/
Text
Е. И. ГАЛЬПЕРИН ВЕРТИКАЛЬНОЕ СЕЙСМИЧЕСКОЕ ПРОФИЛИРОВАНИЕ ИЗДАНИЕ ВТОРОЕ, ДОПОЛНЕННОЕ И ПЕРЕРАБОТАННОЕ МОСКВА «НЕДРА» 1982
УДК 550 834 Гальперин Е. И. Вертикальное сейсмическое профилирование. 2-е изд., доп. и перераб. М., Недра, 1982. 344 с. Вертикальное сейсмическое профилирование (ВСП) является методом сейсмических наблюдений в скважинах, широко внедрено в практику про- производственных работ и прочно вошло в комплекс сейсмических исследований. Первая книга автора «Вертикальное сейсмическое профилирование> (М., Недра, 1971) переведена на английский язык и издана в США Обществом геофизиков-разведчиков A974 г.). - Рассмотрены общие вопросы метода, опыт и результаты его применения -с целью повышения эффективности основных методов сейсмических иссле- исследований отраженных (MOB), преломленных (МПВ), поперечных и обмен- обменных волн. Особое внимание уделено поляризационному методу ВСП (ПМ ВСП), позволившему применять сейсмические исследования не только на этапах поиска и подготовки структур к бурению, но также и на этапах разведки и эксплуатации месторождений. ПМ ВСП привел к созданию но- нового направления сейсмических исследований — промысловой сейсмики (сей- смики околоскважинного пространства), позволяющей, в частности, суще- существенно сократить объемы дорогостоящего глубокого бурения. Обсуждаются задачи и возможности ВСП на всех этапах геологоразведочного процесса от поиска и подготовки структур к бурению до разведки и эксплуатации месторождений. Книга предназначена для геофизиков, занимающихся нефтяной и рудной сейсморазведкой, для специалистов в области региональных сейсмических исследований с помощью взрывов и землетрясений, а также геологов, свя- связанных с интерпретацией материалов сейсмических исследований. Книга может представить интерес для сейсмологов, использующих вол- волновые поля для решения широкого круга сейсмических задач. Она может служить пособием для студентов геофизической специальности университе- университетов и вузов. Табл. 10, ил. 124, список лит.— 53 назв. Р еценз ен т— д-р техн. наук, проф. И. И. Гурвич (МГРИ) _, 1904050000-417 tnn on „ ., „ ' 1ПО_ Г О4ЗГОП—82— 123~82 © Издательство «Недра», 1982
ПРЕДИСЛОВИЕ С момента выхода первого издания книги «Вертикальное сейсмическое профилирование» прошло 10 лет. За это время ВСП стало главным методом сейсмических наблюдений в сква- скважинах и включило в себя существовавшие ранее самостоя- самостоятельно скважинные наблюдения в сейсморазведочном диапа- диапазоне частот: сейсмический каротаж и скважинную сейсмораз- сейсморазведку — и прочно вошло в общий комплекс сейсмических иссле- исследований. ВСП является основным методом экспериментального изучения сейсмических волн в реальных средах. Высокая эффективность ВСП, большое практическое значе- значение, оперативность и наглядность получаемых результатов опре- определили очень быстрое внедрение метода. В СССР ВСП выпол- выполнено практически на подавляющем большинстве площадей. После перевода и издания в США Обществом геофизиков-раз- геофизиков-разведчиков книги «Вертикальное сейсмическое профилирование» (Талса, 1974 г.) интерес к ВСП за рубежом с каждым годом увеличивается. Это убедительно подтвердил специальный семи- семинар по ВСП (Оклахома, 1979 г.) для 22 компаний и универси- университетов, проведенный автором по приглашению компаний США. В развитых странах (США, Англия, Франция, ФРГ) метод на- начал широко внедряться. Однако, несмотря на широкое внедрение ВСП, принципиаль- принципиальные возможности метода на первом этапе его развития остава- оставались реализованными далеко не полностью. Создание общего поляризационного метода сейсмических исследований ознаме- ознаменовало второй этап развития ВСП и позволило в полной степени не только реализовать его возможности, но и значительно по- повысить роль сейсмических исследований в общем комплексе геологоразведочных работ. Поляризационный метод ВСП (ПМ ВСП) существенно уве- увеличил возможности решения литолого-стратиграфических задач и изучения околоскважинного пространства, и это явилось осно- основой расширения области применения сейсмических исследова- исследований й позволило не ограничивать их традиционными этапами поиска и подготовки структур к глубокому бурению, но и при- применять их также на этапах разведки и эксплуатации месторож- месторождений. ПМ ВСП явился основой развития принципиально но- нового направления —• промысловой сейсмики — сейсмических ис- исследований на этапе разведки и эксплуатации месторождений. Промысловая сейсмика, или сейсмика околоскважинного про- пространства, является основой существенного повышения эффек- эффективности всего комплекса геологоразведочных и эксплуатацион- эксплуатационных работ, сокращения объемов очень дорогого глубокого бу- бурения. 1* 3
При подготовке второго издания книги по ВСП, помимо опи- описания основных особенностей метода, аппаратуры и методики наблюдений, автор пытался учесть результаты выполненных исследований и обобщить накопленный опыт применения ВСП, обсудить разведочные возможности метода и круг решаемых за- задач на основных этапах геологоразведочного процесса: поиск структур, подготовка их к бурению, разведка и эксплуатация месторождения. Однако из-за быстрого развития метода и воз- возрастающего количества публикаций, с одной стороны, и огра- ограниченного объема книги, с другой — вряд ли это удалось сде- сделать в достаточной степени. Особое внимание уделено поляри- поляризационному методу ВСП и промысловой сейсмике. Книга содержит большое количество материалов наблюде- наблюдений, выполненных после выхода в свет первой книги ВСП под руководством автора в ИФЗ АН СССР совместно с трестом «Краснодарнефтегеофизика», Казахским филиалом ВИРГа и Волгоградской экспедицией Нижне-Волжского научно-исследо- научно-исследовательского института геологии и геофизики, а также материалы опубликованных работ, выполненных многими научно-исследо- научно-исследовательскими и производственными организациями. Автор благо- благодарит всех специалистов, представивших эти материалы. Первая часть книги посвящена общеметодическим вопро- вопросам ВСП. Во второй части основное внимание уделено повыше- повышению эффективности наземных наблюдений. Здесь описаны опыт и результаты применения ВСП при изучении различных типов волн, лежащих в основе главных методов сейсмической разведки. В связи с большой важностью вопросы применения ПМ ВСП в промысловой сейсмике и изучение околоскважинного про- пространства выделены в самостоятельную третью часть. В подготовке второго издания книги большую помощь ока- оказали Р. М. Гальперина, А. В. Фролова, Ю. Д. Мирзоян, которым автор очень признателен. Автор благодарен также профессорам И. И. Гурвичу за конкретные советы и замечания и Г, И. Пет- рашеню за постоянную возможность обсуждения вопросов, свя- связанных с развитием метода. Книга посвящается светлой памяти академика Г. А. Гамбур- цева. Автор с большим вниманием отнесется к мнению и замеча- замечаниям читателей и заранее им благодарен.
ВВЕДЕНИЕ Результативность всего комплекса геологоразведочных ра- работ на нефть и газ в значительной степени определяется эффек- эффективностью сейсмической разведки. Достаточно отметить, что бо- более 90 % прироста запасов нефти и газа за последние годы по- получено на площадях, подготовленных к бурению сейсмическими исследованиями. Объемы сейсмических исследований на нефть и газ непрерывно увеличиваются. С каждым годом растет роль сейсмических исследований в рудной геологии, в инженерно- изыскательских и исследовательских работах. За последние 10—15 лет, в основном благодаря применению систем многократного перекрытия, цифровой регистрации и об- обработки материалов, достигнут существенный прогресс в уве- увеличении эффективности сейсморазведки, и в первую очередь глубинности исследований. Одновременно с этим резко растет себестоимость сейсморазведочных работ. Однако разведочные возможности и геологическая эффективность сейсмических ис- исследований увеличиваются значительно медленней, чем труд- трудности задач, которые с каждым годом ставит геологическая практика перед сейсмической разведкой. В нефтяной сейсмораз- сейсморазведке наряду с задачами увеличения глубинности, детальности и точности исследований, а также изучения сложно построен- построенных сред, характерными для этапа поиска и подготовки струк- структур к бурению, выдвинута проблема прогнозирования разреза, включающая в себя прогноз наличия коллекторов, продуктив- продуктивности отложений, генезиса месторождений и картирование анти- антиклинальных ловушек, а также лрогноз данных, необходимых при проектировании скважин, и в первую очередь физико-механиче- физико-механических свойств разреза, наличия зон аномально высоких пласто- пластовых давлений (АВПД). В рудной геологии трудности связаны с необходимостью изу- изучения рудных тел, вмещающих их толщ и контролирующих их структур, а также с непосредственным прогнозированием руд- рудной залежи в условиях слабодифференцированных, высокоскоро- высокоскоростных сред с непрерывно меняющимися параметрами и грани- границами сложной формы. Принципиально новых результатов в увеличении эффектив- эффективности сейсмических исследований следовало ожидать не столько от совершенствования -существующих методов, сколько от соз- создания общего метода, основанного на совместном использовании волн разных типов, одновременно возбуждаемых единым источ- источником и образовавшихся на неоднородностях разреза. Это оказа- оказалось возможным благодаря результатам работ ВСП по изучению условий возбуждения и волновых полей в различных средах. Ис- Исследования в этом направлении, выполнявшиеся в ИФЗАН
СССР, привели к созданию поляризационного метода (ПМ) сей- сейсмических исследований. Общность и эффективность ПМ опре- определяются векторным анализом волнового поля с использованием всех его параметров, включая поляризацию колебаний, и всех типов волн (монотипных продольных, поперечных и обменных) для получения сведений о среде. Выделение и прослеживание в ПМ большого количества волн разных типов требует совер- совершенствования способов анализа сложных волновых полей, ана- анализа природы волн и повышения точности их стратиграфиче- стратиграфической привязки. Первые работы по развитию ВСП были начаты Институтом физики Земли АН СССР в 1959 г. По своему физическому под- подходу и идейной направленности метод ВСП является дальней- дальнейшим развитием принципов экспериментального изучения сей- сейсмических волн в реальных средах, которые на протяжении мно- многих лет развивались Г. А. Тамбурцевым. В процессе развития метода были созданы первые комплекты аппаратуры, разрабо- разработана методика и техника работ, а также способы интерпретации материалов. ' Эффективность метода привела к быстрому его внедрению в практику производственных работ. За последние 10 лет в СССР выполнен огромный объем работ ВСП. Наблюдения проводились на платформах с различной мощностью и характе- характером осадочных толщ, представленных как терригенными, так и карбонатными отложениями; в условиях прогибов, выполнен;- ных мощной толщей грубообломочных терригенных отложений; на кристаллических массивах и в условиях сильно дислоциро- дислоцированных сред. Большой объем наблюдений ВСП выполнен при изучении сложно построенных сред с крутонаклонными грани- границами (соляные .купола, диапиры, рифы, дайки, тектонические нарушения, интрузии и т. й.). ВСП выполнялось как на суше, так и на море. При решении различных задач наблюдения производились в широком диапа- диапазоне расстояний (от единиц метров до десятков километров) и частот (от единиц; герц до килогерц). ' ' ' ВСП применяется для реше$ия очень широкого круга задач, влияющих на эффективность всех сейсмических исследований в методах отраженных, преломленных, продольных, поперечных и обменных волн, для решения задач нефтяной и рудной геоло- тии, задач' исследовательского инженерно-изыскательского ха- характера, при изучении больших глубин, охватывающих мощные толщй' бсадочных отложений, и при изучении россыпных донных месторождений на1 глубине 10—20 м. Эти исследований позво- позволили изучать особенности распространения сейсмических волн в ^азличньгх по своему строению средах, определять'природу волн и производить их стратиграфическую привязку, оценивать разведочные возможности сейсмических исследований и выби- выбирать в каждбй конкретной геологической ситуации1 оптимальную
методику наблюдений. Все эти вопросы существенно влияют на эффективность сейсмических исследований и в практике сейсмо- разведочных работ имеют решающее значение. Полученные ре- результаты привели к критическому пересмотру некоторых прин- принципиальных и практически важных положений о значении различных типов волн в формировании волнового поля, а также разведочных возможностей существующих методов сейсмиче- сейсмических исследований. Основной объем наблюдений выполнялся в сейсморазведочном диапазоне частот, однако многие получен- полученные результаты могут представить интерес для понимания осо- особенностей волновых полей, наблюдаемых при глубинном сейсми- сейсмическом зондировании и в сейсмологии. Несмотря на важность полученных результатов, принци- принципиальные преимущества ВСП были реализованы только после развития поляризационного метода, существенно расширившего сферу решаемых задач, и в первую очередь при изучении около- скважинного пространства. Дело в том, что, несмотря на совершенствование методов сейсмических исследований, усложнение систем наблюдений и существенное удорожание работ, эффективность сейсмической разведки и, следовательно, всего комплекса геологоразведочных работ на нефть и газ с увеличением глубинности и переходом в более сложно построенные районы снижается. В связи с этим растет процент непродуктивных скважин и резко увеличивается себестоимость геологоразведочных работ. В этих условиях для сокращения объемов дорогостоящего глубокого бурения непро- непродуктивных скважин на поисковом этапе и на этапе разведки пред- представлялось целесообразным одновременно с совершенствова- совершенствованием наземных наблюдений более полно реализовать возмож- возможности ВСП при изучении околоскважинного пространства. ВСП, в отличие от всех других геофизических наблюдений в скважинах, позволяет изучать разрез не только по линии сква- скважины, но также и в околоскважинном пространстве на значи- значительных расстояниях (до 3 км) от скважины. Такое изучение возможно не только в интервале глубин, вскрытом скважиной, но и в интервале, расположенном глубже забоя скважины. При- Применение ПМ ВСП для изучения околоскважинного простран- пространства не только повысило эффективность сейсмических исследо- исследований на традиционных для сейсморазведки этапах поиска и подготовки структур к глубокому бурению, но и явилось осно- основой промысловой сейсмики — сейсмических исследований на этапах разведки и эксплуатации месторождений [10, 33]. Для промысловой сейсмики, или сейсмики околоскважинного прост- пространства, характерно широкое комплексирование с наземными сейсмическими наблюдениями и другими видами геофизиче- геофизических (электрических, акустических, радиоактивных) наблюде- наблюдений в скважинах и тесное сочетание с бурением. Промысловая сейсмика позволяет обоснованно планировать бурение и тем
самым сократить количество непродуктивных скважин, естест- естественно, что промысловая сейсмика предусматривает значитель- значительное увеличение объемов и, следовательно, стоимости сейсмиче- сейсмических исследований в скважинах. Однако поскольку альтернати- альтернативой сейсмике является только бурение, стоимость которого во много раз выше стоимости сейсмических наблюдений, то не вы- вызывает сомнения, что дополнительные сведения о строении, по- полученные промысловой сейсмикой, могут дать большой эконо- экономический эффект за счет сокращения объемов бурения. По своему характеру задачи, решаемые в настоящее время ВСП, могут быть разделены на две большие группы: связанные с интерпретацией 'материалов наземных наблюдений и задачи непосредственного изучения околоскважинного пространства. Задачи первой группы: изучение скоростного разреза (опре- (определение средних, пластовых, интервальных скоростей продоль- продольных и поперечных волн); изучение и выбор оптимальных усло- условий возбуждения волн различного типа; изучение волнового поля (определение природы и параметров волн-помех); выделе- выделение отраженных волн разных типов; определение их природы и стратиграфической привязки; отождествление волн разных ти- типов, связанных с одними и теми же элементами разреза; опре- определение относительной интенсивности волн разных типов (в осо- особенности многократных волн); обоснование оптимальных мето- методик и систем наблюдений в каждой геологической ситуации и др. Эти задачи решаются как в методе отраженных, так и в ме- методе преломленных волн. Проблема изучения околоскважинного пространства в свою очередь охватывает две группы задач: структурных и литолого- стратиграфических. Решение литолого-стратиграфических задач основано на изу- изучении физических свойств пород. С этой целью используются скорости волн разных типов, параметры их поляризации, пог- поглощающие и отражающие свойства разреза, позволяющие рас- расчленять его по упругим параметрам (модулю Юнга и коэффици- коэффициенту Пуассона). С одновременным повышением разрешающей способности промысловая сейсмика позволяет решать задачи прогнозирования разреза в околоскважинном пространстве и физически обосновывать возможности прогнозирования по на- наземным наблюдениям. Среди геологических задач на этапе разведки месторожде- месторождений, помимо структурных задач, основной является изучение за- залежей. Сюда можно отнести: выявление залежи, вскрытой сква- скважиной, но не обнаруженной при испытании; прогнозирование залежи, не вскрытой скважиной, но расположенной в ее окре- окрестности; изучение самой залежи, ее размеров, объема, контуров, геометрии, целостности, внутреннего строения, газонефтяных контактов; прогнозирование зон аномально высокого пластового давления; оценка запасов на начальном этапе. 8
В процессе эксплуатации месторождений ВСП позволяет контролировать перечисленные ъыше параметры залежи, уп- управлять заводнением пластов, оценивать? эффективность спосо- способов воздействия на пласт,, а также решать ряд технологических задач, связанных с бурением самой скважины. Не все возможности ВСП в настоящее время реализованы в равной степени. Однако не вызывает сомнения, что дальней- дальнейшее развитие метода откроет новые возможности, которые пока даже трудно прогнозировать.
Часть первая ВЕРТИКАЛЬНОЕ СЕЙСМИЧЕСКОЕ ПРОФИЛИРОВАНИЕ (ВСП) Глава I ФИЗИЧЕСКИЕ И ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРЕДПОСЫЛКИ ВСП Геологическая эффективность сейсмической разведки зави- зависит от многих факторов. Определяющими из них являются: зна- знание процесса распространения сейсмических волн в реальных средах, способы анализа сложных волновых полей, типы и па- параметры используемых волн. Рассмотрим эти факторы по- подробней. 1. Сложность реальных сред, в которых распространяются сейсмические волны, приводит к тому, что наблюдаемая на сей- сейсмограммах волновая картина характеризуется большим коли- количеством различного типа волн и протяженными зонами их ин- интерференции. По мере увеличения детальности исследований реальные среды представляются все более гетерогенными, а вол- волновая картина становится все более сложной. Если в области теории сейсмических волн и создании различных схем расчетов получены принципиальные результаты, основанные на приме- применении современной вычислительной техники, то физика процесса образования и распространения сейсмических волн в реальных средах изучена существенно меньше. Это в значительной степени объясняется тем, что длительное время экспериментальное изу- изучение сейсмических волн проводилось в основном наземными наблюдениями. Данных о кинематике и динамике волн, полу- получаемых при таких наблюдениях, недостаточно для понимания физики их образования и распространения. Поэтому не всегда имеются надежные критерии определения природы зарегистри- зарегистрированных волн, и часто отсутствуют физически обоснованные способы интерпретации материалов наблюдений. В связи с этим до сих пор нет вполне ясных представлений о влиянии различ- различных типов неоднородностей разреза на волновое поле и о том,, как это влияние проявляется на параметрах волн различных типов. В поисках путей совершенствования методов эксперименталь- экспериментального изучения сейсмических волн в реальных средах представля- представлялось целесообразным отказаться от изучения волн в уже сфор- сформировавшемся поле и перейти к исследованию самого процесса образования отдельных волн и формирования волнового поля в целом. Это привело к развитию наблюдений во внутренних 10
точках среды — в скважинах, и в конечном счете к созданию ме- метода вертикального сейсмического профилирования. 2. Способы анализа сложных волновых полей, применяемые в настоящее время, основаны на селекции волн по двум параг метрам, характеризующим волновое поле. На ранних этапах использовалась в основном селекция волн по частоте. В даль- дальнейшем существенное развитие получили способы селекции волн по направлению распространения или по кажущейся ско^ рости. Различные виды- группирования, регулируемый направо- ленный прием и главный в настоящее время метод общей глу- глубинной точки используют этот параметр. Селекция по этим двум параметрам выполняется по записям фиксированной в прост- пространстве (для продольных волн Z) составляющей. Таким обра- образом, для сейсмической разведки характерен скалярный подход к векторному по своему существу волновому полю. 3. Из различных типов волн до настоящего времени исполь- используются в основном продольные волны. Более 20 лет выпол- выполняются исследования по развитию методов, основанных на ис- использовании поперечных и обменных волн. Причем каждый тип волн имеет «свой» метод: метод продольных Отраженных волн, -метод поперечных отраженных волн, 'метод обменных отражен- отраженных волн, метод обменных проходящих волн и др. В< каждом из этих методов изучается волновое поле, зарегистрированное «своими» фиксированными в пространстве сейсмоприемниками (Z для продольных и X и У для поперечных волн). Однако эти методы пока не нашли широкого производственного примене- применения, а некоторые из них не вышли из стадии эксперимента. Основные трудности интерпретации материалов каждого ме- метода сейсмического исследования связаны со сложностью волно- волновых полей, отсутствием надежных критериев их анализа и опре- определения природы зарегистрированных волн. Это в значитель- значительной степени определяется недостаточностью сведений о процессе распространения сейсмических волн в реальных средах. Основным направлением развития сейсморазведки на протя- протяжении 50 лет является непрерывное совершенствование способов увеличения'отношения сигнал/помеха с целью выделения и про- прослеживания все более слабых регулярных волн. Но выделение регулярных волн является только первым этапом анализа сложных волновых полей, и этим не исчерпываются его труд- трудности. Необходимо определить природу выделенных волн и привязать их к стратиграфической границе. Однако не для всех моделей реальных сред достаточно полно изучено влияние' раЗ- реза на формирование различных типов волн, поэтому нет пол- полной ' ясности о природе регистрируемых волн. Это относится главным образом к методам, основанным на регистрации волн на сравнительно больших расстояниях от источника. Во многих районах на сейсмограммах вообще отсутствуют, регулярные 11
волны из-за интенсивных волн-помех, связанных с верхней ча- частью разреза, природа которых не всегда ясна '. Для повышения эффективности сейсмических исследований представлялось необходимым увеличить возможность анализа сложных волновых полей и совместно использовать волны раз- разных типов для получения сведений о среде. Оба этих направле- направления оказалось возможным реализовать в поляризационном ме- методе (ПМ) [9], использующем для анализа волновых полей, помимо традиционных его параметров (частоты колебания и ка- кажущейся скорости), еще и селекцию волн в точке приема по поляризации колебаний. Это позволило одновременно выде- выделять и прослеживать волны разных типов, осуществлять их сов- совместную интерпретацию, что существенно увеличивает эффек- эффективность исследований. Однако при этом возникла необходи- необходимость определения природы большого числа различных типов волн, выделяемых в ПМ, 'а также отождествления волн разных типов, связанных с одними и теми же неоднородностями среды. Для преодоления перечисленных трудностей, необходимо было разработать экспериментальные методы более уверенного анализа волновой картины на сейсмограммах и, в первую оче- очередь, научиться изучать сам процесс возникновения и распро- распространения отдельных волн и формирования волнового поля в целом. Это привело к необходимости перехода от преимуще- преимущественно наземных наблюдений к наблюдениям во внутренних точках среды (скважинах). § t. СЕЙСМИЧЕСКИЕ НАБЛЮДЕНИЯ В СКВАЖИНАХ Сейсмические наблюдения в скважинах выполняются уже почти 40 лет и входят в обязательный комплекс сейсморазве- дочных работ. Они могут быть классифицированы по двум ос- основным признакам: решаемым задачам и частотному диапазону используемых волн — и длительное время применялись в основ- основном с целью измерения скоростей распространения сейсмиче- сейсмических волн и решения некоторых структурных задач. Соответст- Соответственно развивались две различные модификации — сейсмический каротаж и скважинная сейсморазведка. Исследования в скважинах выполняются с целью измерения скоростей различных по природе волн и в различном диапазоне частот. По частотному составу, определяющему детальность и точность измерений; можно выделить два вида каротажа — в сейсмическом и акустическом диапазонах частот. Сейсмический каротаж. Основной объем сейсмического ка- каротажа выполняется для изучения прямых продольных волн. 1 Здесь и далее под верхней частью разреза (ВЧР) понимается толща отложений от земной поверхности до первых опорных сейсмических гори- горизонтов. 12
