕЙСМОРАЗВЕДКУ
Оформление и верстка
Александр Титюченко
Подписано в печать 09.08.12 г.
Формат 60x901/8. Бумага офсетная.
Печать офсетная. Тираж 200 экз.
Отпечатано в типографии ООО «Издательство ГЕРС».
Лицензия ПД № 5-0012 от 04.07.2000.
170073, г. Тверь, ул. 2-я Лукина, 9.
Тел.: (4822) 35-41-00