Он является источником наиболее надежных сведений о сред- средних скоростях сейсмических волн [34]. Каротаж преломленными волнами связан с трудоемкими наблюдениями на больших расстояниях и практически не нашел широкого применения. Каротаж прямыми поперечными волнами начал внедряться в основном в последние годы благодаря раз- развитию метода поперечных волн. Изучаются прямые поперечные волны типа SH, вызванные источником направленного возбу- возбуждения. С целью увеличения точности и детальности исследований предпринимались попытки сейсмических наблюдений на малых базах. В качестве источника использовались электрический раз- разряд, пьезоэлектрические преобразователи и электромагнитные датчики. Однако многие из этих работ не вышли из стадии экспериментов, хотя перспективность этого направления в прин- принципе не вызывает сомнений. Акустический каротаж (АК). Метод высокочастотных наб- наблюдений основан на изучении закономерностей распростране- распространения в горных породах импульсов в диапазоне звуковых и уль- ультразвуковых частот с регистрацией на малых базах, что позво- позволяет расчленять разрез с выделением слоев мощностью до долей метра. Акустический каротаж нашел широкое применение: а) в промысловой геофизике для литологического расчленения "разреза, изучения пористости, кавернозности, трещиноватости, определения газо- и водонефтяных контактов, оценки качества цементажа скважин; б) в инженерной геологии для изучения механических и несущих свойств грунтов; в) в сейсмической разведке, где АК является источником детальных сведений о скоростях распространения волн в реальных средах. Акусти- Акустическому каротажу посвящено много работ, и в настоящей книге эти наблюдения специально не рассматриваются. Скважинная сейсморазведка '. Она применяется для реше- решения структурных геологических задач, в частности для опреде- определения элементов залегания крутопадающих границ на участке, примыкающем к скважине, чаще всего при изучении боковых стенок соляных куполов. Во всех этих работах используются, как правило, только первые вступления продольных волн. Микросейсмокаротаж. К сейсмическим наблюдениям в сква- скважинах иногда условно относят так называемый «обращенный сейсмический каротаж» (часто такие наблюдения называют «торпедированием»), при котором наблюдения выполняются на земной поверхности, а взрывы производятся на различных глу- глубинах вдоль ствола скважины. Такими наблюдениями обычно изучается верхняя часть разреза (отсюда и микросейсмокаро- микросейсмокаротаж), и с каждым годом они находят все большее применение. 1 Такие наблюдения иногда называются методом скважинного сейсмо- приемника. 13
Изучение волн в последующей части записи. Несмотря на большой объем работ по сейсмическому каротажу, он не мог оказать существенного влияния на эффективность сейсмических исследований, так как основные трудности в большинстве слу- случаев связаны не с отсутствием или нехваткой данных о средних -скоростях, а с ограниченными возможностями анализа и трак- .товки сложных волновых полей. На принципиальные преимущества и возможности изучения волн в последующей части записи указывали многие авторы [34, 46,49]. Существенный прогресс в развитии скважинных наб- наблюдений связан с работами по развитию метода поперечных волн. Результаты этих работ явились основой исследований, на- начатых ИФЗ АН СССР в 1959 г., которые и завершились разви- развитием метода вертикального сейсмического профилирования [8, 11]. За последние 10 лет одновременно с применением ме- метода был выполнен большой объем исследований по дальней- дальнейшему его развитию. Много внимания уделено способам обра- обработки материалов наблюдений. Главным направлением здесь являлось освоение применительно к наблюдениям по верти- вертикальному профилю способов и приемов, широко опробованных и применяющихся при наземных наблюдениях. Созданы комп- комплексы математического обеспечения обработки материалов ВСП для машин разных типов; цифровая обработка была внед- внедрена в практику производственных работ. Развивались способы изучения по материалам ВСП динамических особенностей волно- волнового поля, относительной интенсивности многократных волн и определения физических свойств разреза. Следует отметить ра- работы ЛГУ и ЛОМИ (Т. И. Вавилова, Б. Я- Гельчинский, Н. И. Берденникова, Г. Г. Погоняйло), Пермского университета (Ю. А. Бяков, В. А. Березнев, А. А. Маловичко, В. А. Си- Силаев). Усовершенствованы'методика и техника измерений (ИФЗ АН СССР—А. Г. Гамбурцев, В. В. Кузнецов, А. В. Севальнев, ВНИИГеофизика — Г. А. Шехтман). Развито несколько моди- модификаций метода применительно к решению различных геоло- геологических задач. Для решения структурных задач основное значение имели работы ВНИИЯГГ (Е. В. Карус, Л. Л. Худзинский, Г. Е. Ру- денко) и ВНИИГНИ (В. А. Теплицкий). При изучении строения рыхлых морских отложений мощно- мощностью 20—30 м при поисках россыпей в прибрежной части аква- акватории, а также в инженерно-геологических целях развито вер- вертикальное сейсмоакустическое профилирование с наблюдениями в диапазоне частот до 2000 Гц. Принципиально новые возможности открылись перед ВСП с развитием поляризационного метода [9], созданного в ИФЗ АН СССР. Поляризационный метод ВСП (ПМ ВСП) позволил существенно увеличить эффективность исследований ВСП 14
сложно построенных сред. Большое значение в развитии ПМ ВСП в нефтяной геологии имели работы треста «Красно- дарнефтегеофизика» (Ю. Д. Мирзоян), а в рудной геологии — работы КазВИРГа (Р. Н. Хайрутдищщ, Л. А. Певзнер). § 2. ОСНОВНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ВСП При решении различных задач возможности сейсмических наблюдений зависят от ориентирования линии наблюдений по отношению к исследуемым неоднородностям разреза. Наблюде- Наблюдения по линии, параллельной границе, позволяют построить наи- наиболее протяженный участок границы, при ее картировании. С этой точки зрения при изучении горизонтально или полого залегающих границ наземные наблюдения наиболее эффек- эффективны. Однако для изучения процесса распространения сейсми- сейсмических волн, определения их природы, стратиграфической при- привязки, изучения отражающих и поглощающих свойств разреза, а также решения других задач физики распространения сейсми- сейсмических волн наиболее благоприятными являются наблюдения по линии, пересекающей неоднородности разреза. Для горизон- горизонтально или полого залегающих сред такой линией является вер- вертикаль. Для этих сред, которые в практике нефтяной сейсмораз- сейсморазведки встречаются наиболее часто, рассмотрим особенности наб- наблюдений по вертикальному профилю по сравнению с наблюде- наблюдениями по горизонтальному (наземному) профилю. 1. В отличие от наземных наблюдений, при которых изу- изучается уже сформировавшаяся волновая картина, ВСП позволяет наблюдать и изучать сам процесс образования и распростране- распространения сейсмических волн в реальной среде и формирования вол- волнового поля. Наблюдая развитие волнового процесса, мы как бы расчленяем все волновое поле на поля отдельных волн. Это позволяет определять области образования волн различных ти- типов, изучать их кинематические и динамические параметры и получать более полные сведения о среде. Появляется возмож- возможность проследить, каким образом из сравнительно простого и короткого импульса в источнике образуется сложное волновое поле, где и как происходит этот процесс и какую роль в нем играют различные типы волн и неоднородности среды. ВСП позволяет изучать процессы отражения и преломления на каждой границе и всю совокупность образующихся вторич- вторичных волн, распределение энергии между вторичными волнами, каждая из которых, в свою очередь, может явиться источником новых волн. ВСП дает возможность оценить роль различных ти- типов волн в формировании волнового поля. 2. При наземных наблюдениях для горизонтально-слоистых сред характеристики волн меняются вдоль профиля, как пра- правило, очень медленно и плавно. При наблюдениях по вертикали 15
линия профиля пересекает различные элементы разреза, с кото- которыми связаны волны. При этом кинематические и динамические характеристики резко отличаются для различных типов волн, и для каждой отдельной волны они меняются вдоль вертикаль- вертикального профиля. Отличаются также области существования волн. Поэтому кинематические и динамические характеристики волн при ВСП во многих случаях являются надежным критерием распознавания типов волн, даже без предварительного опреде- определения скоростей. Особое значение в ВСП имеет возможность изучения волн в непосредственной близости от границ раздела в условиях, когда образовавшиеся волны еще не сильно искажены нало- наложением других волн и когда природа волн, их стратиграфиче- стратиграфическая приуроченность определяются наиболее уверенно. Этим обусловливается детальность и точность исследований. 3. При ВСП границы раздела находятся как ниже, так и выше точек наблюдений, и на вертикальном профиле могут ре- регистрироваться не только восходящие волны, подходящие к сейсмоприемнику снизу, но и различные падающие волны, претерпевшие отражение и обмен на границах, расположенных выше точек наблюдений и, в первую очередь, на земной поверх- поверхности, или на границах в верхней части разреза. Распростра- Распространяясь сверху вниз, падающие волны отличаются, как правило, большой интенсивностью и уверенно прослеживаются на боль- больших расстояниях от земной поверхности. Практически на всех доступных для наблюдений глубинах (примерно до 7000 м) можно видеть, что земная поверхность и верхняя часть разреза (ВЧР) оказывают сильное влияние на волновое поле. ВСП позволяет непрерывно прослеживать волны вдоль всей траекто- траектории их распространения, что очень существенно для понимания механизма образования и природы многих волн, регистрирую- регистрирующихся в последующей части наземных сейсмограмм. В частно- частности, по падающим волнам на сейсмограммах ВСП можно опре- определить относительную интенсивность многократных волн более уверенно, чем по материалам наземных наблюдений или ВСП с использованием только восходящих волн. Следует особо под- подчеркнуть, что ВСП позволяет разделить волны, которые на зна- значительных интервалах наземных профилей интерферируют между собой. 4. В отличие от вертикального профиля земная поверхность, где располагаются наземные профили, сама является границей, причем наиболее резкой. Сильная неоднородность и большие значения- градиентов скоростей, характерные для ВЧР, приво- приводят к тому, что значительная часть энергии приповерхностного взрыва в виде различного типа низкоскоростных волн (поверх- (поверхностных, каналовых и кратных и т. д.) распространяется в ос- основном вдоль земной поверхности, проникая на сравнительно небольшие глубины. Многие из этих волн обладают большой 16
интенсивностью и доминируют на наземных сейсмограммах. Кроме того, на неоднородностях в верхней части разреза обра- образуются различного типа рассеянные и многократные обменные волны. В условиях широкого развития неоднородностей интер- интерференция многократно рассеянных волн создает устойчивое вол- волновое поле помех, ухудшающих или полностью исключающих возможность прослеживания от глубоких границ волн на сей- сейсмограммах, получаемых на земной поверхности К Однако если поверхностные волны можно эффективно подавлять способами группирования, то интерференционное поле рассеянных волн ослабляется только статистическим осреднением, что менее эф- эффективно [52]. Интенсивность этих волн-помех с удалением от земной поверхности и ВЧР быстро убывает, чем и определяется увеличение отношения сигнал/помеха, возможность выделения при ВСП отраженных волн от глубоких границ и применения его для решения структурных задач. 5. При наблюдениях во внутренних точках среды уровень сейсмических помех существенно ниже, чем на земной поверх- поверхности, и полезная чувствительность аппаратуры ограничивается в основном электрическими шумами аппаратуры и существенно выше, чем при наземных наблюдениях. Это позволяет изучать волны в более широком динамическом диапазоне, чем при на- наземных наблюдениях, и в первую очередь волны, отличающиеся очень малой интенсивностью (например, головные волны, свя- связанные с тонкими слоями). 6. Во внутренних точках среды уменьшается сильное филь- фильтрующее влияние выоокопоглощающей ВЧР, приводящее к наи- наиболее существенному изменению спектра сигнала, поэтому ВСП позволяет увеличить диапазон частот регистрируемого сигнала. Расширение спектра частот особое значение имеет при изучении динамических особенностей волн и физических пара- параметров разреза. 7. При наблюдениях во внутренних точках однородных или толстослоистых изотропных сред направления движения частиц для простых объемных волн, особенно вблизи их фронтов, соот- соответствуют направлению распространения волн и могут быть использованы для количественной обработки траекторий движе- движения при интерпретации материалов ВСП. Особый интерес пред- представляет поляризация сейсмических волн, позволяющая полу- получить дополнительные данные о строении реальных сред и осо- особенностях физики распространения в них сейсмических волн. 8. При ВСП направления подхода различных волн могут резко отличаться и сильно меняться не только с удалением от источника, но и при одном пункте взрыва с изменением точки наблюдения вдоль вертикального профиля. Это открывает воз- 1 Такие сейсмограммы для краткости в дальнейшем мы будем называть наземными. 2 Заказ № 201
можности применения при ВСП селекции волн по поляризаций- колебаний, что в значительной степени определяет эффектив- эффективность ПМ ВСП. Перечисленные особенности ВСП существенно увеличили возможности изучения разреза и околоскважинного простран- пространства. В настоящее время во многих регионах сейсмический ка- каротаж полностью заменен ВСП, и в ближайшее время это ста- станет повсеместным. Следует отметить, что значительная часть перечисленных выше преимуществ наблюдений по вертикальному профилю в полной мере реализуются в средах с горизонтальными или слабонаклонными границами, когда линия профиля пересекает границы. При изучении сложно построенных сред с крутыми или даже вертикальными границами, когда линия профиля не пересекает границы, а иногда даже и параллельна им, эффек- эффективность некоторых из указанных особенностей снижается. В нефтяной геологии это частично относится к районам соляно- купольной или диапировой тектоникой, но чаще всего это встре- встречается в рудной сейсморазведке, которая изучает сильно дис- дислоцированные, метаморфизированные толщи с очень крутыми границами. В этих условиях вертикальный профиль позволяет в основном картировать границы, которые нельзя проследить при наземных наблюдениях, а для изучения природы волн мо- могут быть эффективными наблюдения по горизонтальному (наземному) профилю, пересекающему границы. Однако во- всех случаях наземные наблюдения чреваты определенными специфическими трудностями, связанными с тем, что земная поверхность сама является очень резкой границей раздела. § 3. ПОЛЯРИЗАЦИОННЫЙ МЕТОД ВСП На ранних стадиях развития метода ВСП изучались две группы параметров, характеризующих волновое поле и связан- связанных с распространением волны в пространстве и с движением частицы при прохождении сейсмической волны через каждую точку. С этой целью наблюдения ВСП выполнялись трехкомпо- нентными установками и изучались траектории движения ча- частиц среды [11]. В дальнейшем из-за специфических трудно- трудностей трехкомпонентных наблюдений в глубоких скважинах в ВСП развитие получило направление, связанное с распрост- распространением волн в пространстве и с регистрацией одной верти- вертикальной составляющей колебаний. Этот этап развития ВСП ха- характеризуется использованием кинематических особенностей волн. Однако сложность волновых полей при ВСП не позволила в полной мере реализовать возможности ВСП и послужила стимулом продолжения исследований с целью изучения дина- динамики волн, улучшения условий выделения волн разных типов и совместной их обработки. Исследования [11], связанные с ис- 18
пользованием поляризации волн, впервые начатые примени- применительно к ВСП, привели к созданию поляризационного метода (ПМ)—общего метода сейсмических исследований [9, 12]. Результаты работ ВСП, выполненных в различных сейсмогеоло- гических условиях подтвердили два важных обстоятельства: а) возбуждение при обычных взрывах не только продольных, но и поперечных волн; б) образование на одних и тех же границах в разрезе волн разных типов-монотипных и обменных (продоль- (продольных, поперечных). Это явилось основной предпосылкой созда- создания метода, основанного на векторном анализе волнового поля и совместном выделении, прослеживании и интерпретации волн разных типов. В настоящее время развиваются различные мо- модификации метода применительно к наземным (ПМ MOB, ПМ ОГТ) и скважинным (ПМ ВСП) наблюдениям. Рассмотрим основные особенности ПМ ВСП. В традицион- традиционных методах продольных и поперечных волн условия возбужде- возбуждения выбираются оптимально для каждого типа волн раздельно, и таким образом уже в источнике осуществляется селекция по типам волн. Это существенно упрощает волновые поля и уве- увеличивает возможности анализа, выделения и прослеживания полезных волн. Однако при этом ограничиваются разведочные -возможности исследований использованием в каждом методе только одного типа волн. Поляризационный метод существенно увеличивает возможности анализа сложных волновых полей за счет селекции волн, по поляризации в точке приема и таким образом во многих случаях позволяет избежать необходимости раздельного применения методов продольных и поперечных волн. Эти принципиальные возможности могут быть реализо- реализованы только при одновременном возбуждении в источнике до- достаточно интенсивных продольных и поперечных волн. При ПМ ВСП поляризация колебаний используется в двух основных направлениях: для анализа волнового поля и для по- получения непосредственных сведений о среде. Рассмотрим их в отдельности. - т Первое направление использует поляризацию колебаний как параметр, по которому, помимо частоты и кажущейся скорости, осуществляется селекция волн. Оно позволяет улучшить усло- условия выделения и прослеживания волн и в связи с этим повы- повысить надежность определения природы волн и их стратиграфи- стратиграфической привязки, изучать отражающие свойства границ и ре- решать другие задачи, связанные с использованием динамики волн. Это направление в настоящее время нашло широкое при- применение и обеспечивает эффективность ПМ ВСП. Второе направление связано с изучением параметров поля- поляризации (траектории движения частиц среды) с целью получе- получения дополнительных сведений о среде. Оно пока не нашло ши- широкого применения, но его перспективность не вызывает сомне- сомнения (см. гл. XII). 2* .19
Накопленный опыт работ ПМ ВСП, выполненных в послед- последние годы как на рудных, так и на нефтяных объектах, подт- подтверждает высокую эффективность его применения. Следует отметить, что, помимо увеличения эффективности ВСП приме- применением ПМ, само ВСП в общем комплексе работ ПМ приобре- приобретает особое значение, поскольку появляется необходимость оп- определения природы большого количества волн различных типов,, зарегистрированных и прослеженных с помощью поляризацион- но-позиционной корреляции на земной поверхности, а также их стратиграфической привязки. В связи с этим ПМ ВСП может быть рекомендован для повсеместного применения не только- в условиях сложных сред, но и в относительно простых рай- районах с горизонтально-слоистым строением, особенно для реше- решения задач, которые традиционному методу ВСП недоступны и, в частности, для совместного изучения скоростей волн Р и Sf необходимых для прогнозирования разреза. Можно полагать, что с созданием серийной скважинной аппаратуры (многоточеч- (многоточечной и трехкомпонентной) значительная часть наблюдений ВСП будет проводиться только поляризационным методом. Особое значение ПМ ВСП приобретает в связи с задачами изучения околоскважинного пространства и применением сейсмических исследований на этапах разведки и эксплуатации месторож- месторождений. ВСП, как правило, комбинируется с наземными наблюде- наблюдениями, что имеет особое значение для определения природы волн, наблюдаемых на земной поверхности. При комбинирован- комбинированных наблюдениях для изучения волновой картины удается ис- использовать изменения параметров волн при изменении рас- расстояния приемник—источник, что характерно для наземных наб- наблюдений, и при изменении расстояния приемник—граница, что свойственно наблюдениям во внутренних точках среды. Комплексирование ВСП и АК очень эффективно, так как синтетические сейсмограммы, рассчитанные на основе деталь- детальных сведений об упругих параметрах пород разреза, позво- позволяют расчленять сложное волновое поле и изучать влияние на него различных неоднородностей разреза [35]. Применение ЭВМ дает возможность в настоящее время рассчитывать волно- волновые поля для большого числа слоев с учетом преломления на промежуточных границах и поглощения. Форма исходного им- импульса, необходимая для расчета, может быть получена с по- помощью ВСП. Сопоставление расчетной волновой картины с вол- волновым полем, экспериментально изученным в реальной среде ВСП, позволяет разобраться в механизме образования волн и осуществить их строгую стратиграфическую привязку, а также оценить влияние различных элементов разреза на волновое поле. Это особенно существенно при тонкослоистом разрезе, характерном для реальных сред. Для комбинирования ВСП и АК. целесообразно перейти к более низкочастотным акустиче- 20
ским наблюдениям, позволяющим вести наблюдения в обсажен- обсаженных скважинах. Представляется очень эффективным комплекси- рование ВСП с псевдоакустическим каротажем, который ши- широко внедряется и позволяет существенно повысить детальность расчленения разреза по скоростям, что является основой стра- стратиграфической сейсмики. В промысловой сейсмике возникает необходимость сущест- существенного увеличения объема работ в каждой скважине и в связи с этим «задалживания» скважины на продолжительное время. Поэтому работы ВСП в промысловой сейсмике целесообразно- включать в проект буровых работ, с которыми они должны тесно' сочетаться. Кроме того, большое значение приобретает возможность вы- выполнения наблюдений в обсаженных скважинах. Это не только- значительно безопаснее и намного дешевле, чем работать в отк- открытых скважинах, но и позволяет расширить фронт работ и использовать для ВСП опорные, эксплуатационные, нагнетатель- нагнетательные, тензометрические и другие обсаженные скважины. § 4. ОСОБЕННОСТИ КОРРЕЛЯЦИИ ВОЛН ПРИ ПМ, ВСП Анализ волнового поля в ПМ ВСП основан на комбиниро- комбинировании селекции волн в точке по поляризации с селекцией волн в объеме по направлению распространения. Для выделения и прослеживания волн при ПМ ВСП разработана полярная кор- корреляция (ПК) и поляризационно-позиционная корреляция (ППК) [7,9]. Полярная корреляция ] основана на изучении особенностей записи в функции направления в пространстве составляющей колебаний. ПК выполняется по полярным сейсмограммам, пред- представляющим собой совокупности трасс составляющих колеба- колебаний, определенным образом ориентированных в пространстве. ПК позволяет визуально определять характер поляризации ко- колебаний и траекторию движения частиц среды. Уравнения оси еинфазности и амплитуд записи на полярной сейсмограмме устанавливают фазовые и амплитудные закономерности для волн, поляризованных различным образом. Анализ этих урав- уравнений позволяет сформулировать критерии выделения линейно* и сложно поляризованных колебаний. Для первых характерны: а) вертикальность оси еинфазности, т. е. фазовый сдвиг на по- полярной сейсмограмме не зависит от ориентировки в простран- пространстве составляющих колебаний, при этом на отдельных компо- компонентах возможно обращение фаз на 180°, б) идентичность формы записи для всех трасс каждой сейсмограммы при коси- 1 Применявшийся ранее термин «азимутальная корреляция» относится1 к частному случаю полярной корреляции, при которой изменяется только- азимут составляющей. 21
нусоидальном законе изменения амплитуд.. Невыполнение .хотя бы одного из этих критериев ч свидетельствует о нарушении линейной поляризации. Для. эллиптически поляризованных волн характерны криволинейные или наклонные оси синфаз1- ности. Анализ формы оси синфазности позволяет определить ориентировку плоскости поляризации в пространстве и форму эллипса. На полярной корреляции основан также регулируемый направленный прием (РНП I рода) [8, 9J. , , РНП I рода осуществляет селекцию волн в точке по поляри- поляризации колебаний. Он основан на избирательности диаграммы направленности группы РНП I рода, которая представляет со- собой в полярных координатах две соприкасающиеся сферы. В об; ласти, близкой к оси - диаграммы, избирательность системы очень мала, в то время как в направлениях, ортогональных к оси, избирательность резко увеличивается. Увеличение отношения сигнал/помеха при РНП I рода достигается ориентировкой диа- диаграммы направленности таким образом, чтобы обеспечить выде- выделение составляющей полезной волны, для которой отношение сигнал/помеха максимально. Такая составляющая является сле- следящей. В отдельных частных случаях удается выделять полез- полезную волну в плоскости нулевых смещений для волн-помех. Сле- Следует отметить, что вблизи плоскости нулевых смещений записи составляющих, образующих между собой в пространстве даже ¦сравнительно небольшой угол, могут существенно отличаться. В отличие от4 традиционной позиционной;корреляции при ППК прослеживается вдоль линии или плоскости наблюдений не фиксированная (Z, X или Y), а следящая составляющая ори- ориентировка которой в пространстве для . каждой волны может меняться. Последняя для данной волны определяется, с одной стороны, направлением полного вектора колебаний, с другой ^— условиями наложения волн-помех. В различных ситуациях эти факторы влияют по-разному. Для доминирующих волн Или волн, регистрирующихся в первых вступлениях на спокойном фоне, следящая составляющая совпадает с направлением пол- полного вектора колебаний.: В условиях наложения волн-помех сле- следящая составляющая отклоняется от направления полного -вектора колебаний. .ППК не только существенно улучшает ус- ¦ловия выделения продольных волн, но, что более существенно', позволяет выделять и прослеживать регулярные волны вне за- зависимости от типа волны, скорости и направления распростра- распространения. ¦ ' Возможности ППК в полной мере можно реализовать только при цифровой,обработке материалов. Процедура нахож- нахождения следящих составляющих формализована, созданы алго- алгоритмы выделения следящих составляющих при работах ПМ MOB и ПМ ОГТ. В настоящее время оценивается эффек- эффективность алгоритмов. 22
Транспозиционная корреляция волн при ВСП. В ряде слу- случаев возникает необходимость отождествления волн, получен- полученных на одном и том же вертикальном профиле при разных рас- стояних от источника /. В отличие от наблюдений на горизонтальных профилях: транспозиционная корреляция при ВСП не может быть основана на принципе взаимности. Отождествление волн может осуще- осуществляться по системе комбинированных горизонтально-верти- горизонтально-вертикальных наблюдений. В этом случае волны, зарегистрирован- зарегистрированные на вертикальных профилях из различных пунктов взрыва,, отождествляются по горизонтальным годографам. При корре- корреляционных системах наблюдений в вертикальной плоскости, когда пункты взрыва расположены достаточно близко друг к другу, отождествление волн может быть выполнено также и по «уровенным» горизонтальным профилям. Уверенное отожде: ствление может быть .выполнено при комбинировании ВСП с обращенным ВСП. Во многих случаях отождествить волны на вертикальных профилях с различными величинами / можно по специфиче- специфическим особенностям вертикальных годографов, достаточным для. определения природы волн при наблюдениях из каждого пункта взрыва. Для отраженных волн — это общие точки с годогра- годографами прямых волн; для головных волн — точки интерференции прямой и головных волн ^точки смены головной волны на про- проходящую; для рефрагированных волн, регистрирующихся в пер- первых вступлениях,— точки минимумов годографов и т. д. Для отождествления волн, зарегистированных на одном и том же вертикальном профиле, но из различных пунктов взрыва, можно использовать рассмотренные выше особенности. Глава II ВОЛНЫ-ПОМЕХИ ПРИ ВСП И АППАРАТУРА С созданием ВСП сейсмические исследования в скважинах развиваются в направлении все большего и максимально воз- возможного использования опыта наземных наблюдений.. Однако- развитие в этом направлении ограничивается специфическими особенностями сейсмических наблюдений в глубоких скважинах. К ним следует отнести трудности многоточечных наблюдений в скважинах и обусловленную ими необходимость для отра*- ботки профиля большого количества взрывов с сохранением не- неизменных условий возбуждения. Кроме того, большее количе-^ ство различных волн-помех сильно усложняет задачу получения доброкачественного материала, что является основной предпо- предпосылкой успешных работ. 2$
§ 1. ВОЛНЫ-ПОМЕХИ ПРИ ВСП Качество материалов и возможности выделения и прослежи- прослеживания волн при ВСП в первую очередь зависят от интенсив- интенсивности волн-помех, регистрируемых при наблюдениях во внутрен- внутренних точках среды. Волны-помехи, наблюдаемые при ВСП, можно условно разделить на две группы: технические помехи, вызван- вызванные наличием самой скважины и условиями наблюдений в ней, и волны, возникающие в среде и обусловленные особенностями волновой картины во внутренних точках среды. Рассмотрим только помехи первой группы. К волнам-помехам первой группы относятся гидроволны, распространяющиеся по столбу жидкости, заполняющей сква- скважину; волны, обусловленные конструкцией скважины (кабель- (кабельные, трубные, резонансные волны, связанные с условиями контакта сейсмоприемника со стенкой скважины). Скорости большинства перечисленных волн-помех, за исключением труб- трубных, меньше скоростей первых волн, распространяющихся по породам, и эти волны регистрируются в последующих вступле- вступлениях. Поэтому, несмотря на то что некоторые из этих волн изве- известны давно, они не являлись помехами при сейсмокаротажных работах, и механизм их образования и характеристики изучены недостаточно. С развитием ВСП эти волны стали основными помехами, мешающими прослеживанию полезных волн. Наиболее сущест- существенное влияние на качество материалов ВСП оказывают гидро- гидроволны и вибрационные трубные волны. Гидроволны 1. Гидровол ы распространяются по столбу жид- жидкости, заполняющей исследуемую скважину. Скорость гидро- гидроволн в необсаженной скважине зависит от упругих постоянных раствора и пород, окружающих скважину, и определяется вы- выражением [41, 49] где ji — модуль сдвига пород стенки скважины; Vo — скорость в жидкости, заполняющей скважину; /Со — модуль объемной упругости глинистого раствора. 1 В некоторых зарубежных работах эти волны называются трубными (tube vawe), при этом сама скважина рассматривается как труба. Однако, поскольку в скважине, как правило, находятся настоящие обсадные трубы, с которыми связаны «свои трубные» волны, целесообразнее для волн Рж пользоваться термином «гидроволны». 24
Наличие обсадной колонны в скважине приводит к повыше- повышению скорости гидроволн, определяемой по формуле [48] -'/2 где D и d — диаметр и толщина обсадной колонны; Е — модуль Юнга материала обсадной колонны. Повышение скорости может достигать 40 %. В скважине, заполненной жидкостью, при жестком контакте обсадки с по- породой скорость гидроволн может отличаться от скорости волны в жидкости и зависит от толщины обсадки и окружающих пород. Механизм возбуждения гидроволн в скважинах связан с рез- резким перепадом давления, который может быть на отдельных участках скважины. Как правило, гидроволны возбуждаются в ВЧР, но они могут возбуждаться и на больших глубинах на интервалах, соответствующих границам незацементированных участков скважин, а также на стыках труб обсадных колонн. Гидроволны образуются при падении на эти участки прямой волны, а также других волн, отличающихся большой интенсив- интенсивностью. Гидроволна распространяется вдоль ствола скважины, отражается и преломляется на участках скважины, где меня- меняются физические параметры (плотность глинистого раствора, модуль его продольной упругости, упругие параметры пород, ок- окружающих скважину, толщины стенок или диаметров обсадных колонн). Коэффициент отражения определяется уравнением [49] где р, vm и d — плотность глинистого раствора, скорость гидро- гидроволны и внутренний диаметр обсадки соответственно (волна па- падает на границу из среды с индексом 1). На сейсмограммах ВСП иногда регистрируются гидроволны, претерпевшие 6—7 отражений от поверхности жидкости в сква- скважине. Место возбуждения гидроволн может не совпадать с ме- местом их отражения при последующем распространении [41]. В процессе наблюдений в скважине искусственно менялся уро- уровень воды. После отработки 12 точек, начиная от забоя, уровень воды был поднят с 200 до 100 м. После отработки еще 33 точек уровень был поднят еще на 60—70 м. При этом изменение уровня воды совсем не сказалось на падающей РЖ1 и отражен- отраженной от нижнего конца обсадки РЖ2 волнах (рис. 1, а). Однако на изменение уровня резко «реагировали» волна Рж3, отра- отразившаяся в верхней части разреза от поверхности воды, и Рж4, отразившаяся от забоя скважины. 25
Сильная зависимость условий образования гидроволн от кон- контакта обсадных колонн с окружающими породами, и в первую очередь от качества цементажа затрубного пространства, кото- ШШЖШШШт Рис. 1. Сейсмограммы ВСП, иллюстрирующие гидроволны [41]: « — влияние уровня воды в скважине (скв. Узеньская, Южный Мангышлак, ПВ 100 м); б — влияние силы прижима зонда к стенке скважины (скв. 3, Даниловская, Московская ¦синеклиза, ПВ 120 м), сейсмограммы сверху вниз получены при прижиме силой соответ- соответственно 0, 20, 130, 1000 Ы; в — гидре волны, образовавшиеся в ВЧР (скв. 1, Клетско-Поч- тонская Волгоградской обпасти); г — гилровотны, свя'анкые с отражением от снаряда (скв. 53, Оренбургская, ПВ 120 м, по Г. А. Шехтману) рое строго не контролируется и во многих случаях бывает не очень высоким, приводит к тому, что даже в скважинах одина- одинаковой конструкции, пройденных в одних и тех же геологиче- геологических условиях, а иногда даже рядом, интенсивность гидроволн 26
может быть самой различной. Следует отметить, что условия контакта не всегда определяются качеством цементажа. Это относится в основном к скважинам сложной конструкции, когда одна колонна цементируется в другой колонне. При одной ко- колонне, часто даже без специального цементажа, условия кон- контакта могут быть очень хорошими. Чаще всего это имеет место Для скважин, пройденных в рыхлых породах и уже простояв- 27
тих после спуска колонны некоторое время. В этих условиях труба надежно прихватывается заплывшей породой. Интенсивность гидроволн зависит от плотности раствора и уменьшается с увеличением плотности, а также от силы при- прижима снаряда к стенке скважины. Влияние силы прижима оп- определяется тем, что частоты паразитных колебаний системы прибор—скважина могут быть близки к преобладающим часто- частотам гидроволн. Как правило, гидроволны на сейсмограммах об- образуют длительный цуг импульсов, в отдельных случаях разре- разрешенных между собой (рис. \,в). Форма и спектральный состав импульсов гидроволн, зареги- зарегистрированных не прижатыми приборами, отличаются от первой прямой волны более высокой частотой и меньшей длительно- длительностью. Гидроволны в основном регистрируются на вертикальных со- составляющих. Скорость гидроволн не зависит от расстояния до источников, мало зависит от литологии пород, интервал их ре- регистрации определяется только временем прихода возбудивших их волн, а их интенсивность убывает с удалением пункта взрыва (ПВ) от устья скважины. Последнее может быть связано с уменьшением интенсивности возбуждающих их волн. По этим признакам гидроволны можно отличить от низкоскоростных по- поперечных и обменных волн в ВЧР. В некоторых случаях наблюдаются также гидроволны, рас- распространяющиеся с более низкой (примерно в Зраза) скоростью. Они регистрируются только в виде падающих волн, и годографы этих волн имеют общие точки с годографами описанных выше гидроволн в точках их отражения в ВЧР от поверхности воды и от забоя скважины Рп (рис. 1, г). В работе [41] эти волны однозначно увязываются с нежестким контактом обсадки с окру- окружающими породами и, на наш взгляд, ошибочно трактуются как изгибные трубные. Анализ таких волн показывает, что они образуются в тех случаях, когда сам снаряд является хорошей отражающей границей (площадкой), положение которой все время меняется вдоль линии наблюдения. Волны этого типа в ВЧР из-за малых скоростей могут быть ошибочно истолко- истолкованы как обменные или поперечные волны. Перечисленные волны не исчерпывают всего многообразия возможных типов гидроволн. Однако волны других типов встре- встречаются более редко, не обладают большой интенсивностью и не являются существенными помехами при ВСП. Если обсадная колонна не зацементирована, то водная волна может распрост- распространяться также по затрубному пространству, заполненному во- водой, даже если сама скважина не заполнена жидкостью. Наиболее эффективным средством подавления гидроволн ¦является удаление источника от устья скважины. Существен- Существенного ослабления гидроволн на сейсмограммах ВСП можно до- добиться увеличением прижима снаряда к стенке скважины в усло- 28
виях открытой скважины или к обсадной колонне при качест- качественном цементаже затрубного пространства (рис. 1, б). Понижение уровня промывочной жидкости эффективно, если оно происходит на участке, где гидроволна возбуждается. Однако это сделать технически не всегда возможно. Гидроволны обладают •большой интенсивностью на записях, полученных датчиками давления, свободно плавающими в растворе, что является од- одной, но не единственной из причин, определяющих преимущества применения при ВСП датчиков смещения. Волны-помехи, связанные с конструкцией скважины. При наблюдениях в открытых скважинах качество материала, как правило, лучше, чем при наблюдениях в обсаженных скважи- скважинах, для которых характерно наличие волн-помех, обусловлен- обусловленных конструкцией скважины (спущенных колонн, технической и эксплуатационной, кондуктора), уровнем и качеством цемен- тажа. Основное значение здесь имеют так называемые трубные волны. К трубным волнам относятся волны двух типов: а) про- продольные волны, распространяющиеся вдоль трубы по ее стенке, *б) трубные волны, связанные с резонансными вибрациями неза- незакрепленных участков обсадных колонн (вибрационные трубные волны [41]). Трубные волны. При воздействии упругих волн на обсадную колонну в ней возникает высокочастотная волна, распростра- распространяющаяся со скоростью продольных волн в стали D700— 4900 м/с) и регистрирующаяся в первых вступлениях. Скорость трубной волны очень мало зависит бт скоростей волн в окру- окружающих породах и растворе. Трубные волны Рт, как правило, нерегулярны, высокочастотны и искажают первые вступления. В верхней части разреза они могут обладать сравнительно боль- большой интенсивностью (на вертикальной составляющей), которая ¦быстро убывает с глубиной (рис. 2, а) и с удалением пункта взрыва от устья исследуемой скважины. На глубинах около 800—1000 м их интенсивность обычно настолько мала, что они практически не мешают регистрации волн, распространяющихся ло породе. При плохом цементаже колонны трубные волны мо- могут обладать большой интенсивностью и распространяться на ¦большие глубины. Для трубных волн характерна поляризация колебаний по направлениям, близким к вертикали, в то же время прямые волны в верхней части разреза, как правило, подходят по направлениям, отличающимся от вертикали. В этих условиях ППК с прослеживанием следящих составляющих пря- прямых волн может быть очень эффективной. На составляющих полярных сейсмограмм (рис. 2, б), близких к горизонтали, трубные волны не регистрируются и уверенно выделяется пер- первое вступление прямой волны. Это существенно, так как позво- позволяет при каротаже изучать скоростной разрез вплоть до земной поверхности. При изучении трубных волн их можно возбуждать ударами по торцу скважины.
Вибрационные трубные волны. На участках ствола сква- скважины, где обсадная колонна плохо зацементирована, возникают паразитные вибрации колонн. Вызванные ими волны-помехи регистрируются на этом интервале глубин практически при всех 0,4- t,c 750 »/ 800 Рис. 2. Трубная волна на сейсмограммах Z составляющей (а) и полярной (б) удалениях пункта взрыва от скважины и обладают очень боль- большой интенсивностью. Эти волны представлены на сейсмограмме колебаниями с вертикальными осями синфазности. Количество и интенсивность помех резко возрастают при наблюдениях в скважинах сложной конструкции с несколькими колоннами, в особенности если цемент в каждой из колонн не поднят до устья. Частотный состав очень неустойчив и зависит от длины 30
незакрепленного участка колонны. Наиболее интенсивные волны-помехи наблюдаются в верхней части скважины, пере- перекрытой кондуктором. На нижней части сейсмограммы (рис. 3,а), •соответствующей участку профиля вне кондуктора, уверенно прослеживаются отраженные и многократные волны. При наб- наблюдениях в кондукторе D40—540 м) ухудшается корре- Ш1200Н 1.6 2,6 2,8 ? С Рис. 3. Волны-помехи, связанные с техникой измерений: <а — влияние конструкции скважины; б — влияние силы прижима, записи при сильном (I) и слабом (II) прижиме снаряда [28]. ляция почти всех волн, и преобладают вертикальные оси син- фазности. Поэтому для получения неискаженной записи при ре- решении некоторых задач целесообразно провести наблюдения верхней части разреза в специально пробуренной открытой мел- мелкой скважине. Кабельные волны. В результате воздействия на кабель или устье скважины упругих волн, вызванных взрывами и распро- распространяющихся в верхней части разреза, в системе натянутый кабель—сейсмоприемник возникают колебания, которые рас- распространяются по кабелю и накладываются на сейсмические волны. 31
Интервал регистрации кабельных волн на сейсмограммах зависит от соотношения скоростей волн в кабеле и породах. При наблюдениях в самой верхней части разреза, где скорость рас- распространения волны по породам мала, кабельные волны могут регистрироваться в первых вступлениях и искажать данные сей- сейсмического каротажа [34]. В этих случаях удаление источника от устья скважины обычно позволяет получать запись первых вступлений, свободную от кабельной волны. Наблюдаемое ино- иногда при обращенном ВСП уменьшение времен вступления про- продольных волн на записях сейсмоприемников, расположенных не- непосредственно вблизи устья скважины, может быть обусловлено кабельной волной, распространяющейся к земной поверхности по боевой магистрали, нагруженной массой заряда [41]. Однако в большинстве случаев интервал регистрации кабель- кабельных волн расположен в последующей части записи, и они яв- являются одним из основных видов помех которые могут снижать качество материалов ВСП. Кабельные волны представляют со- собой суперпозицию волн разных типов, распространяющихся по нагруженному кабелю. Основное значение имеют продольные волны и волны кручения. Расчетные значения скоростей этих волн для многожильных бронированных кабелей, выпускаемых промышленностью, приведены в табл. 1 [41]. Таблица 1 Марка кабеля КОБД-6 КТБ-6 КСБ-6 КБГ-8 Скорость продольной волны, м/с 4220 3940 ' 3830 3690 Скорость волны кручения, м/с 3730 3300 5060 4880 Расчетные и экспериментальные значения скоростей могут не совпадать, так как глинистый раствор в скважине приводит к уменьшению скорости и тем большему, чем больше плотность раствора. Так, для кабелей КСБ-6 и КБГ-8 экспериментально установлено, что скорость продольных волн составляет 2500— 3500 м/с. Даже при наблюдениях в одной скважине наблюда- наблюдались случаи уменьшения скорости кабельных волн с глубиной от 3570 до 2280 м/с по мере увеличения плотности раствора. Скорости кручения волн могут превышать скорости продольных волн на 30 %. Скорость и влияние кабельной волны можно оценить в каж- каждом конкретном случае регистрацией ударов по кабелю при раз- различной степени его разгрузки (ослабления) прижимом сейсмо- приемника к стенке скважины. Основным путем ослабления ка- 32
бельных волн является снижение собственной частоты колеба- колебательной системы кабель—зонд с тем, чтобы она была значи- значительно более низкой, чем рабочие частоты. Это достигается раз- разгрузкой кабеля. Надежный контакт сейсмоприемника со стен- стенкой скважины и механическая «отвязка» его от земной поверх- поверхности путем ослабления кабеля (путем его спускания и после прижатия снаряда) позволяют получить запись, практически сво- свободную от кабельной волны на всем интервале регистрации и пригодную не только для кинематической, но и для динамиче- динамической обработки [10, 11, 46, 49]. Однако для этого сейсмопри- емник должен быть прижат к стенке скважины с силой, пре- превышающей массу снаряда. В случаях, когда сила прижима меньше массы снаряда, для ослабления кабельной волны необ- необходима дополнительная отвязка его от кабеля. В качестве такой отвязки могут быть использованы механические фильтры в виде большой демпфирующей массы или приборы с прижимным устройством, расположенные выше сейсмоприемников. Съем- Съемные демпферы позволяют регулировать отвязку снаряда и, в ча- частности, увеличивать ее при наблюдениях в ВЧР, где уровень кабельных волн особенно велик. Возможность отвязки при по- помощи механических фильтров пока полностью не исследована. Резонансные колебания. При недостаточном жестком кон- контакте сейсмоприемника со стенкой скважины резонансные коле- колебания могут возникать в системе кабель—снаряд и в системе сейсмоприемник—прижим—стенка скважины. Частоты этих ко- колебаний, зависящие от конструктивных особенностей снарядов, часто находятся в сейсморазведочном диапазоне. Обладая боль- большой длительностью, эти колебания могут заполнить всю сейсмо- сейсмограмму. Уменьшение массы снаряда позволяет наиболее эффек- эффективно сместить паразитные резонансы (контактный и связан- связанный с прижимом) в область более высоких частот. Жесткий контакт со стенкой скважины позволяет практически полностью подавить паразитные резонансы и получить неискаженную запись. Некоторые из рассмотренных волн-помех могут слу- служить источником сведений о геологическом строении разреза и о технической характеристике скважины. Это имеет особое значение в промысловой сейсмике при изучении околоскважин- ного пространства, а также при решении задач, связанных с тех- технологией бурения. К техническим помехам следует также отнести электриче- электрические наводки на кабель. Длинный кабель, размотанный в сква- скважине, является антенной, на которую наводятся помехи от про- промышленного электричества и теллурических токов. Решающими факторами для подавления этих волн являются хорошая изо- изоляция кабеля и его сравнительно низкоомное сопротивление, а также применение предварительных усилителей в скважин- ных снарядах. 3 Заказ № 201 33
Кроме рассмотренных способов ослабления волн-помех тех- технического характера, связанных с процессом выполнения наблю- наблюдений, существуют способы ослабления волн-помех уже в про- процессе обработки. § 2. АППАРАТУРА ВСП Аппаратура ВСП по своим сейсмическим параметрам и электрическим характеристикам в принципе мало отличается от аппаратуры, применяемой при наземных наблюдениях. Основ- Основные отличия связаны со спецификой наблюдений в глубоких скважинах в условиях высоких температур и давлений. В этих условиях большое значение имеют надежность и хорошие тех- технические характеристики каналов. Аппаратуру ВСП можно разделить на глубинную и назем- наземную. Наиболее существенной и специфической является глубин- глубинная аппаратура. Глубинная аппаратура. Основными характеристиками глу- глубинной аппаратуры, существенно влияющими на качество ма- материалов наблюдений, является ее канальность, способ передачи информации и система прижима снарядов к стенке скважины. Применение многоточечных зондов позволяет сократить объем буровзрывных работ и время, необходимое для отработки вер- вертикального профиля, что в условиях скважины, находящейся в бурении, очень существенно. В 1963 г. в ИФЗ АН СССР впервые был разработан и приме- применен трехточечный зонд, в котором каждый сейсмоприемник при- прижимался к стенке скважины независимым прижимом [8]. В на- настоящее время ВСП выполняется трех- и шеститочечными зон: дами. В последние годы разработаны различные комплекты многоточечной аппаратуры, которая по способу передачи сиг- сигналов от скважинных сейсмоприемников на земную поверхность может быть разделена на две группы: с прямой регистрацией и проводным разделением каналов и с преобразованием спек- спектра частот. Аппаратура с проводным разделением каналов. Станция ВСП-1 предназначена для шеститочечных однокомпонентных наблюдений [21]. Скважинная аппаратура ВСП-1 состоит из зонда ВСП-6/7, который содержит шесть скважинных прибо- приборов, два демпфера, ограничители. Жилы кабеля к нижним при- приборам проводятся транзитом без нарушения изоляции. С целью повышения чувствительности и помехоустойчивости разработана станция ВСП-1М, которая, кроме зонда ВСП-6/7, укомплектована зондом ВСП-2 с дистанционными усилителями. Для усиления сигналов при сохранении условий компенсации взаимных влияний дистанционный усилитель подключен к ка- кабелю в режиме генератора тока. Передача сигнала к наземной 34
аппаратуре и питание полевого транзистора осущест- осуществляются по одному проводу. Разработаны и другие варианты многоканальной аппаратуры с прямой передачей. Отметим трехточечный (СППУ-2М) и ше- шеститочечный (АСПУ-6-48) скважинные зонды с управляемыми прижимными устройствами, разработанными во ВНИИГИСе и предназначенные для ВСП в обсаженных и необсаженных сква- скважинах [27]. В зонде СППУ-2М предусмотрено предварительное усиление сигналов. Усилительный каскад собран на металлокерамиче- ской лампе FС51Н) с анодной нагрузкой через жилу кабеля, выведенную в наземный пульт управления. Это позволяет ис- использовать одну и ту же жилу кабеля и для опорного питания лампы, и для передачи информации. Контроль за продвижением зонда по стволу скважины при спуске зонда осуществляется по сигналам горизонтального сейсмоприемника, подключающе- подключающегося к жиле кабеля во время спуска. Технические данные аппа- аппаратуры приведены в табл. 2. В этой же таблице для сравнения приведены характеристики1 аппаратуры ВСП, выпускаемой не- некоторыми компаниями США. По табл. 2 видно, что зарубежная аппаратура ВСП до настоящего времени является одноточеч- одноточечной. Снаряды оснащены в основном электромеханическими прижимами и отличаются, как правило, большими длиной и массой. В большинстве снарядов устанавливаются или только вертикальные сейсмоприемники, или трехкомпонентные уста- установки XYZ. Был также разработан шеститочечный зонд с амплитудной модуляцией без преобразования спектра частот (с проводным разделением каналов). Зонд имеет телеметрическую систему программной регулировки усиления. Для исключения взаимных влияний часто применяются симметричные согласующие тран- трансформаторы. Аппаратура с преобразованием.спектра частот. Разработаны и опробованы различные системы с амплитудно-частотной и время-импульсной модуляцией (ВИМ). Наибольший интерес представляет многоканальная система с временным разделением каналов с использованием время-импульсной модуляции [22]. Для нее характерны высокая надежность и малые габариты. Система позволяет создать 24-канальный скважинный зонд. Основные технические характеристики системы приведены ниже. Частотный диапазон, Гц 10—125 Динамический диапазон, дБ 60 Влияние между каналами, % ^2 Максимальная длина кабеля, м 5000 Максимальная рабочая температура, °С . . 120 Максимальное давление, МПа 60,6 1 Данные приведены по каталогам компаний. 3* 35
На базе этой системы были созданы 6- и 12-канальные зонды ВСП диаметрами 42 и 69 мм соответственно. Существуют раз- различные варианты такой аппаратуры, отличающиеся конструк- конструктивной компоновкой узлов. Для наблюдений ВСП на рудных месторождениях разра- разработаны зонды с малым конструктивным диаметром. Зонды, соз- созданные ВИРГом, имеют диаметр 42 мм и снабжены прижим- прижимными устройствами механического типа. Опыт работ с этими зондами: в необсаженных скважинах алмазного бурения диа-i метром 59 мм и глубиной до 2000 м подтвердил их работоспо- работоспособность. Для высокочастотных наблюдений ВСП на угольных место- месторождениях применяется трехточечный скважинный зонд диа- диаметром 60 мм с управляемым прижимным устройством, частот- частотный диапазон 50—400 Гц и динамический диапазон 90 дБ [15]. Для работ ВСП в инженерно-геологических скважинах соз- созданы многоканальные зонды. Для принудительной ориентировки сейсмоприемников по азимуту двухкомпонентные сейсмоприем- ники монтируются на жесткой подставке, которая крепится на гибкой ленте, обладающей достаточной упругостью, противо- противодействующей самопроизвольному повороту отдельных сейсмо- сейсмоприемников зонда. Каждая установка сейсмоприемников при- прижимается пневматическим прижимным устройством. Зонд со- состоит из 11 точек наблюдений с расстоянием между точками 1 м и предназначен для наблюдений в скважинах глубиной до 20—30 м и диаметром 100—127 мм. Прижимные устройства. Прижимные устройства могут одно- одновременно решать несколько задач: обеспечивать надежный кон- контакт прибора со стенкой скважины; устранять паразитные резо- нансы, связанные с контактом снаряд—скважина; подавлять кабельные волны путем ослабления кабеля; существенно ослаб- ослаблять на записи гидроволны. Выполненные в последние годы исследования на моделях и в скважинах по оценке оптимальной силы прижима снарядов [21, 41] подтвердили полученные ранее [8, 11] данные о том, что для решения перечисленных задач снаряд должен быть при- прижат с силой, в несколько раз превышающей его массу. Что ка- касается условий контакта, то частоты возникающих здесь пара- паразитных колебаний должны быть вне полосы рабочих частот аппаратуры. С увеличением полосы рабочих частот не- необходимо увеличивать силу прижима (при одинаковой массе снаряда). При решении различных задач необходимо экспериментально оценить силу прижима в зависимости от частотного и динамик ческого диапазонов волн, чувствительности аппаратуры, конст- конструкции зонда и типа применяемого кабеля. Особое- значение это имеет при работе с многоприборными зондами. Влияние силы прижима наглядно видно на сейсмограммах многоприборного 37
зонда, полученных при сильном (рис. 3, б, I) и слабом (рис. 3, б, II) прижимах. Прижимные устройства могут быть разделены на управляе- управляемые, неуправляемые и комбинированные. Управляемое устройство позволяет многократно по команде с поверхности прижать прибор к стенке скважины и освободить его на любой глубине и тем самым позволяет проводить наблю- наблюдения как при спуске, так и при подъеме скважинного прибора. В управляемых прижимных устройствах применяются в основ- основном прижимы гидравлического или электромеханического типа. Применяются также прижимы самозаклинивающего типа, в ко- которых сила прижима определяется массой снаряда. Разрабо- Разработаны зонды с эксцентриковыми прижимами, в которых прижим каждого снаряда осуществляется при снятии с него массы более глубокого снаряда. Хорошо зарекомендовал себя электромеха- электромеханический прижим в снарядах СППУ-2М. Управление прижим- прижимными устройствами позволяет последовательно прижимать каж- каждый снаряд в отдельности, обеспечивая механическую их отвязку друг от друга. Питание электросхем и передача сейсми- сейсмической информации к наземной аппаратуре осуществляются по стандартному семижильному кабелю. В прижимном устройстве оба конца штока, приводящего в движение прижимную лапу, находятся в камерах, герметизи- герметизированных от внешнего давления. Это позволило исключить влияние внешного давления на силу прижима. В зонде АСПУ-6-48 прижимное устройство обеспечивает ускоренное отклонение рычага до касания его концом стенки скважины, после чего скорость отклонения уменьшается, но увеличивается усилие прижима. Технические характеристики прижима: Диаметр обслуживаемых скважин, мм . . 127—300 Прижимное усилие, Н с увеличенным прижимным рычагом . . 1600 с коротким прижимным рычагом . . . 3560 Ток питания без нагрузки на прижимной рычаг, А 0,35 Максимальное давление окружающей сре- среды, МПа ; 80 Максимальная рабочая температура окру- окружающей среды, °С 125 Габариты, мм 80X1310 Естественно, что зонды с раздельно управляемыми прижим- прижимными устройствами обладают наибольшими возможностями и существенными преимуществами перед прижимами других типов. К управляемым прижимным устройствам можно также отне- отнести устройства одноразового действия, которые позволяют только однажды прижать прибор в нижней точке с максималь- 38
ной глубиной наблюдения. В дальнейшем наблюдения выпол- выполняются только на подъеме и прибор поднимается в прижатом состоянии. С такими прижимами рекомендуется работать только в обсаженных скважинах. Неуправляемое прижимное устройство опускается и извле- извлекается из скважины с задействованным прижимом. Здесь при- применяются различного типа рессорные прижимы, обеспечиваю- обеспечивающие скольжение прибора, прижатого рессорой к стенке сква- скважины (они иногда называются скользящими). По своей конструкции они мало отличаются от аналогичных устройств, ши- широко применяющихся в промысловой геофизике. Скользящие прижимы не могут обеспечить отвязку прибора от поверхности, подавление кабельных волн и получение неискаженной записи, необходимой для количественной обработки динамических осо- особенностей волн. В комбинированных устройствах один из приборов (обычно верхний) обеспечен управляемым прижимом, а нижние приборы зонда оснащены неуправляемыми скользящими прижимами. Сейсмоприемники. При ВСП применяются обычно электро- электродинамические серийные сейсмоприемники, параметры которых определяются задачами исследований и условиями наблюдений. Изучение динамики прямых волн и механизма их поглощения в реальных средах выполняется в широком диапазоне частот от 5 до 500 Гц. Для изучения отраженных волн, а также в руд- рудной сейсморазведке применялись электродинамические сейсмо- сейсмоприемники с собственной частотой колебаний от 10 до 30 Гц. С целью увеличения чувствительности применяется группирова- группирование нескольких сейсмоприемников на канал. При решении задач высокоразрешающей сейсмики применяются сейсмоприемники с /о = 80—100 Гц. Для регистрации частот от 100 до 500 Гц иногда применяются акселерометры. При региональных исследованиях ВСП, когда вертикальные профили отрабатывались из пунктов взрыва, расположенных на расстояниях до 60 км, использовались сейсмоприемники с собст- собственной частотой 3—5 Гц. Для решения некоторых специальных задач, в частности при изучении волнового поля, возбуждаемого при ГСЗ, а также для изучения изменения фона естественных шумов с глубиной, применялись сейсмоприемники с собственной частотой 1 Гц с дистанционным управлением, арретирующими и юстирующими устройствами. Помимо датчиков смещения при работах ВСП опробовались также датчики давления, свободно плавающие в глинистом ра- растворе, не будучи прижатыми к стенкам скважины. Это сущест- существенно упрощает конструкцию снарядов и технику измерений. Однако при этом последующая часть записи сильно искажается большим числом интенсивных гидроволн, распространяющихся по столбу жидкости, что ограничивает возможности анализа волнового поля. Положение усугубляется тем, что датчики дав- 39
-ления, обладая сферической диаграммой направленности, регист- регистрируют волны разных типов и исключают возможность селек- селекции волн по поляризации. Все это ограничивает возможности при- применения при ВСП датчиков давления. Тем не менее при реше- решении некоторых задач, связанных с изучением первой волны при наблюдениях в необсаженных скважинах, датчики давления мо- могут применяться. При работах с многоточечными зондами следует применять специальные устройства, обеспечивающие безопасность спуско- подъемных операций. Необходимо также следить за движением зонда в скважине, чтобы не допустить спуска излишнего кабеля. Наземная аппаратура. Регистрация колебаний при ВСП осуществляется серийными станциями, дополнительно оснащен- оснащенными системой коммутации головок. Для работы с многоточеч- многоточечными зондами применяются специальные наземные станции, обеспечивающие управление зондом, демодуляцию и прямую регистрацию сигналов на магнитную пленку. При работах ВСП с изучением динамики волн особое зна- значение имеет динамический диапазон аппаратуры. Для получе- получения неискаженной записи необходимо иметь аппаратуру с диа- диапазоном до 120 дБ. Применение цифровой регистрации позволяет в полной мере реализовать возможности ВСП. При регистрации в аналоговом виде для получения неискаженных записей отраженных волн в интервале времен от 0 до 5 с регистрация обычно ведется на трех, реже на пяти уровнях усиления, отличающихся между собой в среднем в 4—5 раз. С этой же целью применялись различные схемы ПРУ с последующим восстановлением сигналов в пол- полном динамическом диапазоне. При изучении преломленных волн использовались низкоча- низкочастотные станции КМПВ. При наблюдениях на больших расстоя- расстояниях динамический диапазон регистрируемых волн значительно уже, чем в MOB, и, как правило, достаточно использовать только два уровня усиления. Усиление регистрирующего канала контролируется магнитным генератором постоянных амплитуд (МГПА) или обычным калиброванным звуковым генератором. При ВСП большое значение приобретает уменьшение уровня шумов аппаратуры. Однако понижение собственных шумов ап- аппаратуры при работе на больших глубинах в условиях высоких температур и давлений связано с большими трудностями и тре- требует специальных разработок. Аппаратура для ПМ ВСП. Специфика наблюдений ПМ ВСП связана с трехкомпонентными наблюдениями и получением ори- ориентированных в пространстве составляющих колебаний. Помимо одноточечных приборов для ПМ ВСП разработан четырехто- четырехточечный трехкомпонентный зонд с время-импульсной модуляцией [22]. Следует отметить, что для ПМ ВСП более рациональным является трехточечный четырехкомпонентный зонд, позволяю- 40
щий контролировать идентичность канала каждой трехкомпо- нентной установки. Аппаратура ПМ ВСП подробно описана в работе [9]. Отметим только основные ее особенности. В сква- жинных снарядах в настоящее время применяются два типа установок: XYZ и симметричные. Первые являются традицион- традиционными и применяются уже многие годы. Симметричные установки также состоят из трех взаимно перпендикулярных сейсмоприем- ников, оси которых наклонены к горизонту под углом 35°, а азимуты соседних приборов отличаются на 120°. Уста- Установки XYZ обладают недостатками, к которым в первую оче- очередь относится трудность контроля идентичности характеристик (частотных и фазовых) горизонтального и вертикального сей- смоприемников установки и полярности каналов, а также необ- необходимость применения в одной установке сейсмоприемников разных типов (горизонтальных и вертикальных). Симметричные установки позволяют в полевых условиях контролировать идентичность каналов как на земной поверхно- поверхности, так и в скважинах. На поверхности контроль может быть осуществлен регистрацией сигналов сейсмоприемниками, совме- совмещенными в одном азимуте, или при развернутых сейсмоприем- никах регистрацией удаленных сигналов, когда первая продоль- продольная волна подходит к земной поверхности вертикально и сей- смоприемники установки должны регистрировать ее идентично [8, 9]. В скважине контроль осуществляется по записи прямой продольной волны, возбуждаемой у устья скважины. При количественном изучении траекторий смещения частиц удобно применять непрерывный сейсмический контроль путем регистрации дополнительной четвертой составляющей колеба- колебаний. В случае симметричной установки регистрируется 4-я со- составляющая Z колебаний. Идентичность Z составляющей, полу- полученной при прямой регистрации и в результате суммирования сигналов трехкомпонентной установки, свидетельствует об иден- идентичности каналов. Этот способ не только позволяет формализо- формализовать процедуру контроля, но и вводить необходимую коррекцию. В последние годы ИФЗ АН СССР совместно с НПО «Крым- моргеология» создали трехточечный четырехкомпонентный зонд для ПМ ВСП. В аппаратуре предусмотрено два варианта конт- контроля: сейсмический и электрический. Сейсмический контроль осуществляется автоматически непрерывно и освобождает опе- оператора от необходимости следить за идентичностью. В случае нарушения идентичности специальная схема выдает предупреж- предупреждающий сигнал. Электрический контроль каналов каждой уста- установки осуществляется подачей калиброванных импульсов по- постоянного тока. Электрический контроль включается автомати- автоматически в случае подачи сигнала рассогласования системой сейсмического контроля. Аппаратура опробована в скважинах на нескольких площадях Степного Крыма при глубинах до 3000 м и температурах до 120°С. При работах ПМ ВСП, когда речь 41
Рис. 4. Сейсмограммы ПМ ВСП, полученные при помощи снаряда с принуди- принудительной ориентировкой (скв. 2, Скрычаловская Белорусской ССР, по М. Н. Иса- енко) идет о регистрации волн различных типов, возникает необхо- необходимость подавления возможных паразитных вращательных ко- колебаний снаряда. Для этого целесообразно прижимать снаряд путем расклинивания его в двух взаимноперпендикулярных на- направлениях. Специфической особенностью аппаратуры ПМ ВСП является целесообразность получения ориентированных в пространстве составляющих колебаний. Для их получения используются сна- снаряды с принудительной ориентировкой установки или снаряды, снабженные датчиками ориентировки (ДОУ), позволяющими определить фактическую ориентировку установки [9]. На рис.4 приведены трехкомпонентные сейсмограммы, полученные при помощи снаряда с принудительной гироскопической ориентиров- ориентировкой установки, созданного М. Н. Исаенко. Снаряды с принуди- принудительной ориентировкой установки отличаются большой слож- сложностью, трудны в изготовлении. В этом отношении существен- существенным преимуществом обладают снаряды, оснащенные датчиком ориентировки. При работе с такими датчиками ориентируется не установка, а запись. При этом ориентирование выполняется на земной поверхности путем преобразования систем координат в аналоговом виде непосредственно в полевых условиях или при последующей обработке материалов на ЭВМ. 43
В открытых скважинах для определения ориентировки уста- установки может быть использовано магнитное поле Земли. В обса- обсаженных скважинах возникает необходимость использовать гиро- гироскопические датчики ориентировки ДОУ-1. В отличие от инкли- инклинометров, измеряющих два угла, образующихся осью скважины с вертикалью ф0 и горизонталью щ, ДОУ измеряет дополни- дополнительно угол поворота снаряда вокруг своей оси у. еш=120° Рис. 5. Ориентирование сейсмо- сейсмограммы: а — определение ориентировки уста- установки; б — прямое ориентирование; в — поэтапное ориентирование Рассмотрим схемы определения ориентировки установки. Для ориентировки установки по значениям углов фо, wo и v на стереографическую сетку наносят ось установки (точка О на рис. 5, а слева) и строят плоскость Q, перпендикулярную к оси. Вертикальная плоскость Qa, проходящая через ось установки О„ пересечет плоскость Q по направлению а. От этого направления: в плоскости Q отсчитывают угол у и находят направ- направление б. Первое направление (точка а) соответствует линии пе- пересечения плоскости Q и вертикальной плоскости Qa, проходя- проходящей через ось скважины. Второе направление (точка б)—ли- б)—линия пересечения плоскости Q и плоскости Qi, проходящей через 44
ось первого сейсмоприемника / и ось скважины О. Для нахож- нахождения положения оси сейсмоприемника / в плоскости Qi доста- достаточно отложить на сетке угол 55° от точки О в направлении точки б. Для определения положения двух других сейсмоприем- ников проводится плоскость Qh-iii, перпендикулярная к оси сейсмоприемника /. Эта плоскость пройдет через точку К. На- Направления осей // и /// сейсмоприемников симметричны отно- относительно точки К и составляют с направлением К угол 45°. На приведенном примере все построения выполнены для случая Фо = 22°, 0H = 79° и y = 60°. Найденное фактическое положение установки позволяет получать ориентированные* составляющие колебаний. Возможны две схемы ориентирования: прямое и поэтапное. Прямое ориентирование заключается в непосредственном пе- переходе от сигналов сейсмоприемников установки, произвольно ориентированной в пространстве, к сигналам сейсмоприемников установки, ориентированной в заданном направлении, путем суммирования первых в соответствующих соотношениях. Эти со- соотношения определяются поправочными коэффициентами, про- пропорциональными косинусам углов между направлениями осей фактических (/—///) и ориентированных Aа—Ша) сейсмопри- сейсмоприемников. По стереографической сетке замеряют девять углов (рис. 5, б): /а_/ = Y/; /a_// = Y2; /a_/// = Y3: Иа—1 = уи //a_// = T5; //a_/// = V6; ///a_/ = V7; ///a_// = Y8; ///a_ -III = У9. Значения уг- соответствуют искомым поправочным коэффи- коэффициентам К. Поэтапное ориентирование позволяет производить ориенти- ориентировку всей установки в целом (рис. 5, в). Пусть фактическая установка /, //, /// расположена в пространстве так, что на- направление оси установки (оси скважины) определяется углом наклона ф0 и азимутом (о0 (точка Оа), а азимут первого сейсмо- сейсмоприемника установки — со/. В нашем случае со/ = 53°. На пер- первом этапе совмещают азимут первого прибора со/ с азимутом оси установки со0. В результате оси сейсмоприемников фактиче- фактической установки /—/// займут положение фиктивной установки а /о—Ша- На втором этапе ось фиктивной установки проводится в вертикальное положение (точка Оа перемещается в положе- положение Об). При этом оси всех трех сейсмоприемников фиктивной установки а будут ориентированы соответственно по направле- направлению осей фиктивной установки б (h, Нб—Шб) и расположатся по конической поверхности с углом наклона образующей с гори- горизонтом, равным 35°. На третьем этапе поворачивают фиктивную установку б по часовой стрелке вокруг вертикальной оси до совмещения азимута первого прибора h с направлением на се- север (со = 0°) или в любом заданном направлении. Таким обра- образом, фиктивная установка в ориентирована. В данном случае направления осей фиктивных сейсмоприемников 1в—1Пв опре- 45
деляются следующими координатами: со/в = 0°, co/je=120°, ЫШв = 240° И ф/в = ф/je = ф/r/e = 35°. Поэтапное ориентирование удобно в техническом отношении, так как позволяет использовать данные непосредственно с ДОУ (фо, соо, со/) и освобождает от необходимости в полевых усло- условиях выполнять операции для изменения углов и определения коэффициентов. Схема поэтапного ориентирования может быть положена в основу прибора, удобного в работе, в котором авто- автоматически вводились бы поправки за ориентировку по парамет- параметрам, снимаемым с ДОУ. Для получения ориентированных запи- записей в аналоговом виде созданы специальные ориентаторы. Действующие их макеты, а также способы ориентирования под- подробно рассмотрены в [9]. При отсутствии ориентирующих при- приспособлений ориентирование записей при некоторых упрощаю- упрощающих предложениях о среде может быть произведено по направ- направлению смещения в первой продольной волне. Все процедуры ориентирования записей в ПМ ВСП могут выполняться при обработке материалов на ЭВМ. Высокая эффективность комплексирования данных ВСП и АК определяет целесообразность создания аппаратуры, позво- позволяющей выполнять оба вида наблюдений при одной спуско- подъемной операции. Помимо сокращения затрат времени прин- принципиальное значение имеет увеличение точности привязок к раз- разрезу и корреляции данных между собой. Последнее необходимо в первую очередь для реализации возможностей промысловой сейсмики (см. гл. XIII). Глава III МЕТОДИКА НАБЛЮДЕНИЙ И ОБРАБОТКА МАТЕРИАЛОВ § 1. УСЛОВИЯ ВОЗБУЖДЕНИЯ Работы ВСП позволили объективно изучить механизм силь- сильного влияния условий возбуждения на волновое поле и на эф- эффективность сейсмических исследований. Это влияние сказы- сказывается прежде всего на прямых волнах Р и S, дающих начало всему волновому процессу, и через них — на форме каждой отдельной волны и на структуре всей сейсмограммы. Во многих случаях условия возбуждения практически определяют разве- разведочные возможности сейсмических исследований. Основной технической особенностью возбуждения при рабо- работах ВСП является необходимость производства большого числа взрывов для отработки одного профиля. Для получения добро- доброкачественных материалов ВСП главным является постоянство условий возбуждения. В связи с этим возникла необходимость изучения влияния на условия возбуждения различных факторов, 46
и в первую очередь глубины и массы заряда, литологии в ме- месте взрыва. Существенное значение имеет также методика конт- контроля условий возбуждения. Работы ВСП так же, как и наземные наблюдения, могут выполняться с раздельным возбуждением продольных и попе- поперечных волн. В связи с развитием поляризационного метода в настоящее время все больше используется одновременное воз- возбуждение волн Р и S от единого источника. В ВСП помимо взрывных способов возбуждения большое значение приобретают различные способы невзрывного возбуждения. Возбуждение волн Р. Рассмотрим факторы, влияющие на условия возбуждения при формировании волн Р. Глубина взрыва. Сильное влияние глубины взрыва на усло- условия возбуждения определяется тем, что с изменением глубины взрыва изменяется литология пород, а также расположение заряда по отношению к неоднородностям разреза, что вызывает изменения в форме падающей волны. В условиях однородного строения ВЧР при взрывах в скважине получается сравнительно простой импульс. По частотному составу импульс неоднороден. Высокие частоты сосредоточены в начальной части записи, пе- периоды последующих фаз возрастают. Увеличение глубины взрыва обычно приводит к возрастанию частоты колебаний, что в свою очередь обусловливает упрощение записи и улучшение ее разрешенности. Однако при сейсморазведочных работах взрывы произво- производятся в верхней, наиболее неоднородной части разреза. Эти не- неоднородности преобразуют сравнительно простой импульс, об- образовавшийся в источнике в сложный цуг падающих волн. Следует отметить, что неоднородности строения ВЧР могут быть обусловлены не столько литологией, сколько различной влагонасыщенностью и связанным с этим различием в акусти- акустических жесткостях. Наличие в ВЧР влагонасыщенных слоев при- приводит к образованию сильных отражающих горизонтов, на ко- которых образуются интенсивные частично-кратные волны. В условиях неоднородного строения ВЧР форма записи пер- первой волны и ее частотный состав определяются, главным обра- образом, условиями наложения различных волн, образующихся на неоднородностях ВЧР. Число этих волн, в особенности волн- спутников, и условия их наложения сильно зависят от относи- относительного расположения заряда и неоднородностей, которые ока- оказывают решающее влияние на форму падающей волны. Взрыв под ЗМС, представленной тонким слоем, приводит к интерфе- интерференционному характеру записи прямой волны. Причем при- приближение заряда к подошве ЗМС уменьшает это влияние, од- однако не всегда полностью его устраняет, так как на прямую волну, распространяющуюся в глубь среды, влияют как волна, отраженная от верхней границы слоя, так и волны, образую- образующиеся внутри слоя. Поэтому непостоянство параметров ЗМС 47
может привести к нестабильности условий возбуждения. При сравнительно больших мощностях ЗМС форма записи волны может быть сложной и должна упрощаться с уменьшением мощности ЗМС при условии малых расстояний от точки взрыва до нижней границы слоя. Сильное влияние спектральных харак- характеристик ВЧР и глубины взрыва может быть использовано для управления частотным составом прямой волны, что может су- существенно влиять на эффективность исследований. Рис. 6. Изменение формы прямой волны в зависимости от изменения Я: а—в условиях- простого строения ЗМС при Я=0 (t) и #=1000 м B) (ПВ 600 м, (? = 0,4кг, скв. 42, Старо-Минская Краснодарского края); б —в условиях многослойной ЗМС (ПВ 100 м, Q=0,8 кг, скв. 162, Северо-Ставропольская); в — при взрывах в ЗМС и под ЗМС (ПВ 100 м, Q=0,8 кг, скв. 162, Северо-Ставропольская) В случае сравнительно простого строения ЗМС удается прак- практически полностью избавиться от волн-спутников, поместив за- заряд непосредственно под ЗМС. В этих случаях увеличение глу- глубины взрыва усложняет сейсмограмму. На рис. 6, а показана запись прямой волны, полученная в скважине на глубине 1000 м. При взрыве вблизи подошвы ЗМС (h = 20 м) получена прямая волна сравнительно простой формы. Погружение заряда под ЗМС приводит к усложнению формы прямой волны, наблюдается отделение волны-спутника. При /г = 40 м волна-спутник практически полностью сформиро- сформировалась, и далее с увеличением глубины взрыва она все больше отстает от первой волны, которая становится короткой, про- 48
стой и мало изменяется с глубиной. Амплитуда волны-спутника составляет 0,6—0,7 амплитуды прямой волны. Поскольку волны- спутники на дневной поверхности не регистрируются, описанное изменение формы прямой волны не наблюдается на наземных сейсмограммах, где записи при разных h практически иден- идентичны. В случае более сложного строения ЗМС число волн-спутни- волн-спутников может существенно увеличиться и условия их интерферен- интерференции могут усложниться (рис. 6, б при /i==18 и 28 м). Только при h==83 и 90 м прямая волна имеет вид простого и короткого импульса. Следом за ней регистрируется серия волн-спутников. Последнее слабое низкочастотное колебание (отмечено стрел- стрелкой) является отражением от земной поверхности. Резкое изменение формы падающих волн может произойти даже при сравнительно небольших изменениях глубин взрывов. Наиболее часто это встречается при взрывах вблизи резкой гра- границы, когда по разные стороны от нее могут сформироваться существенно отличные по форме падающие волны. На сейсмо- сейсмограммах отдельных участков вертикального профиля (рис.6, в) видно, что при переходе от взрывов в ЗМС (h = 48 м) к взры- взрывам под ЗМС (h = 56 м) заметно увеличились частота и разре- шенность записи. Изучение спектра и формы импульсов прямой волны при различных источниках возбуждения показало, что взрывы элек- электродетонаторов дают высокочастотный импульс простой формы (рис. 7). Близкие результаты дает также источник водо- родно-кислородной смеси. Существенно более низкочастотными получались сигналы от ГСК-Ю при возбуждении на поверхности и увеличении заряда до 0,4 кг. Преобладающие частоты спектра составляют 33 Гц. Литология. При изменении глубины взрыва форма прямой волны может меняться также в зависимости от свойств пород (литологии), в которых происходит взрыв и от которых в пер- первую очередь зависит частотный состав импульса. При взрывах в твердых породах спектры волн более высокочастотные, чем при взрывах в пластических породах. С увеличением скорости волн в среде, где производится взрыв, преобладающая частота импульса возрастает (рис. 6, в), а длительность уменьшается. Литология влияет также на сохранение условий возбужде- возбуждения при повторных взрывах. Привзрывахивпесчано-глинистых породах форма записи после первых 3—4 взрывов устанавли- устанавливается и в дальнейшем хорошо сохраняется. При взрывах в же- жестких породах (известняках, мергелях) повторяемость записи значительно хуже, и с увеличением массы заряда стабильность условий возбуждения быстро нарушается. Имеющиеся данные показывают, что закономерности изменения формы записи в пределах площади обычно выдерживаются. 4 Заказ № 201 49
Масса заряда. Работы ВСП подтвердили известные в основ- основном и ранее общие закономерности изменения формы импульса от массы заряда. ВСП позволяет наиболее строго количественно? 10 50 100/, Гц 10 50 100 W 50 100 10 50 100f,\ Z J * Рис. 7. Выбор условий возбуждения: а —влияние глубины заряда на форму прямой волны (#= 1010 м, Q = 0,4 кг, записи при- приведены на двух уровнях усиления); б — спектры и форма прямой волны при различных источниках (//=1500 м, скв. 210, Калужская Краснодарского края): /—газовый сейсмиче- сейсмический источник на водороднокислородной смеси (ИГС), глубина возбуждения 12 м, 2 — генератор сейсмических колебаний ((ГСК-Ю), поверхностное возбуждение, 3 — взрывы 10 электродетонаторов, 4 — взрывы зарядов с Q=0,4 кг изучить эти закономерности. Однако наибольший интерес с точки зрения структуры сейсмограммы представляет не столько зависимость интенсивности первого импульса от массы заряда, сколько форма первого импульса и всей начальной ча- части сейсмограммы. Рассмотрим два примера. В первом примере отсутствие резких границ в ВЧР позволило получить короткий и простой импульс прямой волны. С изменением массы заряда Е0
на три порядка форма записи меняется сравнительно мало, ам- амплитуда импульса увеличивается примерно на два порядка, а период — вдвое (рис. 8, а). Во втором примере неоднородно- неоднородности ВЧР обусловили несколько более сложный цуг падающих волн в начальной части сейсмограммы (рис. 8, б), но увеличе- 0=20,8 кг 0,6 0,7 0,8 0,9 1,0 t,C Рис. 8. Влияние массы заряда на форму импульса прямой волны и начальной части сейсмограмм: а — скв. 17, Кущевская Краснодарского края; б — скв. 1, Октябрьская Белорусской ССР; в — скв. 10 Алма-Ата, //=2000 м, fo= 1Гц, ПВ 2800 м ние массы заряда в 100 раз практически очень мало изменило форму записи. С увеличением массы заряда может изменяться также на- направленность источника и происходит перераспределение энер- энергии между продольными и поперечными волнами. Например, изучение волнового поля, возбуждаемого при работах ГСЗ, наб- наблюдениями на больших глубинах в сравнительной близости от источника показало, что при взрывах в скважинах с увеличе- увеличением заряда резко увеличивается относительная интенсивность поперечной волны (рис. 8, в). 51
Нельзя считать, что с увеличением массы заряда при сохра- сохранении глубины взрыва условия возбуждения остаются неизмен- неизменными— меняется форма заряда, укупорка, могут появиться вы- выбросы, может измениться частотный спектр импульса в источ- источнике. Однако изменение массы заряда не оказывает решающего- влияния на форму прямой и цуга падающих волн, наблюдае- наблюдаемых на больших глубинах. В то же время изменение массы заряда может иметь существенное значение для структуры сей- сейсмограмм, наблюдаемых на земной поверхности. С увеличением заряда непропорционально увеличивается количество энергии,, остающейся в верхней части разреза, и в связи с этим: усложняется количество и интенсивность различного типа волн-помех, усложняющих волновое поле и нарушающих; корреляцию глубинных волн. Этим в значительной степени объ- объясняется большая эффективность работ с единичными малыми источниками при синхронном накоплении записей. Кроме того,, с увеличением массы заряда ухудшается повторяемость записи. Поэтому целесообразно работать с зарядами минимально воз- возможной массы. При ВСП масса заряда подбирается прямыми наблюдениями на больших глубинах. Условие повторяемости записи предъ- предъявляет дополнительные требования к скважинам. Скважины ма- малого диаметра малоустойчивы и выдерживают сравнительно не- небольшое количество взрывов. В то же время в скважинах боль- большого диаметра B50—500 мм) при повторных взрывах сохра- сохраняются спектральные характеристики прямых волн даже при большом числе взрывов. Такие скважины выдерживали до 200— 300 взрывов заряда массой 0,2 кг и обеспечивали возможность отработки вертикального профиля из одной скважины. При сравнительно небольших зарядах для предотвращения разруше- разрушения обсадной колонны применяется специальный центратор, удерживающий заряд по оси скважины. При этом зацементиро- зацементированная стальная обсадка диаметром 200 м выдерживала свыше 200 взрывов массой до 1 кг с линейным размещением зарядов, массой 300 г на 1 м [53]. При взрывах линейных вертикальных зарядов ДШ на малой базе в необсаженных скважинах возбуждаемое волновое поле существенно меньше зависит от изменения глубины заряда, чем в случае сосредоточенного заряда тротила, а необсаженная скважина выдерживает большое количество таких взрывов (до 300). Опыт применения взрывов горизонтальных линий ДШ в приповерхностном слое (глубина погружения 0,5—1,0 м) показал, что детонация со стороны удаленного от скважины конца базы взрыва (в направлении к скважине) обеспечивает наклон фронта падающей волны в сторону скважины. Волновое поле при таких взрывах более простое, чем при обычных взры- взрывах в скважинах, что объясняется в первую очередь сущест- существенно меньшей интенсивностью волн-спутников. Относительная 52
интенсивность падающих кратных волн в последующих вступле- вступлениях примерно на 25 % ниже, чем при взрывах в скважинах. Накоплен большой объем работ ВСП в морских скважинах. Наблюдения ВСП на море отличаются более стабильными усло- условиями возбуждения. Здесь применяются пневмоизлучатели раз- различной емкости, а также установки газовой детонации (УГД). Они обеспечивают глубину исследований до 4,5 км. При наблю- наблюдениях на море сравнительно легко реализуются системы уро- венных наблюдений. Основные трудности здесь связаны со спе- спецификой навигации. При необходимости выполнения больших объемов наблюдений по изучению околоскважинного простран- пространства в окрестности скважин на дне по определенной сетке уста- устанавливаются датчики, по сигналам которых ориентируется судно с источником возбуждения. Группирование взрывов. Группирование взрывов, распо- расположенных по вертикали, позволяет изменять диаграмму направ- направленности и частотный состав источника и тем самым ослабить волны-спутники и увеличить относительную интенсивность глу- глубоких волн. При вертикальном суммировании взрывов многократные волны, связанные с глубокими границами, не подавляются. С этой целью применяется горизонтальное суммирование. В слу- случае необходимости можно комбинировать оба вида суммирова- суммирования, что позволяет ослабить влияние кратных падающих и вос- восходящих волн. Следует отметить, что отработка таких систем очень трудоемка. ВСП показало, что частотная селекция волн в области воз- возбуждения (источника) значительно эффективнее, чем в области приема. Изменение частотного состава импульса может быть до- достигнуто также применением задержек при взрывах или изме- изменением параметров группирования* при воздушных взрывах. При взрывах с задержками интерференция волн от отдельных взры- взрывов приводит к перераспределению энергии между частотными составляющими. Это позволяет смещать спектр падающей волны в область более низких частот, что во многих случаях имеет практическое значение, в частности, при изучении границ, расположенных на больших глубинах в условиях сильно погло- поглощающей верхней толщи. Невзрывное возбуждение. Трудности и недостатки взрыв- взрывного возбуждения обусловили целесообразность применения при ВСП невзрывных источников, обладающих существенными пре- преимуществами перед взрывными. Основными из них являются хо- хорошая повторяемость и меньшее время, необходимое на отра- отработку скважины. Вибросейсмический источник. Он обеспечивает высокую по- повторяемость записи с контролем параметров по частоте и интен- интенсивности, обладает направленностью, позволяющей отдельно возбуждать волны Р и S. Высокая производительность труда 53
(отработка одной точки занимает несколько минут) позволяет развивать сложные системы наблюдений с использованием не- нескольких пунктов возбуждения. При вибровозбуждении обычно удается отработать полностью весь вертикальный профиль без перемещения вибратора. Применялся также генератор сейсмических колебаний, ана- аналогичный установкам «Диносейс». Импульс прямой волны от ГСК оказался более многофазным, чем от взрыва на оптималь- оптимальной глубине, но его спектр проще — более узкополосный, с од- одним экстремумом на частоте 35—40 Гц. Специфической особен- особенностью ГСК является возбуждение в верхней части разреза дли- длительного неразрешенного цуга низкочастотных колебаний поверхностного типа. Помимо основной моды релеевской волны, здесь регистрируются и более высокие гармоники. Хорошие результаты получены от источника в виде свободно падающего груза. Получаемые от таких источников волновые поля отличаются, как правило, большей простотой и регуляр- регулярностью. Созданные в настоящее время установки ударного воз- возбуждения позволяют получать сведения о среде до глубины 3000—4000 м. Помимо наземных устройств, применяются также скважин- ные невзрывные источники. К ним относится пневматический импульсный излучатель, предназначенный для возбуждения ко- колебаний в трехдюймовых скважинах. Среди невзрывных источников особый интерес для ВСП мо- может представить электроимпульсный источник. Накопленный опыт работ позволяет считать его очень перспективным. Элек- Электроимпульсный источник позволяет возбуждать высокочастот- высокочастотный импульс и тем самым обеспечить высокоразрешающие наб- наблюдения ВСП. При электроимпульсном возбуждении характерен более низкий уровень помех и отсутствие волны-помехи по столбу жидкости. Управление импульсами прямой волны позво- позволяет влиять на волновое поле, подчеркивать полезные волны и подавлять волны-помехи. В связи с этим важное значение при- приобретает изучение ЗМС, рельефа ее подошвы (для сохранения глубины заряда относительно подошвы ЗМС). Возбуждение волн S. Для возбуждения волн S необходимо создать поле напряжений, в котором отсутствует центральная симметрия. Такое поле можно создать различными способами: направленными воздействиями (ударами и взрывами), группи- группированием асимметричных источников. ВСП позволяет изучить направленность источника, его интенсивность и стабильность. В этом отношении наиболее удобным является изучение прямых поперечных волн. Прямые поперечные волны возбуждались направленными ударами и взрывами. Для ударного возбуждения волн SH при- применялись устойства, смонтированные на автобашенном кране. Груз массой 1300 кг, подвешенный на высоте 4 м как горизон- 54
тальный маятник, ударял по вертикальной стене — «забою». Го- Горизонтальный удар, как показал опыт работ, обладает хорошей направленностью и близок к источнику типа горизонтальной силы. Такие удары позволяли возбуждать и регистрировать прямые поперечные волны в зависимости от разреза до глубин 1200—1400 м. Аналогичные установки применяются и некото- некоторыми компаниями за рубежом. Для возбуждения волн S можно использовать ударные установки с падающим грузом. При та- таком возбуждении на сейсмограммах ВСП регистрируются интен- интенсивные регулярные поперечные волны до больших глубин (рис. 9). 0,5 1,0 Рис. 9. Возбуждение поперечных волн горизонтальным ударом (X компонента,, скв. 2, Чернинская, Припятская впадина, ПВ 670 м, по Э. В. Каленкову и др., 1979 г.) До последнего времени в качестве взрывного источника на- направленного действия широко применялась трехрядная группа скважин. Взрывы по обе стороны от зоны рыхления, созданной предварительно взрывом средней линии скважин, позволяют по- получать противоположные по направлению воздействия. Сопоставление эффективности ударного и взрывного" источ- источников показывает, что взрывной способ позволяет возбуждать более интенсивные поперечные волны, которые, однако, оказы- оказываются более длительными и сложными. При наблюдениях в скважинах от ударов регистрируется, как правило, значи- значительно меньше волн-помех, чем от взрывов. Направленность взрывного источника сильно зависит от среды, в которой произ- производятся взрывы. В глинистых породах направленность взрыв- взрывного источника не уступает ударному источнику. Однако в песках взрывной источник обладает значительно меньшей направ- направленностью, чем ударное возбуждение. Следует отметить, что- источник в виде трехрядных групп мелких скважин неприменим 55
в условиях высокого уровня грунтовых вод, трудоемок, малотех- малотехничен и наносит существенный вред окружающей среде. Большой объем работ ВСП, выполненных в различных сей- ¦смогеологических условиях, показал, что и при обычно приме- применяемых в сейсморазведке источниках типа сосредоточенного взрыва в скважине возбуждаются достаточно интенсивные а 0,f _ 0,2 0,3 Ofi O,S 0,6 0,7 t, С 50 100 Рис. Ю. Сейсмограмма составляющей Z при ненаправленном (а) (скв. 90а, Ку- диновская Волгоградской области, ПВ 100 м, Q=600 г) и направленном (б) взрывах, разностная сейсмограмма составляющей Y (в) (скв. 90, Кудиновская, ПВ 110 м, <3=400г,Л=Зм) волны S [8]. Это связано с так называемой естественной на- направленностью, которая обусловливается сильными градиен- градиентами упругих свойств пород в окрестности взрыва. Вертикальный градиент скорости придает взрыву свойства цилиндрического излучателя. Возбуждение волн SH может быть связано с гори- горизонтальной неоднородностью строения грунтов, горизонтальным 56
градиентом упругих свойств, анизотропией свойств в горизон- горизонтальной плоскости. Естественная направленность наиболее резко проявляется при взрывах в сухих грунтах. Однако, как показывает опыт наземных искважинных наблюдений, и в увлажненных грунтах возбуждаются поперечные волны. О 0,1 0,2 0,2 0,4 0,5 0,6 0,7 0,8 0,9 1,0 1,1 t, С 100- 250- 355 а О 0,1 0,1 0,3 0,4 0,5 0,5 0,7 0,8 0,9 1,0 t,C Интересно сопоставить записи, полученные при направлен- направленных и обычных взрывах. При обычном взрыве (рис. 10, а) между волнами S и Р регистрируется большое количество регулярных падающих и отраженных продольных волн и межволновой фон значительно выше, чем при направленном взрыве (рис. 10, б). При хороших условиях возбуждения инверсия фаз поперечной волны позволяет применить селекцию волн по характеру их по- поляризации в источнике, основанную на использовании противо- противоположно направленных взрывных воздействий, и существенно подавить волны, не обладающие фазовой инверсией (продоль- (продольные, обменные и поперечные волны SV). Эффективность такой селекции проиллюстрируем сейсмограммой (рис. 10, в), на ко- которой практически полностью подавлены все волны до вступле- 57
мня волны S (времена вступлений первых продольных волн показаны на рисунке пунктиром). При выборе условий возбуждения существенным является не только интенсивность, но и форма возбуждаемых колебаний. Зависимость формы поперечных колебаний от условий возбуж- возбуждения (глубины взрыва, массы заряда и т. п.) изучена недоста- недостаточно. Форма записи цуга поперечных колебаний определяется условиями наложения как SV и SH волн, так и отраженных SS •от земной поверхности и других волн. Поэтому при регистра- регистрации на поверхности форма записи волны S более устойчивая, б О 10As/AF а о to 20 .30 ио 50 Рис. 11. Зависимость отношения амплитуд прямых Р и S волн от глубины взрыва для разных точек (/—V) кругового профиля при наблюдениях под ЗМС (а) и на земной поверхности (б): 1—5 — значения амплитуд соответственно для точек I—V чем при наблюдениях под ЗМС. Азимут распространения и глу- глубина взрыва также влияют на форму записи. При наблюдениях под ЗМС форма записи может резко меняться при изменении как глубины взрыва, так и азимута точки наблюдения. Одновременное возбуждение волн Р и S. Большой объем наблюдений ВСП показал, что для одновременного возбужде- возбуждения волн Р и S может быть использован единый источник. В ча- частности, при симметричных взрывах за счет естественной направленности, помимо продольных волн, возбуждаются и попе- поперечные волны. Для выбора оптимальных условий одновремен- одновременного возбуждения волн Р и S выполнены специальные иссле- исследования в районах с различным строением ЗМС и ВЧР. Наблюдения выполнялись по круговому и линейным профи- профилям с возбуждением колебаний на разных глубинах по стволу скважины, расположенной в центре кругового профиля. Наб- Наблюдения по круговому профилю радиусом 100—150 м проводи- проводились в шести точках, равномерно расположенных по профилю (рис. 11). В каждой точке трехкомпонентные симметричные 58
установки с одним вертикальным прибором располагались на земной поверхности и под ЗМС E0 м). Результаты наблюдений на Ново-Дмитриевской площади показали зависимость скорости от азимута направления на сейсмоприемник. Так, для волн Р по наземным наблюдениям максимальная скорость A340 м/с) наблюдалась в направлении с азимутом 30°, а минимальная A210 м/с) —в направлении с азимутом 180°. Под ЗМС эти на- направления смещаются в сторону уменьшения азимутов при- примерно на 60°. Наблюдается уменьшение отношения vp/vs в ЗМС до 3,35—3,5 и увеличение в подстилающих коренных породах до 4,4 на глубине 35 м. При взрывах под ЗМС B5—60 м) интенсивность волн Р на земной поверхности и под ЗМС в несколько раз превышает интенсивность волн S. С приближением к подошве ЗМС интен- интенсивность волн Р падает и отношение As/Ар достигает макси- максимума G—10 на земной поверхности и 2,5—3,5 под ЗМС). Наб- Наблюдения в разных районах показали, что взрывы вблизи подо- подошвы ЗМС оптимальны для одновременного возбуждения волн Р и S. Величина As/Ар изменяется в 1,5—3 раза в зависимо- зависимости от направления распространения волны. Взрывы линий ДШ. Хорошие результаты одновременного возбуждения волн Р и S получены при взрыве горизонтальных линий ДШ. Опыт применения ЛДШ ранее для возбуждения продольных волн выявил их преимущества: удобство в обра- обращении, сравнительную безопасность, небольшой вред природе и технологичность. Изучение направленности показало, что ко- коэффициент искусственной направленности ЛДШ в 1,3—1,5 раза выше, чем у трехрядного скважинного источника. ЛДШ позво- позволяет возбуждать волны S в условиях высокого уровня грунто- грунтовых вод, обводнения мелких скважин, когда обычные взрывы оказались недостаточно эффективными. Хорошие результаты одновременного возбуждения волн Р и S получены при расстоя- расстояниях между линиями ДШ в 1 м, глубине погружения ДШ от 40 до 80 см, длине 50—60 м. Линии ДШ можно считать универ- универсальным источником. Таким образом, для одновременного возбуждения волн Р и S можно использовать источники, применявшиеся ранее для возбуждения волн Р. Контроль условий возбуждения. Выбор и контроль условий возбуждения может осуществляться как по прямой волне, так и по отраженным волнам. В первом случае критерием оптималь- оптимальности является короткая и простоя форма первой волны, во вто- втором случае — максимум отношения сигнал/помеха. Выбор спо- способа зависит от решаемых задач. При изучении волнового поля в целом удобнее пользоваться прямой волной. При решении за- задач, связанных с изучением целевых волн, целесообразно поль- пользоваться отношением сигнал/помеха. 59
Для регистрации прямой волны контрольный прибор поме- помещается глубже точки взрыва в специальную скважину на глу- глубину, где форма прямой волны уже стабилизировалась (см. гл. V). Регистрация производится при малой чувствительности канала (иногда без усилителя) в широком диапазоне частот A0—300 Гц). При этом, как правило, удается получать записи, аналогичные по форме записям глубинных приборов. Для конт- контроля постоянства условий возбуждения регистрируются пока- показания группы сейсмоприемников, расположенных на земной по- поверхности по окружности радиусом 70—100 м с центром в пун- пункте взрыва. Контроль за постоянством условий возбуждения может также осуществляться перекрытием точек наблюдения на вертикальном профиле. При наблюдениях на больших расстояниях от источника для контроля условий возбуждения применяется специальная станция. Для представления амплитудных кривых волн, регист- регистрируемых из разных ПВ, в одном масштабе опытными работами изучается зависимость амплитуды импульса от массы заряда. При производстве большого числа взрывов из одного ПВ они располагаются на большой площади, что приводит к разбросу времен прихода и необходимости введения кинематических по- поправок. Поправки вводятся с учетом разности времен прихода волны к устью исследуемой скважины. Однако из-за различий траекторий волн, подошедших к наземному и глубинному сей- смоприемникам, возможны неувязки. Во многих случаях по- поправки определяются эмпирически. Возможность контроля за условиями возбуждения позволяет применять ВСП для изуче- изучения и выбора оптимальных условий возбуждения при решении различных задач наземными наблюдениями, например для оценки взрывов с задержками с целью управления формой им- импульса падающей волны. § 2. МЕТОДИКА НАБЛЮДЕНИЙ Системы наблюдений. Наиболее широкое применение в ВСП нашли системы с перемещающимися сейсмоприемниками при фиксированном положении одного или нескольких пунктов воз- возбуждения. В условиях сложных волновых полей, а также при решении некоторых специальных задач применяются системы с перемещающимися источниками при фиксированных глубинах сейсмоприемников (такие системы мы называем уровенными, по- поскольку они позволяют проследить волны по горизонтальному профилю на заданной глубине наблюдений). Применяются также системы с комбинированием наблюдений по вертикаль- вертикальным, уровенным и наземным профилям. Такие комбинированные системы нашли широкое применение при изучении околосква- жинного пространства. 60
При ВСП, как и при наземных наблюдениях, под продоль- продольным вертикальным профилем понимается профиль, отработан- отработанный из ПВ, расположенного на линии профиля (у устья сква- скважины, / = 0). Под непродольным профилем понимается профиль, отработанный из пункта взрыва, смещенного с линии профиля. Системы наблюдений, применяемые при ВСП, могут быть ли- линейными (одномерными), плоскими (двумерными) и простран- пространственными (трехмерными). Линейная система представляет собой вертикальный про- профиль, продольный или непродольный, отработанный из одного пункта взрыва. Плоская система состоит из вертикального профиля, отра- отработанного из серии пунктов взрыва, расположенных на земной поверхности вдоль линии, проходящей через устье скважины (профиль взрывов), а расстояние между ПВ обеспечивает кор- корреляционное прослеживание волн, возбуждаемых из соседних ПВ, как в вертикальном, так и в горизонтальном направлениях на различных уровнях1. Систему наблюдений в вертикальной плоскости можно осу- осуществить при взрывах из одного пункта и регистрации в серии скважины, расположенных вдоль одной линии (профиля). Од- Однако такой порядок отработки вертикальной системы практи- практически трудно реализуем. В настоящее время технически более ¦осуществимой и экономически более выгодной является отра- отработка системы из многих, пунктов взрыва при наблюдениях в одной скважине. Пространственная система состоит из вертикального про- профиля или отдельных его интервалов, отработанных из серии ПВ, расположенных в различных азимутах по отношению к устью скважины, в том числе по профилю, не проходящему через устье скважины. При решении различных задач применяются различ- различные модификации систем ВСП, отличающиеся в основном взаимным расположением пунктов взрыва и приема. Например, система, применяемая при уровенных наблюдениях, является частным случаем плоской системы при фиксированной глубине точки или базы наблюдений. При изучении различных типов волн отрабатывались системы наблюдений из ПВ, расположен- расположенных в интервале расстояний от 0 до 60 км. Детальность системы определяется расстоянием между точ- точками наблюдений вдоль линии профиля и между пунктами взрыва на земной поверхности. Наблюдения ВСП в зависимо- зависимости от задач исследований могут выполняться либо по всему 1 При ВСП, когда вертикальный профиль отрабатывается из серии пунк- пунктов взрыва, расположенных на различных расстояниях от устья скважины, по существу, получается семейство непродольных нагоняющих годографов. Однако для удобства и простоты изложения условимся такую совокупность наблюдений называть серией непродольных вертикальных профилей. 61
вертикальному профилю, либо на отдельных ецо участках, на- например, при решении структурных задач. Шаг между сейсмоприемниками вдоль вертикального про- профиля определяется теми же критериями, что и при наземных, наблюдениях. Для уверенной корреляции волн сдвиг фаз ко- колебаний между записями в соседних точках не должен превы- превышать примерно V2 периода. С целью увязки наблюдений по» вертикальным и горизонтальным профилям очень часто возни- возникает необходимость уменьшать шаг при наблюдениях в ВЧР>. где волновое поле отличается особой сложностью из-за нали- наличия различного рода волн-помех, а также интерференции вос- восходящих и падающих волн, отразившихся от земной поверх- поверхности и ЗМС. Системы наблюдений при работах MOB. Задачи ВСП, наи- наиболее часто возникающие при работах MOB, вытекают из ха- характера волновой картины на наземных сейсмограммах и мо- могут быть разделены на два класса. В случаях, когда на назем- наземных сейсмограммах в нужном интервале времен регистрируются устойчивые регулярные волны, задачи ВСП сводятся к опреде- определению их природы и стратиграфической привязки. Особое зна- значение здесь имеет выделение однократных волн среди различ- различного типа кратных отражений. Когда на наземных сейсмограм- сейсмограммах регулярные волны не прослеживаются или прослеживаются недостаточно устойчиво, ВСП проводится для изучения отра- отражающих свойств границ, представляющих геологический инте- интерес. Если отраженные волны выявлены при наблюдениях в не- непосредственной близости от границ, то ставится задача изуче- изучения причин их плохой корреляции на наземных сейсмограммах и выбора оптимальной системы наблюдений. При решении перечисленных задач, кроме последней, основ- основными являются линейные системы наблюдений, и в первую оче- очередь по продольному вертикальному профилю, где область ин- интерференции отраженных волн с прямой волной самая корот- короткая и волны лучше всего разделяются во времени. При нор- нормальном падении волны на границы волновая картина — наиболее проста и легко поддается расчетам. В этом отношении материалы наблюдений по продольному вертикальному про- профилю могут представлять особый интерес для динамической обработки и прогнозирования разреза глубже забоя скважины. Непродольные профили необходимы при изучении интенсивно- интенсивности отраженных и запредельно-отраженных волн в зависимо- зависимости от угла падения (или расстояния). Это тем более сущест- существенно, что опознать запредельно-отраженные волны по назем- наземным наблюдениям на больших расстояниях от источника довольно трудно. Наблюдения по непродольным профилям ис- используют для определения кинематических (лучевые скорости, схема кратности, функции запаздывания кратных волн) и ди- динамических характеристик сейсмических волн, а также для вы- 62
<бора оптимальных параметров системы ОГТ (кратность просле- прослеживания, база наблюдений и шаг между точками приема). Наблюдения по непродольным вертикальным профилям имеют особое значение при работах ВСП MOB с целью реше- решения структурных задач. При решении структурных задач наблю- наблюдения выполняются как по вертикальному, так и по уровенным профилям (см. гл. X). При работах КМПВ ВСП, выполняющихся обычно с целью определения природы волн и выявления в разрезе преломляю- преломляющих горизонтов, наблюдения ВСП выполняются по непродоль- непродольным вертикальным профилям. Для изучения волновой картины, связанной со всей толщей осадочный отложений, ВСП проводилось по продольному и се- семейству непродольных профилей на расстояниях до 30 км, хотя отдельные наблюдения выполнялись и на значительно больших расстояниях (до 60 км). Подобная система наблюдений позво- позволяет изучить характеристики волн, образующихся в среде, при самых различных углах падения волн (от 0 до 180°), а также закономерности изменения волнового поля с расстоянием. При изучении ВЧР неоднородность ее строения и исключи- исключительная сложность волнового поля, связанные с сильными гра- границами раздела, малыми значениями скоростей и большим ко- количеством различных по природе волн, обусловливают трудно- трудности задачи и необходимость очень детальных площадных систем наблюдений. Для изучения ВЧР и связанного с ней волнового поля (обычно помех) применялись комбинированные системы наблю- наблюдений, состоящие из одного или нескольких вертикальных про- профилей и семейства уровенных профилей с шагом наблюдений до •5 и даже 3 м, позволяющих прослеживать основные группы волн как на земной поверхности, так и на различных уровнях. Такие системы позволяют оконтуривать области существования групп волн и строить для каждой волны поле времен. В боль- большинстве районов исследований вертикальная система охваты- охватывала зону около 200 м в глубину и 1500—2000 м в длину. Для отработки такой системы производилось около 400—500 взрывов. При изучении сложно построенных сред в условиях крутона- крутонаклонных границ, где не соблюдается осевая симметрия, разви- развиваются пространственные системы. Такие системы наблюдений ВСП применялись в условиях диапировой, рифовой и соляно- купольной тектоники, в сильно дислоцированных средах, харак- характерных для рудных районов, а также при решении структурных задач ВСП. Пространственная система ВСП обычно дополняется назем- наземными наблюдениями в окрестности скважины, которые в со- совокупности образуют объемный элемент. Объемные элементы, развитые на разных скважинах, могут объединяться в одну об- общую пространственную систему, в которой все вертикальные и 63
30 10,9 i i 31,7 Рис. 12. Комбинированные системы наблюдений: а — объемная система наблюдений ПМ ВСП в условиях диапировой тектоники Тамани (Я — параметрические, В — взрывные скважины); б — двумерная система в вертикальной плоскости, отработанная при региональных исследованиях ВСП КМПВ (Клетско-Почтов- ская Волгоградской области): 1 — регистрация Z составляющей, 2 — трехкомпонентная ре- регистрация
горизонтальные профили отрабатываются из одних и тех же ПВ. Такие системы связаны с большим объемом наблюдений и при- применялись только при изучении сложно построенных сред. При- Пример такой системы, отработанной при изучении волнового поля в условиях диапировой тектоники Тамани, показан на рис. 12, а. Система состоит из сети взаимно перпендикулярных наземных профилей, в точках пересечения которых расположены верти- вертикальные профили. Все профили системы (горизонтальные и вер- вертикальные) отработаны из одних и тех же пунктов взрыва. При проектировании работ ВСП выбор систем наблюдений является не менее, а может быть даже более важным, чем при наземных наблюдениях, этапом работ. Это объясняется, с од- одной стороны, трудоемкостью и высокой себестоимостью наблю- наблюдений в глубоких скважинах, что заставляет избегать избы- избыточно детальных наблюдений, с другой стороны, невозмож- невозможностью повторных наблюдений в скважине. Для обоснованного проектирования работ ВСП целесообразно иметь волновое поле, рассчитанное по данным АК, по которому можно оценить обла- области существования и относительную интенсивность различных волн, как полезных, так и помех. Комплексирование ВСП с наземными наблюдениями. Такое комплексирование является источником наиболее полных дан- данных о волновом поле и, в первую очередь, о природе зареги- зарегистрированных на наземных сейсмограммах волн. Соотношение объема наблюдений по вертикальным и горизонтальным про- профилям определяется задачами исследований и сложностью вол- волновой картины. Целесообразно задавать такую систему комби- комбинированных наблюдений, при которой вертикальные профили отрабатываются на расстояниях, где волновая картина по го- горизонтальным наблюдениям не совсем ясна. Необходимость производства большого числа взрывов при ВСП позволяет без увеличения объема буровзрывных работ вы- выполнить на земной поверхности наблюдения по площадной си- системе в окрестности скважины. На рис. 12, б приведена двумерная комбинированная система наблюдений, предназначенная для изучения волнового поля, связанного со всей толщей осадочных отложений и кристалли- кристаллическим фундаментом. Она состоит из 11 пунктов взрыва. Серия пунктов взрыва в интервале от 0 до 2300 м задана для изучения отраженных и преломленных волн в толще карбонатных отло- отложений. Для изучения обменных отраженных и проходящих волн, связанных с границами в ВЧР D00, 800, 1000, 2300 м), выполнены трехкомпонентные наблюдения ПМ ВСП. Пункты взрыва на больших расстояниях C000—7000 м) использованы для регистрации преломленных волн в непосредственной бли- близости от глубоких границ, а также волн, преломленных в карбо- карбонатных отложениях, залегающих на малых глубинах. При на- наблюдениях из ПВ 10,9 и 31,7 км изучались волны, распростра- 5 Заказ № 201 65
няющиеся по кристаллическому фундаменту, когда они регистрировались в первых вступлениях уже по всему вертикаль- вертикальному профилю. Рассмотренная система отработана при наблю- наблюдениях в условиях Русской платформы, разрез которой пред- представлен осесимметричной толщей осадочных и терригенных отложений. Условия установки сейсмоприемников и их контроль. При наблюдениях на вертикальном профиле, пересекающем слои с различными упругими свойствами, условия установки сейсмо- сейсмоприемников могут быть неидентичными. Однако при ВСП ре- решающее значение имеет контакт сейсмоприемника со стенкой скважины, который в основном определяется силой прижима. Сопоставление спектров прямой волны, зарегистрированной при одноточечных и многоточечных наблюдениях, показало, что механическая связь между отдельными снарядами зонда несу- несущественна и при обычных наблюдениях значения не имеет. Од- Однако при изучении динамики волн необходимо специально ис- исследовать влияние натянутого соединительного кабеля между отдельными снарядами. В проектируемых многоточечных управ- управляемых системах целесообразно предусмотреть возможность поочередного прижима каждого снаряда в отдельности с ослаб- ослаблением кабеля между снарядами. При спуске зонда на тяжелом многожильном кабеле, когда масса кабеля во много раз больше массы снарядов, возникает необходимость контролировать продвижение снарядов по стволу скважины. Без этого при работах на больших глубинах возмо- возможен спуск в скважину лишнего кабеля, что может привести к образованию на кабеле узлов и неизбежной его порче или, что еще хуже, к выходу скважины из строя. Удобно контроли- контролировать движение снаряда по микроамперметру, включенному на нижний сейсмоприемник зонда, или регистрируя один из параметров, обычно изучаемых при промыслово-геофизических работах (например, КС). В последнем случае такой контроль позволит осуществить строгую привязку точек наблюдений к геологическому разрезу, что необходимо при изучении волно- волновой картины. Это тем более существенно, что измерение глу- глубины погружения сейсмоприемника не всегда выполняется с не- необходимой точностью. Вертикальное сейсмоакустическое профилирование. ВСП на- нашло применение при инженерно-геологическом изучении аква- акватории и поисках морских россыпей (В. Л. Мирандов, А. С. Жу- Журавлев, 1975 г.). Здесь имеются свои специфические особенно- особенности: акустические свойства рыхлых морских осадков, малая устойчивость скважин и невозможность использовать при наб- наблюдениях на частотах до 2000 Гц стальные обсадные трубы (сильное ослабление сигнала и интенсивные волны-помехи) (рис. 13). Стальные трубы заменяются полиэтиленовыми, аку- акустические свойства которых близки к свойствам рыхлых отло- 66
жений (плотность полиэтилена 0,91—0,99 г/см3, скорость v^ = = 1300—2200 м/с). Записи, полученные в воде и в трубе, прак- практически идентичны. Для такой обсадки сначала ударно-канат- ударно-канатным способом в скважину погружается стальная обсадная труба диаметром 144 мм . Потом внутрь стальной колонны опускается колонна из полихлорвиниловых труб диаметром 100 мм, кото- Рис. 13. Сейсмограммы сейсмоакустического профилирования, полученные в стальной (с) и полиэтиленовой на двух уровнях усиления (б) обсадных ко- колоннах рая по мере спуска сваривается из 3-метровых отрезков. Затем стальная колонна легко выдергивается. В качестве датчиков используют пьезоприемники давления, а в качестве источника — электроискровой излучатель. Наблю- Наблюдения выполняются с шагом 0,5 м в двух диапазонах частот 200—600 Гц и 550—1500 Гц. ВСП и торпедирование. В отличие от ВСП при обращенном ВСП (торпедировании) взрывы производятся в скважине на различных глубинах, т. е. вдоль вертикального профиля, а на- наблюдения выполняются на земной поверхности. Торпедирование представляет интерес в условиях, когда ВСП не может быть выполнено. В частности, это относится к изучению ВЧР, где из-за сильных помех обычно не удается получить качественный 5* 67
материал, или к изучению больших глубин в условиях плохо зацементированной обсадной колонны. Преимущество торпедирования заключается в том, что отпа- отпадает необходимость применения тяжелого оборудования, что позволяет вести наблюдения в труднодоступных районах, а также появляется возможность выполнения площадных на- наземных наблюдений. Кроме того, торпедирование позволяет отождествлять волны, зарегистрированные из разных ПВ. Ос- Основным недостатком торпедирования является разрушение сква- скважин при взрывах концентрированных зарядов. Однако приме- применение при взрыве отрезка детонирующего шнура, расположен- расположенного по оси скважины с помощью специального приспособле- приспособления, позволяет выполнять взрывы без разрушения скважины или колонны в обсаженной скважине. При обработке материа- материалов торпедирования волны могут отождествляться по двум на- направлениям — горизонтальному на различных глубинах и вер- вертикальному на различных расстояниях от устья скважины. При торпедировании во многих случаях экономически де- дешевле и технически легче получить более детальную систему наблюдений, чем при ВСП. В кинематическом отношении торпедирование позволяет по- получить систему наблюдений, аналогичную системе, которая мо- может быть получена при ВСП. При этом все пункты возбуждения мысленно совмещаются с устьем скважины, а все времена про- пробега волн, зарегистрированных на поверхности, приписываются точкам среды, расположенным на глубине, равной глубине взрыва, и на том же расстоянии от устья скважины, на каком находились на земной поверхности сейсмоприемники. Учитывая простоту реализации, а также легкость получения очень деталь- детальных систем, торпедирование скважин обычно целесообразно применять при изучении ВЧР до глубин 100—200 м, которые легко доступны бурению. Отработка технологии многократного взрывания в глубоких скважинах без разрушения обсадных колонн с использованием специальных торпед и центраторов позволит широко применять торпедирование также для изучения глубоких частей разреза. Такое изучение может выполняться уже в процессе бурения ?о спуском зарядов через буровой инструмент и взрывами на забое бурящейся скважины (В. А. Силаев, 1980 г.). Торпедирование глубоких скважин может дополнить системы наблюдений ВСП и может иметь особое значение в промысловой сейсмике при изучении околоскважинного пространства. Поскольку взрывы в открытом стволе бурящейся скважины зарядов массой 5—8 кг не мешают дальнейшему бурению сква- скважины, появляется возможность широкого комбинирования ВСП и обращенного ВСП путем поэтапных наблюдений в процессе бурения. Это тем более целесообразно, что позволяет проводить АК по всей скважине и прогнозировать разрез глубже забоя 68
скважины. Последнее обстоятельство очень важно, и поэтому такую технологию наблюдений, позволяющую получить наибо- наиболее полную информацию, следует рекомендовать для широкого опробования. § 3. ПРЕДВАРИТЕЛЬНАЯ ОБРАБОТКА МАТЕРИАЛОВ ВСП При ВСП, так же как и при наземных наблюдениях, точ- точность, достоверность и результативность всех исследований за- зависят от изучения отдельных волн и определения их природы. Последнее не может быть выполнено без уверенного выделе- выделения и прослеживания волн на сейсмограммах ВСП. Поэтому, несмотря на то что характер обработки материалов для реше- решения разных задач может быть различен, основным и непремен- непременным этапом является выделение и прослеживание регулярных волн. Сложность волнового поля при ВСП, обусловленная интер- интерференцией падающих и восходящих волн, а также большой дли- длительностью колебаний, затрудняет выделение и прослеживание отдельных волн. Поэтому основной целью предварительной об- обработки является увеличение отношения сигнал/помеха, улуч- улучшение условий корреляции волн по вертикальному профилю, разделение волн и повышение разрешенности записи. Как и при наземных наблюдениях, для повышения отноше- отношения . сигнал/помеха при ВСП применяются способы селекции волн по параметрам, характеризующим волновое поле: частоте,- кажущейся скорости и поляризации. Возможности селекции волн по всем трем параметрам при ВСП выше, чем при назем- наземных наблюдениях. Это объясняется отсутствием фильтрующего влияния ЗМС, а также тем, что значительная часть волн отли- отличается не только значениями скоростей, но и знаками скоро- скоростей. Процедуры обработки, применяемые для анализа волно- волнового поля, как правило, широко опробованы и усиленно приме- применяются при наземных наблюдениях. Остановимся только на некоторых специфических особенностях. Частотная селекция. Более широкий частотный диапазон регистрируемых при ВСП волн обусловливает эффективность частотной селекции. Для повышения разрешенности записи существенное значе- значение имеет обратная фильтрация, позволяющая восстановить входной сигнал по известному выходному сигналу и импульсной реакции фильтра. Эффективность обратной фильтрации сущест- существенным образом зависит от правильности выбора исходного сейсмического сигнала, принятого для вычисления оператора обратного фильтра при ВСП, а также и при наземных наблюде- наблюдениях в качестве такового можно принять импульс прямой волны, что очень эффективно. Иногда в качестве исходного импульса принимается сложный цуг, включающий также и волны-спутники и связанные с ними отраженные волны. Результаты обработки 69
способом обратной фильтрации позволяют эффективно выпол- выполнить дальнейшие процедуры с целью повышения отношения сигнал/помеха. Поскольку после обратной фильтрации спектр записи существенно расширился, может применяться частотная селекция. Если обратная фильтрация восстанавливает весь частотный диапазон, то корректирующая фильтрация, являющаяся разно- разновидностью обратной фильтрации, восстанавливает частотный состав записи в заданной полосе частот. Для обнаружения слабых сигналов на фоне нерегулярных помех применяется согласующая фильтрация. Если отраженные восходящие волны в несколько раз слабее падающих, то обрат- обратная фильтрация эффективнее после разделения волн по направ- направлениям распространения. Именно возможность разделения па- падающих и восходящих волн при ВСП позволяет повысить эффек- эффективность обратной фильтрации. Кроме того, при ВСП путем устранения кратных волн, интерферирующих с поперечным им- импульсом и усложняющих его, можно получить данные об одно- однократных отражениях, необходимые для характеристики среды. Селекция по кажущейся скорости. Такая селекция позво- позволяет уже на первых этапах обработки эффективно разделить падающие и отраженные волны. На последующих этапах обра- обработки селекция по vK применяется для разделения восходящих волн разных типов и волн, связанных с различными границами (в особенности на непродольных профилях). Специфика при- применения при ВСП широко опробованных при наземных наблю- наблюдениях систем заключается в основном в том, что волновое поле вдоль вертикального профиля изменяется быстрее, чем вдоль горизонтального, что создает трудности применения больших баз. Однако в том случае, когда кинематические параметры полезных (восходящих) волн и помех (падающих) волн сущест- существенно отличны и в основном известны, можно добиться доста- достаточной избирательности системы при сравнительно небольшом числе суммируемых каналов (Л. Л. Худзинский, 1975 г.). Когда спектры частот и,кинематические параметры полезных волн и волн-помех близки или перекрываются, для разделения волн целесообразно использовать веерную фильтрацию. Выигрыш в отношении сигнал/случайный шум (статистиче- (статистический эффект) при веерной фильтрации зависит от частотного состава случайных шумов и уменьшается с увеличением ча- частоты. Веерная фильтрация обычно применяется в качестве предварительной обработки перед обратной фильтрацией и поз- позволяет ослабить помехи. Увеличение амплитуды полезного сигнала может быть до- достигнуто вычитанием, которое не приводит, к появлению ложных осей синфазности. В настоящее время применяются различные способы вычитания помех, в том числе одновременное вычита- вычитание нескольких помех, отличающихся от полезных волн кажу- 70
щимися скоростями, основанное на использовании веерной фильтрации. Оно обладает большой помехоустойчивостью и поз- позволяет выделять волны заданного направления при непрерывной обработке материалов в условиях меняющегося поля помех. Одновременное вычитание нескольких помех состоит из форми- формирования записи волн-помех, восстановления исходной записи и собственно вычитания. Для выделения регулярных волн целесообразно предвари- предварительно преобразовать сейсмограммы ВСП во временные раз- разрезы, на которых кажущиеся скорости меняются значительно меньше, чем на сейсмограммах. Вычитание пакетов волн поз- позволило при высоком быстродействии повысить эффективность вычитания и явилось эффективным средством разделения полей падающих и восходящих волн. При этом падающие волны могут быть подавлены значительно глубже, чем при веерной фильт- фильтрации с одновременным сохранением формы полезных колеба- колебаний. Это позволяет выделить слабые сигналы. Знание скоростей регулярных волн-помех, характерное для ВСП, позволяет су- существенно повысить эффективность вычитания пакетов волн. Выделение полезных волн в чистом виде используется при вы- вычитании пакетов волн для получения прямой волны (подавле- (подавления волн-спутников, а также для расчета некоторых физических параметров разреза). Оптическая фильтрация при обработке материалов ВСП в аналоговом виде является гибкой, быстродействующей систе- системой, позволяющей выделять продольные и поперечные волны в широком диапазоне скоростей, определять преобладающий ча- частотный диапазон сейсмических колебаний и изучать закономер- закономерности его изменения с глубиной, подавлять волны-помехи тех- технического характера, выделять восходящие и падающие волны и улучшать условия прослеживания полезных волн. Оптическая фильтрация может производиться в комплексе с цифровой об- обработкой. Спрямление осей синфазности. Для улучшения условий ви- визуальной корреляции воли и удобства последующей обработки иногда применяется способ спрямления осей сипфазпости или годографов [19], сущность которого сводится к введению ста- статических, позиционных и кинематических поправок, с целью исключения влияния изменения расстояния от отражающей гра- границы по мере удаления точки наблюдения. Удобно времена прихода волн в каждой точке профиля приводить к земной по- поверхности. Эти преобразования определяются следующими вы- выражениями: для восходящих волн ^спр = ^набл 4" Д^взр 4" Д^сп 4" hh для падающих отраженных волн *спр == *набл ~Т Д^взр "г ДГсп *//» 71
где tCnp — приведенные времена; /набл— наблюденные времена; А^взр и А^СП — статические поправки за расположение пункта взрыва и приема; tH — время пробега прямой волны по продоль- продольному вертикальному профилю от земной поверхности до точки наблюдения в скважине на глубине Н. Для непродольного профиля вместо позиционной поправки tH вводится кинематическая поправка А/в, которая рассчиты- рассчитывается вдоль всего временного интервала записи с учетом глу- глубин регистрации по формулам [19]: 1 / 2 2 Д/в = / — л/ 1>я*набл — 2vtHa6jlH cos a+ Я ; Уср v Cosa= t = <y/l2 + 4ЯВ cos ф (#B cos ф + / sin ф), Уср где //в — глубина границы в скважине по вертикали; ф — угол наклона границы с горизонтом; t — время регистрации отражен- отраженных волн на земной поверхности; vH — средняя скорость от зем- земной поверхности до точки наблюдения; иСр — средняя скорость от дневной поверхности до отражающей границы До спрямления годографов обменных волн PS кинематическая поправка А/в определяется по формуле - BPS где = (HB — Hycig is', 1$ = arccos vs -тп- dti vp и Vs — скорости продольных и поперечных волн. Преобразованные оси синфазности восходящих отраженных волн не имеют экстремальных точек, пересекают приведенный к земной поверхности годограф прямой волны в точке, соответ- соответствующей глубине отражающей границы, и при сравнительно небольших углах наклона имеют кажущуюся скорость, близ- близкую к бесконечности. Оси синфазности падающих отраженных волн, мешающих прослеживанию восходящих волн, имеют почти вдвое больший наклон по сравнению с наблюденной сей- сейсмограммой. Это облегчает визуальную корреляцию восходя- восходящих волн, а также интерполяцию и экстраполяцию годографов 72
Рис. 14. Отождествление отраженных волн по вертикальному и наземному профилям (по Г. Н. Гогоненкову)
на участках неуверенной корреляции. Материал ВСП с верти- вертикальными осями сипфазности удобно использовать при обра- обработке, а также при вводе в ЭВМ. На сейсмограмме со спрямленными осями синфазности вос- восходящих отраженных волн (рис. 14) отраженные волны на вер- вертикальном профиле уверенно отождествляются с волнами на наземной сейсмограмме и стратиграфически привязываются к разрезу. Последняя однократная волна регистрируется на на- наземной сейсмограмме на времени 2,1 с и соответствует сильной отражающей границе, расположенной на глубине 3405 м. На сейсмограмме ВСП вся последующая часть записи в интервале глубин от 0 до 3400 м заполнена кратными волнами. Спрямле- Спрямление оси синфазности улучшает также условия корреляции па- падающих волн. Комплексы обработки материалов ВСП на ЭВМ. Для повы- повышения эффективности процесса обработки созданы специали- специализированные системы автоматизированной обработки данных ВСП применительно к различным ЭВМ и к решению различ- различных задач, связанных с анализом волнового поля [28, 37, 38] и структурными построениями [40]. Они состоят из набора про- программ, по которым организуется, контролируется и выполняется обработка. Большинство систем характеризуется универсальностью, гиб- гибкостью, позволяет использовать одни и те же процедуры в раз- различных обрабатывающих схемах. В системах организующие и решающие функции разделены, а обрабатывающие программы представлены в виде автономных блоков. Библиотеки обрабаты- обрабатывающих программ могут быть дополнены новыми программами. Реализация принципа модульности при составлении обраба- обрабатывающих программ позволяет использовать их при решении разных задач. Пример обработки материалов ВСП, выполнен- выполненной Ю. Г. Антипиным [27], приведен на рис. 15. На исходной сейсмограмме (рис. 15, а) в интервале профиля до 2000 м вы- выделяются и достаточно уверенно прослеживаются несколько отраженных волн, однако на больших глубинах в основном пре- преобладают падающие волны, на фоне которых проследить отра- отраженные волны практически невозможно, хотя они и выде- выделяются. После спрямления осей синфазности падающих волн, ввода статических поправок и цифровой регулировки ампли- амплитуд улучшилась корреляция падающих волн (рис. 15, б). Обрат- Обратная корректирующая фильтрация, восстановившая полосу частот в диапазоне 5—90 Гц, существенно уменьшила длительность каждой волны и повысила разрешенность записи (рис. 15, в). Веерная фильтрация, выполненная после обратной, позволила снять все восходящие волны (рис. 15, г). Применение тех же процедур (веерной фильтрации после обратной) позволило практически полностью подавить поле падающих волн (рис. 15, д). Вычитание поля падающих волн после обратной 76
фильтрации позволило проследить отраженные волны на боль- больших глубинах (рис. 15, е). Рассмотрим также пример обработки материалов ВСП, вы- выполненной А. А. Табаковым. На сейсмограмме со спрямленными осями падающих волн (рис. 16, а) видно, что вся сейсмограмма представлена в основном интенсивными падающими волнами (в сейсмограммы введена коррекция амплитуд за ПРУ и усиле- усиление). Фильтрация по кажущейся скорости позволила разделить поля падающих (рис. 16, б) и отраженных (рис. 16, в) волн. Падающие волны устойчиво прослеживаются по всему про- профилю (коэффициент корреляции между соседними трассами 0,985±0,01). После снятия падающих волн существенным обра- образом улучшилась прослеживаемость отраженных волн, в особен- особенности в последующих вступлениях. Вблизи первых вступлений коррели'руемость волн существенно хуже из-за наложения интен- интенсивных падающих волн. Падающие волны были использованы в качестве исходных сигналов для расчета оператора деконволю- ции с интервалом пропускания 0,07 с, интервалом подавления 0,4 с и коэффициентом помехоустойчивости 0,4. После повтор- повторного применения процедур разделения, расчета фильтра и свертки на интервале 0,07—0,47 с интенсивность падающей волны не превышает 3 % от интенсивности колебаний в зоне первых вступлений (рис. 16, г слева). По полученной таким об- образом падающей волне рассчитан оптимальный формирующий фильтр, которым двукратно обрабатываются исходные трассы. Полученный в результате импульс имеет длительность менее 0,04 с (при более чем трехкратном превышении основного экстремума над побочным) (рис. 16, г справа). Для эффективного ослабления поля падающих волн и выде- выделения поля отраженных волн к исходным трассам была при- применена предсказывающая деконволюция. Выбор параметра по- помехоустойчивости на уровне 0,4 и пропускание наиболее интен- интенсивной части сигнала в интервале 0—0,07 с обеспечивает малое усиление шумов. Двукратное применение процедур разделения волн и предсказывающей деконволюции позволило практически полностью подавить поле падающих волн (рис. 16, д). . При расчете оптимального формирующего фильтра в каче- качестве желаемого на выходе выбирается симметричный сигнал нужной длительности, наиболее близкий по спектру к исходному сигналу. Это обеспечивает требуемый эффект разрешенности при наивысшей помехоустойчивости. После оптимальной форми- формирующей фильтрации импульс возбуждения имеет три полупе- полупериода, причем обычно отрицательные полупериоды составляют не более 30 % от основного положительного. Поле отраженных волн устойчиво коррелируется от времени 0,02 с. Одновременно достигается ослабление высокочастотных шумов. На рис. 16, е приведен вывод данных от нуля до 0,02 и 0,1 с. Разделение волн позволяет получить импульс возбуждения и поле отраженных 77
волн от первых вступлений. Эффективное разделение волн обес- обеспечивается малой длительностью импульса, возбуждения. Таким образом, в результате процедур разделения волн и обратной фильтрации на всем исследуемом интервале сейсмограммы вплоть до самых первых вступлений выделяются отраженные волны, которые на исходной сейсмограмме не только не просле- прослеживались, но и с трудом отмечались. Результаты традиционной обработки данных ВСП с целью повышения разрешенности записи, выделения и прослеживания волн приведены на рис. 17. На исходной сейсмограмме (рис. 17, а), полученной с компенсацией потерь за сферическое расхождение и поглощение, выделяется большое количество па- падающих и существенно меньшее количество значительно менее интенсивных восходящих волн. Такая картина характерна для сред с p^gj^ivfH_jjijLHjniaMiL^--5gJ1XHP^ чягти рядцряя__ГТрн наблю- Рис. 16. Цифровая обработка материалов ВСП (скв. 7, Хаузак Узбекской ССР, по А. А. Табакову) 78
с
Рис. 17. Обработка данных а — наблюденное волновое поле; б — восходящие волны; в — падающие волны; ? — е — восходящие волны до деконволюции; ж — восходящие волны после декон-
ВСП (Северное море [47]): однократные и кратные восходящие волны; д — поле падающих и восходящих волн; волюции; з — сейсмограмма участка наземного профиля; и — кривая АК 6 Заказ № 201
дениях на суше наиболее резкой границей является подошва ЗМС, на море — поверхность воды (граница вода—воздух). На рис. 17, б, в уверенно выделяются и прослеживаются отра- отраженные, восходящие и падающие волны. Причем однократные волны прослеживаются практически до вступлений первой волны, фиксируя тем самым глубины отражающих горизонтов, которые согласуются с наблюденной кривой акустического каро- каротажа (рис. 17, и). Достаточно уверенно определились области регистрации однократных и многократных волн (рис. 17, г—е). Деконволюция записи восходящих волн с применением опе- оператора, рассчитанного по импульсу падающей волны (рис. 17, ж)г позволила уменьшить интенсивность падающих кратных волн, повысить разрешенность записи восходящих волн и улучшить корреляцию данных ВСП с кривой АК (рис. 17, и). Сопостав- Сопоставление полярностей отраженных волн и импульса прямой волны показывает, что в рассматриваемом примере светлая фаза соот- соответствует границе с положительным скачком акустической жест- жесткости, что подтверждается кривой АК. Интенсивность выделен- выделенных отраженных волн может быть использована для определения отражающих свойств разреза, в частности, способом псевдоаку- псевдоакустического каротажа. Последний позволяет детально расчленить разрез по акустической жесткости, что необходимо для изуче- изучения литологии разреза. Сопоставление поля восходящих волн во внутренних точках среды и на земной поверхности (рис. 17, з) позволяет уверенно отождествить волны. Однако для наземной сейсмограммы характерна меньшая разрешенность записи, свя- связанная с более высоким уровнем кратных волн. Последнее определяется меньшей эффективностью традиционного способа деконволюции, применяемого при наземных наблюдениях. Ма- Малая разрешенность записи на наземной сейсмограмме не поз- позволяет выделять отражения от границ внутри залежи. На вре- времени около 3 с отражения от дна не позволили отраженную волну, уверенно прослеженную по сейсмограмме ВСП, просле- проследить по наземной сейсмограмме. Отметим, что применение для деконволюции наземных материалов операторов, рассчитанных по данным ВСП (см. рис. 122), существенно улучшили корре- корреляцию данных ВСП, наземных наблюдений и кривой АК. В ча- частности, это позволило установить наличие отраженных волн от высокопористых песчаников в залежи. Селекция комбинированными приемниками. Существенного упрощения волнового поля, наблюдаемого во внутренних точках среды, можно было бы достигнуть, если в каждой точке про- профиля регистрировать только полезные волны, например восхо- восходящие. Сейсмоприемник с такой диаграммой направленности может быть создан комбинированием датчиков давления и ско- скорости смещения. Пусть к точке Н скважины (рис. 18) прямая Р и кратная РР10 волны подходят сверху. На сейсмограмме датчика скорости 82
отраженная волна сжатия РР2 регистрируется в противофазе по отношению к прямой волне (рис. 18, б), а кратная волна РР10, хотя и совпадает с прямой волной по направлению под- подхода на сейсмограмме, имеет также обратную полярность, свя- связанную с обращением фазы при промежуточном отражении. На РР'° рр2 v рр" \' V I Рис. 18. Селекция комбинированными датчиками: а— лучевая схема; б —записи датчиками скорости смещения (/) и давления (//) (схе- (схематические); в — сопоставление участка наблюденных сейсмограмм, полученных комби- комбинированными датчиками (///) и датчиками скорости (/) записи датчика давления //, наоборот, отраженная волна РР2 будет в фазе с прямой волной Р, а кратная волна РР10 будет обращена по фазе на 180° по отношению к прямой волне. Если полярности каналов подобрать так, что прямая волна на запи- записях датчиков скорости и давления будет в противофазе, то при суммировании обоих датчиков кратные волны будут подавлены. Примеры сопоставления наблюденных сейсмограмм, получен- полученных комбинированными датчиками /// и сейсмоприемниками /, приведены на рис. 18, в, где видно, что волна РР10 существенно подавлена. 6* 83
Конструктивно прибор с комбинированным датчиком состоит из двух отсеков: верхнего герметичного, в котором расположен датчик скорости, и нижнего, заполненного маслом, в котором находится датчик давления. В верхнем корпусе, помимо сейсмо- приемника, расположено также согласующее устройство. Описанный способ селекции пока не вышел из стадии экс- эксперимента. Обработка материалов ПМ ВСП. Описанные выше способы обработки данных ВСП относились к однокомпонентным сей- о- 1,0 iiisi»isi Рис. 19. Сейсмограммы ПМ ВСП и области следящих составляющих для раз личных волн (ПВ 870 м, скв. 693, Анастасиевско-Троицкая Краснодарское края): Продольные отраженные волны РР: / — #отр<800 м, 2 ~ //отр-=800—1700 м, 3 — #отр^ >1700 м, 4 — обменные отраженные волны PS; 5—волны PS от границы на глубиж ^обм=600 м. Обменные проходящие волны: 6—Яобм = 500—700 м, 7 — ^Обм = = 800—1100 м; S —Яобм = 1500 м; 9 — поперечные волны S 84
<=О О» f о с*
смограммам, и их эффективность подтверждена большим опы- опытом применения при наземных наблюдениях. Обработка мате- материалов ПМ ВСП имеет специфические особенности, связанные с трехкомпонентной регистрацией и селекцией волн по призна- признакам поляризации. Значительная часть процедур такой обработки может быть выполнена только на ЭВМ. В настоящее время раз- разработано и используется несколько комплексов математического обеспечения материалов ПМ ВСП (X. Б. Агаев, И. А. Быков, С. И. Александров, И. К. Бельфер). Эти комплексы содержат большие наборы программ специфических процедур автомати- автоматической обработки материалов ПМ: контроль идентичности ка- каналов; амплитудную коррекцию записи, ориентирование в вер- вертикальных, наклонных и криволинейных скважинах по данным ДОУ или по смещениям в прямой волне; определение парамет- параметров поляризации; различные виды селекции волн по признаку поляризации; поляризационно-позиционную корреляцию; спект- спектрально-поляризационный анализ и другие процедуры. Эти комп- комплексы сочленены с основными системами обработки сейсмораз- ведочной информации в качестве подсистем СЦС-3 ПМ и «Сей- спак» (X. Б. Агеев, 1980 г.). В качестве примера предварительной обработки материалов ПМ ВСП на рис. 19 приведены сейсмограммы составляющих фиксированной (X, У, Z) и локальной (Р, R) систем координат, полученные из исходных сейсмограмм симметричной установки. На сейсмограммах выделяются волны разных типов. Анализ набора составляющих колебаний позволил оконтурить область следящих составляющих различных типов волн, показанных на стереограмме. Ориентирование следящих составляющих волн одного типа вдоль линии профиля меняется. Они могут для всего профиля локализоваться в сравнительно небольшом сек- секторе, или эти секторы могут резко меняться для различных интервалов профиля, как это имеет место в рассматриваемом случае. На стереограмме видно, что области следящих состав- составляющих волн разных типов в совокупности охватывают значи- значительную часть пространства. Глава IV ОСОБЕННОСТИ КИНЕМАТИКИ ВОЛН НА ВЕРТИКАЛЬНОМ ПРОФИЛЕ Кинематические особенности волн на вертикальных профи- профилях являются источниками сведений о природе регистрируемых волн и свойствах разреза. Рассмотрим уравнения вертикальных годографов разных типов волн для некоторых случаев строения сред. 86
§ 1. ОДНОРОДНАЯ СРЕДА На сейсмограммах ВСП, как и на наземных сейсмограммах, первыми вдоль всего вертикального профиля или отдельных его участков, в зависимости от геологического строения и расстоя- расстояния пункта взрыва от устья исследуемой скважины, могут реги- регистрироваться прямые или проходящие, преломленные волны,, в последующих вступлениях — отраженные и преломленные (продольные, поперечные и обменные) и кратные им волны. Под преломленной волной на вертикальном профиле понимается пер- первая волна с отрицательной кажущейся скоростью, которая в за- зависимости от закона изменения скорости может быть либо ре- фрагированной, либо головной. Под последней, в отличие от ре- фрагированной, понимается волна, у которой механизм возврата энергии связан с дифракцией. При наличии крутопадающих гра- границ указанные знаки кажущихся скоростей прямых и прелом- преломленных волн в отдельных случаях могут меняться на обратные. Среда с постоянной скоростью. В однородной среде в пер- первых вступлениях регистрируются только прямые продольная и поперечная падающие волны, годографы которых определяются уравнением и являются гиперболами, оси которых совпадают с осью абсцисс (рис. 20, а). С увеличением Н годограф для непродольного про- профиля асимптотически приближается к годографу для продоль- продольного вертикального профиля, который представляет собой пря- прямую t = H/v. Отсюда определяется средняя скорость волн иср при обычном сейсмокаротаже. Градиентная среда. Для сред со слабой скоростной диффе- дифференциацией градиент скорости с глубиной обычно уменьшается. Для таких сред закон изменения скорости с глубиной хорошо аппроксимируется функцией При а=\ имеет место линейная зависимость скорости от глу- глубины, а градиент скорости р остается постояным. В градиент- градиентных средах первыми на сейсмограммах регистрируются рефра- гированные волны, а в последующих вступлениях — кратные рефрагированные волны, претерпевшие отражение от земной поверхности. Для закона B) уравнение продольного (/=0) вертикального годографа первой волны [34] имеет вид а—\ 87
Кажущаяся скорость первой волньГ(& = У1 dt (Я) v{H) глубины минимума Нт-т=Н. Таким образом, ордината минимума годографов соответст- соответствует глубине максимального проникновения луча (при а^1). При линейном законе нарастания скорости с глубиной урав- уравнение годографов первых волн имеет вид [34] t arch 1 Для частного случая продольного профиля * = -Лг1пA-т-рЯ). ?>оР Непродольный годограф (при 1фО) имеет минимум, орди- ордината которого С увеличением расстояния от источника ордината минимума увеличивается. Геометрическое место точек минимумов опреде- определяется коэффициентом нарастания скорости и может быть ис- использовано для его нахождения. Особенности вертикальных го- годографов рефрагированных волн позволяют выявлять рефрак- рефракцию даже в случае слабоградиентной среды. Наблюденные годографы первых продольных рефрагированных волн по верти- вертикальному профилю, отработанному из восьми пунктов взрыва показаны на рис. 20, в. Линия минимумов (смены направлений Рис. 20. Годографы первых рефраги- рефрагированных волн: а — к выводу уравнений годографов; б — наблюденные и теоретические (J) годографы первых рефрагированных волн и линия минимумов B) для Р=0,00048 1/м (скв. 3, Афипская Краснодарского края)
0,3i 0,4 4 0,5 fOfi \0,7 0,8if 0,9 t,C J 4 к / г
подхода волны) соответствует линейному закону изменения ско- скорости с глубиной при р = 0,00048 м~'. Годографы кратных рефрагированных волн. В отличие от на- наземных наблюдений однократные и многократные волны, реги- регистрирующиеся на вертикальных профилях, имеют различные на- лравления подхода волн к точкам профиля и соответственно раз- различные знаки кажущихся скоростей. Номер кратности обычно принято считать по числу отражений от нижней границы. Крат- Кратные рефрагированные волны не претерпевают отражений, однако для общности рассуждений и обозначений удобно условно счи- считать за точку отражения точку максимального проникания луча и по числу таких точек определять номер кратности. При этом для каждой кратной волны имеется участок вертикального профиля, где она распространяется вверх с отрицательной кажущейся скоростью и вниз с положительной. Этим участкам будут соответствовать в формулах знаки «—» и « + ». Для годографов кратных волн характерно наличие точки из- излома, соответствующей отражению от земной поверхности при Я = 0, где меняется направление распространения волны. С уве- увеличением номера кратности кажущаяся скорость волн для фик- фиксированной глубины увеличивается. Разность времен прихода волн соседних кратностей умень- уменьшается с увеличением номера кратности. Кратные рефрагиро- рефрагированные волны имеют каустики, в окрестностях которых фоку- фокусируется энергия и где нормальное сечение лучевых трубок равно нулю. Огибающая семейства лучей кратных волн является геометрическим местом каустик #„ и определяется уравнением Она является нижней границей годографов кратных волн. С уве- увеличением порядка кратности область существования кратных волн уменьшается и в пределе при &-><х> равна нулю. Коорди- Координаты точек минимумов годографов кратных волн определяются уравнениями / = 2k±l In /|3 + У/2Р2+B?± 1J min $v0 из которых следует, что Hmin<HK. Соседние участки годографов обращены выпуклостями в противоположные стороны. Уравнение годографов для экспоненциального закона изме- изменения скорости. В случае уменьшающегося с глубиной градиента скорости 90
уравнение продольного вертикального годографа В случае нарастающего градиента скорости, когда v(H) voeaH, уравнение продольного годографа а непродольного — C0S Ордината минимума годографа в этом случае Нт\п =-^\п (cos al). Однородная анизотропная среда. Рассмотрим уравнения вер- вертикальных годографов волн для наиболее частых случаев строе- строения сред, волновые поверхности которых могут быть представ- представлены эллипсоидами вращения. Когда ось анизотропии верти- вертикальна, уравнение годографа прямой волны имеет вид 2y C) где v — скорость по направлению оси анизотропии; Л — коэф- коэффициент анизотропии. В случае наклонной оси анизотропии вертикальный годограф прямой волны имеет вид ^2 = -^-(Я cose ±/sin eJ-f ^^-(Zcose ± Я sineJ, D) где е — угол между осью анизотропии и вертикалью, « + » соот- соответствует пунктам взрыва, расположенным со стороны, проти- противоположной наклону оси анизотропии. § 2. ДВУХСЛОЙНАЯ СРЕДА Годографы первых волн над границей. В первых вступлениях над границей при малых значениях / регистрируется прямая волна. Если скорость v2 во второй среде больше скорости V\ в первой среде, то, начиная с некоторого расстояния /, выше границы раздела может наблюдаться головная (преломленная) волна. Ее годограф представляет собой прямую линию, опреде- определяемую уравнением t = — [2#в cos /пр cos ф + / sin (Znp ± ф) — Я cos (/np ± ф)]. E) 91
В уравнении E) верхний знак соответствует случаю, когда пункт взрыва расположен по направлению падения границы от устья скважины. В случае горизонтальной границы это уравнение имеет вид t = ~- [BЯВ - Н) cos *пр + / sin /пр]. Минимальное значение /, при котором на границе могут образовываться головные волны, определяется точкой выхода (ТВ) по формуле tain = Нв tg (/Пр ± ф). В случае горизонтальной границы (qp = O) При величине /, удовлетворяющей неравенству головная волна будет регистрироваться не на всем вертикаль- вертикальном профиле, а только на участке, примыкающем к границе (рис. 21). Длина этого участка A#i (от преломляющей границы) определяется выражением /я.,е,пр=лАТ1 tg гпр vi v ' Причем в первых вступлениях головная волна будет регистри- регистрироваться лишь на участке от границы раздела до точки ее ин- интерференции с прямой волной. Длина этого участка ДЯ2 = -~ [HBvi + Яв (vl - - 2v2 л/1Гв aJh, {vl - о?) + /о, л/vl - v\\. G) Выше этого участка первой будет наблюдаться прямая волна, а головная волна уйдет в последующие вступления. Интервал Л#3 вертикального профиля, где головная волна регистрируется в последующих вступлениях, может быть найден при //Btginp< </<2#Btgtnp как разность отрезков A#i и АН2: 92
Минимальное расстояние /min, при котором в точке верти- вертикального профиля, расположенной на расстоянии Л#2 от гра- границы, регистрируется в первых вступлениях головная волна, может быть получено решением уравнения G) относительно /. С расстояния / = 2#Btginp, соответствующего начальной точке головной волны на горизонтальном профиле, головная Рис. 21. Комбинированные годографы прямых, головных и отраженных волн (а) и лучевая схема (б) волна будет регистрироваться по всему вертикальному профилю выше границы. При больших углах наклона границы и резком различии ско- скоростей головные волны могут регистрироваться первыми на всем профиле или на отдельных участках продольного (/ = 0) верти- вертикального профиля. Годографы вторичных волн. При падении продольной волны на границу под углом, меньшим предельного, образуются две вторичные волны: отраженные (продольная и обменная) и две проходящие (продольная и обменная) волны. Годографы этих 93
волн могут быть получены из общих уравнений, представлен- представленных в параметрической форме [36]: Я = —===== 7== X л/1 — p2v\ (pv2 cos ф ± л/1 — p2v\ sin ф Х(дЛ "" p2v2i(pv2HB ±/ aJ\ — p2vl cosy + pv{HH aJ\ — p2t>i]; (8) (^2 — vf) cos ф ± u2 /v/l — j»2f2 sin ф J + + vxl л/1 — p 2v2 cos ф X f pv2 cos ф ± a/ 1 — /Л>2 sin ф J где p = sintVt'i = sint2/t;2. Верхний знак соответствует проходящим волнам, нижний — отраженным. Для всех вторичных волн время вступления на глубине гра- границы #в определяется выражением и равно времени падения прямой волны на границу. Это соот- соответствует одновременности падения на границу прямой волны и образования вторичных волн. Проходящие волны. Уравнение годографа проходящей волны в параметрической форме при ф = 0 имеет вид _ sin 2/ sin i (H-HB)y . V\ COS, I rj\ey = V\fv2. Параметром в этих уравнениях является угол падения волны на границу. При 1 = 0 и * = 0 (продольный профиль) получим t = HJvl + (H-HB)/v2. В первых вступлениях продольные проходящие волны реги- регистрируются под границей. Для годографов первых волн, прямых, головных и проходящих, характерно наличие двух экстремаль- экстремальных точек: наибольшее значение t соответствует точке смены прямой волны на головную РРР, наименьшее — точке смены головной волны на проходящую на глубине (рис. 21). В первой 94
точке кажущаяся скорость меняет свой знак с положительного на отрицательный, во второй точке — с отрицательного на поло- положительный. При расстоянии l>HBtginp годографы прямой и проходящей волн при # = #в претерпевают разрыв во времени лрихода, равный В случае наклонной границы (ф=^0) уравнение годографа {Ъ) может быть представлено также в виде (А. Ф. Соко- Соколов, 1972 г.) (Яв cos ф + / sin ф) др Из уравнения годографа следует, что для ПВ, расположен- расположенных по падению преломляющей границы, переход от годографа головной волны к годографу проходящей волны сопровождается изломом годографов на глубине границы, однако смены знака скоростей не наблюдается. Годограф проходящей волны криво- криволинеен, и смена знака скоростей происходит в точке, соответ- соответствующей горизонтальному направлению распространения волны, где vK = oo. Отсутствие смены знака скоростей в этом случае не только снижает точность стратиграфической привязки головной волны, но и сильно затрудняет обнаружение прелом- преломляющей границы. Для ПВ, расположенных по восстанию границы, при пере- переходе от годографа головной волны к годографу проходящей в точке пересечения границы скважиной, наблюдается не только излом, но и смена знака скоростей с v? на uiT- В этом случае граница выявляется уверенно, и стратиграфическая привязка может быть выполнена значительно точнее, чем в предыдущем случае. С увеличением Н непродольные годографы проходящих волн приближаются к продольному вертикальному годографу этих волн, который является их асимптотой. В случае неболь- небольших ф (не превышающих 20—30°) при 1ф0 на глубине границы раздела наблюдается четкий минимум годографа (годограф об- обращен выпуклостью к оси глубин). Продольные отраженные волны. Уравнение вертикального годографа отраженной волны можно получить из выражения (8) путем исключения параметра р и введения условия v{ = v2: A0) где #н — глубина границы по нормали. 95
Вертикальный годограф отраженной волны представляет со- собой гиперболу. При расположении пункта взрыва в интервале расстояний #Bctg(p</<oo область регистрации отраженных волн располагается над границей раздела. При /<—//Bctg<p от- отраженные волны будут регистрироваться под границей. Послед- Последний случай возможен только при больших углах наклона, кото- которые в практике сейсморазведочных работ встречаются редко. Годографы отраженной волны могут иметь минимум при усло- условии, что 0^2#Hcos(p:^:#B. Координаты точки минимума опре- определяются по формулам #mln = 2#HCOS(p; , Яв sin 2ср — / cos 2ф 2ffH sin ф — / fmin— - — щ С увеличением / ордината минимума увеличивается. В дру- других случаях годографы не имеют экстремальных точек, и их наклон соответствует отрицательной или положительной кажу- кажущимся скоростям в зависимости от области значений углов ф. При фиксированном расстоянии от источника вертикальные годографы отраженных волн с увеличением угла наклона гра- границы выполаживаются и при arccos -?f- < ф < 90° имеют минимум. При малых углах ф кажущиеся скорости го- годографов близки. Для ПВ, расположенных в сторону восстания отражающей границы, влияние наклона сильнее, чем для ПВ, расположенных в сторону падения границы. Вертикальные годографы отражен- отраженных вниз волн на плоскости годографов для различных ф и фик- фиксированного отношения //Яв заключены в узкой полосе, кото- которая расширяется с увеличением 1/Нв. Область существования годографов отраженных волн при l/HB = const ограничена, с од- одной стороны, годографом прямой волны (при ф=±90° годо- годографы отраженной и прямой волн совпадают), с другой стороны, годографами отраженных волн, соответствующими значениям ц>1 = ~2 атctg 1/Н над границей Иф2 = — ^-arctg//#B + n/2 под грани- границей; ф1 и ф2 — значения углов наклона границы, при которых годографы отраженных волн имеют максимальные времена. В практике работ ВСП наиболее часто приходится иметь дело с нагоняющими годографами отраженных волн, получае- получаемых при различных /. Когда источники расположены по паде- падению границы, кажущиеся скорости отраженных волн отрица- отрицательны и близки между собой. При источниках, расположенных по направлению восстания границы, кажущиеся скорости увели- увеличиваются и на годографах появляется минимум. Сопоставляя уравнения прямой и отраженной волнг нетрудно увидеть, что 96
они представляют собой различные участки одной и той же ги- гиперболы. Годографом прямой волны является участок гипер- гиперболы от земной поверхности до границы, годографом отражен- отраженной волны — зеркальное отображение участка гиперболы под границей относительно отражающей границы. Поэтому годограф' отраженной волны более прямолинеен и при значительной мощ- мощности слоя по сравнению с расстоянием / будет практически сов- совпадать с асимптотой гиперболы. Различие в кривизнах годогра- годографов прямой и отраженной волн сильнее проявляется при малых значениях /. В однородной среде для каждой точки вертикального про- профиля сумма времени прихода прямой волны, приведенного к про- продольному профилю, и времени вступления отраженной волны постоянна и равна 2#ВМ. Разность годографов отраженной и прямой волн представляет собой прямую Н = НВ—^-Д^ с угло- угловым коэффициентом vJ2, отсекающую на оси времен отрезок 2HB/vu а на оси глубин — отрезок Яв. Эти соотношения можно использовать для определения глубины отражающей границы в случае, если вертикальный профиль не пересекает границу или" если отраженная волна не прослежена по всему профилю вплоть до границы. При ф = 0 и при /<СЯВ вертикальный годограф от- отраженной волны является зеркальным отображением годографа прямой волны, что позволяет отождествлять отдельные участки годографа отраженной волны там, где из-за интерференции или по каким-либо другим причинам отраженная волна не может быть прослежена непрерывно. Годографы отраженных волн в градиентных средах. Если скорость в среде возрастает по линейному закону, а граница раздела плоская и горизонтальная, уравнение вертикального годографа продольной отраженной волны в параметрической форме имеет вид „ Vl — B cos / — cos /о + № sin 'оJ — sin io П == C sin i In =—+lri i— , A1) где sirH = siruo(H-|3#B); siruH=siru0( |) Когда скорость в покрывающей среде изменяется по более сложному закону, уравнение годографа отраженной волны мо- можно записать, пользуясь методом средних скоростей [75]: t = -i- УBЯн cos Ф - Hf + BЯН sin Ф - If X Уср w Г 1 Рср. н — flcp Нв — Н AL УсР.„ 2//„ co"s"ф - Я + tg<р B//„ sin ф -/) J" 7 Заказ № 201 97
При Уср = УСр. н это уравнение обращается в уравнение годо- годографа отраженной волны для среды с постоянной скоростью. Для ВЧР во многих районах характерно наличие не только вертикального, но и горизонтального градиентов скоростей. В последнем случае имеется смещение годографов отраженных волн без существенного изменения формы годографов. В на- направлении |3>0 годографы смещаются в сторону меньших вре- времен, и наоборот. Влияние горизонтального градиента скорости на кинематику отраженных волн при ВСП аналогично влиянию наклонной промежуточной границы, и поэтому по наблюденным годографам оценить раздельно влияние обоих факторов очень трудно. Годограф отраженной волны при ВСП в наклонных скважи- скважинах. Уравнение годографа отраженной волны, зарегистрирован- зарегистрированной на наклонной линии наблюдений, имеет вид где х и z — координаты точек ствола скважины в прямоуголь- прямоугольной системе с началом в пункте взрыва, положительные на- направления осей z — вниз, х — в сторону восстания границы, Х\, Z\ — координаты мнимого пункта взрыва. На всех глубинах (кроме глубины отражающей границы) искривление скважины сильнее скажется на форме годографа падающей волны, чем отраженной, и тем сильнее, чем больше /. На глубине отражающей границы, где годографы падающих и отраженных волн имеют общую точку, влияние искривления скважины на форму годографов обеих волн одинаково. Уровенный годограф отраженных волн. Под уровенным годо- годографом понимается годограф, полученный при наблюдениях во внутренних точках среды на фиксированной глубине при ПВ, расположенных на земной поверхности. В кинематическом от- отношении такие наблюдения соответствуют наблюдениям по го- горизонтальному профилю, заданному на определенном уровне. В случае плоской отражающей границы уровенный годограф представляет собой гиперболу [26] t = —— У/2 + Н2 + 4со$ц(Нв- //)(tfBcos(p±/sirup), A3) fcp где Я в — глубина до отражающей границы по вертикали; Н — глубина регистрации. Если граница горизонтальна, то .93
При / = 0 (у устья скважины) cp При ф = где /ос в отличие от наземных наблюдений представляет собой время пробега отраженной волны от устья скважины до точки наблюдения по вертикальному профилю. Это время связано- с to при наземных наблюдениях следующей зависимостью tQ = tH COS ф + Д/Гос — ^и S'n2 Ф' где tH — время пробега прямой волны по линии продольного' вертикального профиля от устья скважины до точки наблюдения. В случае криволинейных границ уровенные годографы отра- отраженных волн могут быть сложной формы (узловые точки, точки возврата). На форму уровенных годографов кривизна границ влияет меньше, чем на форму наземных годографов. Годографы волн в анизотропных средах. Приводимые уравне- уравнения годографов относятся к средам с волновыми поверхностями в виде эллипсоида [25]. I. Когда ось анизотропии нормальна к слоям при однород- однородной покрывающей толще, годограф отраженной волны от гори- горизонтально залегающей границы имеет вид 2__ BЯВ-ЯJ /2 02 .1 где v — скорость по направлению оси анизотропии; Л — коэффи- коэффициент анизотропии. Уравнение вертикального годографа головной волны при тех же условиях где BЯвЯ)(Л + 1§2/пр)'^ l-BHB-H)tglnp A\V\ ~T~ A2V2 ' 2 2 «22 2 2 — 11 А\ и V2 — коэффициент анизотропии и скорость в направлении оси анизотропии для второй среды. Если волновая поверхность во второй среде имеет произвольную форму, то вместо A2v2 сле- следует подставить значение скорости во втором слое вцоль границы. 7* 99
II. Если ось анизотропии наклонна и не совпадает с нор- нормалью к границе, перекрытой однородной анизотропной толщей, то уравнение годографа отраженной волны имеет вид t2 = 4~[BЯВ - Я) cos Ф ± ЫпФ]2 + -^-(Icoscp ± Я sinyf, A6) где ф — угол наклона границы; верхний знак соответствует рас- расположению ПВ по восстанию границы, нижний — по падению границы. Годограф головной волны /5тФ](Л?+<д%р)'/г A\v\ ¦ / cos ф =F И sin ф — [ B#в — Н) cos ф ± / sin ф] tg /Пр ,л 7ч III. Когда ось анизотропии в покрывающей толще верти- вертикальна и не совпадает с нормалью к границе, уравнение годо- годографа головной волны имеет вид , (в ^Ф) V _, COS l\ V n COS A8) где ^ ' == г .9 9 /.' /i — критический угол; i\—угол восходящей головной волны с нормалью к границе, определяемый из условия образования скользящей волны tg(/[±<p)=F Уравнение годографа отраженной волны cosy , (Яв-Я)созф . tg |32 ± tg ф 100
где Pi и р2 определяются по закону Снелиуса для волны, отра- отраженной от границы двух сред с различными направлениями анизотропии, если в формуле углы i\ и i[ заменить на Pi и р2, а скорости?* и v определяются выражениями для v ' и v » Pi P2 М »1 с заменой i\ и i\ на Pi и р2. Годографы обменных отраженных и проходящих волн. Для обменных отраженных волн характерны те же закономерности, что и для обменных проходящих волн. Вертикальный годограф обменной отраженной или проходящей волны в случае горизон- горизонтальной границы раздела может быть представлен уравнениями в параметрической форме [8]: Яв в — y sin ± # Н vPi cos i у yi _ , Верхний знак соответствует обменной отраженной волне, при этом vs = vs, и y = vsjvpl. Обменной проходящей волне соот- соответствует нижний знак nvs = vs2, a y = vsjvpl. Подставив зна- значение Н = НВ в уравнение B0), получим значение времени вступления волны на глубине границы t = #B/pp,cos/, равное времени падения на границу прямой волны, т. е. годографы этих волн на глубине границы имеют общую точку. В случае, когда vsa>vpl, фронт обменной проходящей волны во второй среде при / > Яв tg (arcsin vPJvs2) опережает фронт падающей про- продольной волны и годограф обменной проходящей волны уже не имеет общей точки на границе раздела с годографами падаю- падающей и отраженных волн. Вертикальные годографы обменных отраженных волн (y^O при малых углах ф имеют свои асимп- асимптоты и почти параллельны, особенно при больших /. Минимум на годографах появляется лишь при значениях фЛ?70о и быстро исчезает с ростом /. Кажущаяся скорость с увеличением углаф увеличивается; годографы для различных / остаются практиче- практически параллельными. Для обменных проходящих волн (у<1> Ф = 0) вертикальные годографы не имеют минимумов, и по мере удаления от границы годографы для различных / сближаются. Для наклонных границ форма годографов существенно не изме- изменяется. В случае у>1 при ф = 0 годографы обменных проходя- проходящих волн быстро сближаются с увеличением Я, стремясь к асимптоте, которая совпадает с продольным годографом об- обменной проходящей волны. С ростом ф годографы становятся практически параллельными. Многократно-отраженные волны. В слоистой среде на верти- вертикальном профиле регистрируются восходящие и падающие отра- 101
женные волны. Отраженные вверх волны позволяют выявить в разрезе основные границы, на которых образуются кратные волны, а отраженные вниз волны позволяют определить при- природу и положение в разрезе промежуточных отражающих гра- границ. По годографам отраженных вниз волн может быть опре- определен угол наклона основной и промежуточной границ крайно- крайности. Сопоставление особенностей годографов кратных отражен- отраженных волн по горизонтальному и вертикальному профилям рас- рассмотрено в работе [27]. Для одной плоской границы, наклонной под углом ср к го- горизонту, вертикальные годографы отраженных волн любой крат- кратности могут быть представлены уравнением B1) где k — номер кратности; знак « + » соответствует падающей на границу волне, знак «—» — отраженной. Уравнение годографа двукратно-отраженной волны в случае наклонной границы можно представить в следующем виде t = -~ УDЯН cos ср cos 2ф ± ЯJ + DЯН cos <p sin 2ф — /J. По своим параметрам годограф двукратно-отраженной вверх волны соответствует годографу однократно-отраженной вверх волны от границы, залегающей на глубине (по нормали к гра- границе) Ян = 2Япсозф и наклоненной под углом к горизонту ф' = 2ф. В случае горизонтальной границы (ф = 0) уравнение годо- годографов волн любой кратности имеет вид Годографы кратных отраженных вверх и вниз волн могут быть представлены раздельно: = V[(m + 1) #в — Щ2 + I2 ПРИ нечетных т\ t = -?— <>/(тНв + ЯJ + /2 при четных т, где т — суммарное количество отражений, которое претерпела волна от верхней и от нижней границ. Положив т=0, получим уравнение годографа прямой волны 102
При т=\ получим уравнение годографа однократно-отра- однократно-отраженной волны Вертикальные годографы волн различной кратности пред- представляют собой отрезки гиперболы. В случае продольного вер- вертикального профиля (/ = 0) годографы отраженной и кратных волн образуют ломаную линию. Кажущиеся скорости отражен- отраженных волн различной кратности при ф = 0 отличаются не только значениями, но и знаками. На глубине, соответствующей гра- границе, годограф многократной волны имеет точку излома. Для непродольных вертикальных профилей (/=^=0) на любой фикси- фиксированной глубине, так же как и на земной поверхности, разно- разности времен прихода волн соседних кратностей увеличиваются с увеличением номера кратности. В частном случае продольного вертикального профиля (/ = 0) эти разности максимальны, по- постоянны и не зависят от номера кратности. Если интерпретиро- интерпретировать вертикальный годограф многократно-отраженной волны как участок годографа однократно-отраженной волны от более глубокой границы раздела, то получающаяся при этом фиктив- фиктивная граница раздела будет располагаться на глубине, кратной глубине основной границы. Уравнение уровенного годографа многократной волны при где 5 — длина многократной волны (для полнократной волны S = nH, для частично-кратной — S = nHx + nH2\ знак « + » соот- соответствует падающей волне; знак «—» — восходящей. Вертикальные годографы отраженных волн любой кратности можно составить из участков годографов прямых волн, по- построенных из фиктивных пунктов взрыва. § 3. МНОГОСЛОЙНАЯ СРЕДА Реальные среды, как правило, многослойны. Даже очень упрощенные модели сред содержат до 10 слоев и более. Рассмот- Рассмотрим кинематические особенности волн в наиболее простых мно- многослойных средах. Годографы первых волн в многослойных средах. В среде с не- несколькими горизонтальными границами, разделяющими слои большой мощности (d\, d2, .., dn) с постоянными скоростями (v\<v2<... <vn), участки вертикального годографа первых волн над преломляющими границами с определенных расстоя- расстояний образованы годографами головных волн, под границами —¦ годографами проходящих волн. 103
Уравнение годографа головной волны, связанной с границей слоев п—1 и п, когда наблюдения проводятся в слое т (па- (параметры слоя dmVpm) имеет вид l +Cm, B2) где т п—1 п—1 Ст = У -^- cos ikn -f У fe l fe — cos 1кп + fe = l fe= m+ 1 где ikn — угол, составленный лучом волны, преломленной в слое п при пересечении его с границей слоя k, т. е. ihn = = arcsin Ufc/Уп — угол падения волны на k-ю плоскость раздела. Таким образом, в пределах слоя годограф преломленной волны — прямая линия с угловым коэффициентом, равным cos imn/vm, отсекающая на оси времен отрезок Ст- Поскольку при переходе от слоя к слою изменяются только угловой коэф- коэффициент прямой и отрезок, отсекаемый на оси времен, годограф головной волны в горизонтально-слоистых средах является ло- ломаной линией с изломами, совпадающими с границами слоев. В трехслойной среде минимальная величина /, при которой может образоваться головная волна на второй границе раздела, определяется выражением / divi | С увеличением / область регистрации головной волны во вто- втором слое увеличивается. Интервал регистрации этой волны Д# во вторсгм слое / —d\ tg/| — АЯ== При l = dxig arcsin -^- + 2d2 tg arcs in ~^- головная волна будет регистрироваться на всем интервале вто- второго слоя d2, причем в первых вступлениях только на участке, примыкающем к нижней границе. При дальнейшем увеличении I головная волна будет регистрироваться и на участке профиля в первом слое. При l=2d{ tgil + 2d2tgi2np головная волна от ниж- 104
него слоя будет регистрироваться по всему вертикальному про- профилю, но не везде в первых вступлениях. Только начиная с / = оз — у\ - Т' /«I—S J' V преломленная на нижней границе волна будет наблюдаться в первых вступлениях по всему вертикальному профилю. Для многослойных сред, содержащих п слоев, это расстояние rt-1 _ у ui\vn + Под нижней преломляющей границей первой регистрируется проходящая волна. Уравнение годографа проходящей волны в параметрической форме имеет вид п-\ п-1 r,2 La +¦ n— 1 j // = ?>* + - n- 1 -i V1 - ^*2 ' B3) где h — угол падения волны на ?-ю границу; p = sinii/vi = = sin i2/v2 = ... = sin inlvn. Асимптотой годографа проходящей волны является прямая п -1 dk dk \ Vk Vn )' Годограф проходящей волны имеет вид плавной кривой, об- обращенной вогнутостью в сторону положительной оси времен и имеющей при p = l/vn минимальное значение в точках с коор- координатами п— 1 i—i V, я-1 Н = 2 dk. Годографы головной и проходящей волн имеют общую точку. Смена знаков кажущихся скоростей, соответствующая смене 105
годографов головных и проходящих волн, позволяет определить глубину преломляющей границы. Уровенный годограф отраженной волны в многослойной среде. Если дана многослойная горизонтально-слоистая среда (di, Vi), содержащая я слоев выше пласта, не пересеченного скважиной, и т слоев выше точки регистрации, то уравнение уровенного годографа отраженной от подошвы пласта (dj, Vj) волны в параметрической форме имеет вид « V1 -- ^ V - + 2 V - а? /=m+i -№ + 2 w/V 2 2 w/ V1 ~ p2v! ' B4) где tH — время вступления отраженной волны в скважине на глубине Н; р — параметр луча. Из этих уравнений можно определить значения dj, Vj пласта, не пересеченного скважиной. Комбинированные горизонтально-вертикальные годографы. Для комплексирования ВСП с наземными наблюдениями целе- целесообразно горизонтальные и вертикальные годографы волн рас- рассматривать совместно [8, 11]. Расчетные комбинированные го- годографы первых и последующих волн для среды с двумя гра- границами раздела приведены на рис. 22 для четырех расстояний I (табл. 3). Таблица 3 Наименование волн Отраженные продольные Отраженные обменные Отраженные кратные Головные продольные Первая граница ppi PSl ppitl PPPl Вторая граница рр2 PS2 рр202 РРР2 106
*5 н • • • • • / z J ч ? н \\ г :рр1 _,р$1 Рис. 22. Теоретические комбинированные горизонтально-вертикальные годо- годографы волн разных типов: 1 — волны, распространяющиеся к земной поверхности — продольные отраженные и крат- кратные; 2 — то же, обменные отраженные волны; 3 — то же, головные волны, 4 — волны, распространяющиеся в глубь среды. Горизонтальные и вертикальные годографы одних и тех же волн соединены между собой дугами
На расстояниях 1\ — /4 в первых вступлениях по вертикаль- вертикальным профилям наблюдаются прямая проходящая волна при /ь смена прямой и головной волн от первой границы при /г, смена проходящей и головной волн от второй границы при /3, а также головная волна на всем вертикальном профиле при Ц. В после- последующих вступлениях показаны годографы отраженных и крат- кратных продольных и обменных, а также проходящих волн [8]. При комбинировании горизонтальных и вертикальных наблю- наблюдений волны, регистрируемые на поверхности, могут быть не- непрерывно прослежены по вертикальному профилю до границ, с которыми они связаны. Наблюденные комбинированные годографы, полученные при изучении осадочной толщи, приведены на рис. 54. По вертикаль- вертикальным годографам видно, что из ПВ 600 и 1000 м наблюдается рефракция непосредственно под кровлей карбонатных отложе- отложений палеозоя (//=120—130 м). Из ПВ 1500 м на вертикальном профиле регистрируется волна, рефрагированная в толще кар- карбонатных пород нижнего карбона (// = 640 м). Она наблю- наблюдается до 4700 м. Преломленная волна по фундаменту впервые наблюдается из ПВ 5000 м. Таким образом, на горизонтальном профиле в первых вступлениях регистрируются, сменяя друг друга, три рефрагированные волны: в карбонатных отложениях верхней части палеозоя (до 3,5 км), в толще карбонатных от- отложений нижнего карбона (до 8,5 км) и в кристаллическом фундаменте.
Часть вторая СЕЙСМИЧЕСКИЕ ВОЛНЫ В РЕАЛЬНЫХ СРЕДАХ В настоящее время накоплен большой опыт применения ВСП для решения различных задач, имеющих существенное значение для повышения эффективности сейсмических иссле- исследований. Проиллюстрируем возможности ВСП материалами его применения в основных методах сейсмических исследований при изучении волновых полей и оценке влияния различных неоднородностей среды на волновое поле. Такое рассмотрение позволит сформулировать возможности основных сейсмических методов, задачи и перспективы дальнейшего развития ВСП. Это изучение нельзя не начать с прямой волны, являющейся исходной в развитии волнового процесса. Глава V ПРЯМАЯ ВОЛНА Прямая волна, формирующаяся в окрестности очага, оказы- оказывает сильное влияние на форму каждой отдельной волны и структуру всей сейсмограммы. Этим, в частности, объясняется сильная зависимость сейсмической записи от условий возбуж- возбуждения (см. гл. II). Изучение условий формирования прямой волны и ее распространения в реальных средах — один из наи- наиболее принципиальных вопросов, во многом определяющий возможности сейсмических исследований. По мере усложнения задач и совершенствования методов сейсморазведки все более строгие требования предъявляются к прямой волне, ее форме, частотному составу, постоянству и возможности управления и контроля. Это относится к методам, основанным на группи- группировании взрывов, производимых из разных ПВ, в частности при ОГТ, к изучению динамических особенностей волн с целью определения физических свойств пород и прогнозирования раз- разреза. Кроме того, в последнее время импульс прямой волны, наблюдаемый при ВСП, используется для расчета оператора фильтра при деконволюции записей наземных наблюдений, что повышает ее эффективность. При изучении прямой волны боль- большое значение имеет методика наблюдений. § 1. МЕТОДИКА ИЗУЧЕНИЯ ПРЯМОЙ ВОЛНЫ Прямая волна при наземных наблюдениях. Прямая волна, наблюдаемая на земной поверхности, может отличаться от той, которая регистрируется во внутренних точках среды и которая порождает все волновое поле. Основными причинами такого раз- 109
личия являются [8]: а) откольные явления, связанные со свобод- свободной поверхностью; б) неоднородности верхней части разреза, сильное и различное их влияние на форму прямой волны, наб- наблюдаемой на земной поверхности и во внутренних точках среды; в) направленность источника. Поэтому изучение прямой волны наземными наблюдениями малоэффективно и во многих случаях бесперспективно. Откольные явления. При взрывах на малой глубине и на- наблюдениях на поверхности вблизи от взрывной скважины, где прямая волна регистрируется первой, форма ее может сущест- существенно меняться в зависимости от расстояния до устья взрывной скважины и массы заряда. С увеличением заряда сравнительно простая форма прямой волны усложняется и в хвостовой части появляются повторные импульсы, разность времен между которыми также увеличивается. Повторные импульсы являются результатом преобразова- преобразования сейсмоприемниками куполообразной формы смещения зем- земной поверхности и прилегающей к ней ЗМС. В непосредствен- непосредственной близости от устья взрывной скважины на форму прямой волны может влиять также нарушение сплошности среды при бурении. При наблюдениях на некотором расстоянии от устья взрывной скважины искажения прямой волны уменьшаются. Неоднородности ВИР. На неоднородностях в верхней части разреза образуются различного типа волны, интерференция с которыми может существенным образом влиять на форму прямой волны. Наличие границ под взрывом может привести к усилению прямой волны, наблюдаемой на земной поверхности, и потерям энергии на отражение в прямой волне, уходящей вглубь. И наоборот, границы над взрывом могут ослабить прямую волну на поверхности и изменить форму и интенсив- интенсивность падающей волны за счет волн-спутников. При наземных наблюдениях возможна также интерференция с волнами, свя- связанными с ЗМС, и с волнами поверхностного типа, возбуж- возбуждаемыми волнами Лемба, распространяющимися по столбу заполняющей скважину жидкости. Кроме того, на форму прямой волны могут оказывать влияние фильтрующие свойства ВЧР. Направленность источника. По имеющемуся большому экспериментальному материалу можно утверждать, что обыч- обычный взрыв в скважине обладает естественной направленностью, обусловленной, главным образом, анизотропностью упругих свойств пород в окрестности взрыва. Это подтверждается фак- фактом одновременного возбуждения продольных и поперечных волн при обычных симметричных взрывах, применяемых в сей- сейсморазведке (см. гл. III). При наблюдениях во внутренних точках однородной среды под прямой волной будем понимать первую падающую волну. В слоистой среде эта волна претерпевает преломление на гра- границах раздела и является, по существу, проходящей. ВСП ПО
позволило изучить влияние на прямую волну условий возбуж- возбуждения и механизм этого влияния, а также определить интервал глубин, где завершается формирование импульса прямой волны. Непрерывное прослеживание прямой волны вдоль вертикального профиля позволяет изучить условия ее распространения в реаль- реальной среде, определить поглощающие и отражающие свойства разреза. От формы и интенсивности прямой волны зависят характеристики волн, наблюдаемых на наземных сейсмограммах. Информативность прямой волны при ВСП намного выше ин- информативности любой волны при наземных наблюдениях. Контроль прямой волны. Сильная зависимость волнового поля от формы прямой волны обусловливает важность ее кон- контроля, способы которого приобретают особое значение. Контроль прямой волны отличается от контроля постоянства условий возбуждения тем, что он может выполняться только наблюдени- наблюдениями во внутренних точках среды и на глубинах, где прямая волна уже стабилизировалась. Поэтому для правильного рас- расположения контрольных приборов необходимо уметь оценить глубину стабилизации прямой волны. Исследование процесса стабилизации прямой волны (А. Г. Рудаков, 1973 г.) позволило установить количественные соотношения между параметрами, определяющими условия на- наблюдений и строение ВЧР. В частности, было показано, что отношение значений геометрического расхождения волны- спутника от подошвы ЗМС и волны непосредственно из источ- источника Li/L2 зависит от глубины заряда под ЗМС, а для волны- спутника, отраженной от земной поверхности, зависит не только от расположения источника, но и от параметров ВЧР. В каждой точке приема оно зависит также от мощности зоны, глубины источника под ЗМС и от перепада скорости на границе зоны. Если считать приемлемым Li/L2~l,5, то в случае однослой- однослойной ЗМС где z — глубина погружения источника под подошву ЗМС; Ah— глубина точки приема относительно источника; /ij и Ui — мощность и скорость в ЗМС; vz — скорость в точке взрыва. Поскольку в практике работ z обычно более 5 м, т. е. z^> ~^>h[V\lvz, то приближенно A/imm~42', т. е. чем меньше ЗМС и чем больше перепад скоростей на ней, тем меньше будет A/imin для каждой фиксированной глубины источника. Особое значение контроль прямой волны имеет при изучении параметров поглощения (см. гл. XI). Особенности корреляции прямой волны. На продольном вертикальном профиле прямая волна обычно регистрируется первой вдоль всего профиля. Только в сравнительно редких случаях, которые мы не рассматриваем, при наличии очень 111
0,7 t.C 400 круто падающих границ, на отдельных участках продольного профиля первыми могут регистрироваться преломленные волны. Корреляция первых волн на сейсмограмме является наиболее надежной. При ВСП в отличие от каротажа особый интерес представ- представляет изучение не только моментов вступления, но и формы пря- прямой волны. При постоянстве условий возбуждения форма прямой волны обычно изменяется плавно. Если прямая волна имеет простую форму, годографы фаз практически параллельны годографам первых вступлений, и только при боль- больших / иногда заметно «расползание» импульса. На непродольных профилях, в зави- зависимости от скоростного разреза и вели- величины 1\, на отдельных участках или на всем вертикальном профиле прямая волна может регистрироваться в после- дующих вступлениях, а также иметь от- отрицательную кажущуюся скорость. С увеличением / изменяется направле- направление подхода прямой волны. На участках, где направление приближается к гори- горизонтальному, кажущаяся скорость волны увеличивается и убывает относительная Рис. 23. Влияние направления подхода прямой волны на интенсивность ее вертикальной состав- составляющей (ПВ 1500 м, скв. I, Клетско-Почтовская; интенсивность ее вертикальной составляющей, в то время как для других волн (отраженных, преломленных) она может увеличи- увеличиваться. Иногда это может привести к тому, что первые вступ- вступления прямой волны на сейсмограмме Z оказываются едва за- заметными; на их фоне выделяется значительно более интенсив- интенсивная отраженная волна (рис. 23). Условия корреляции прямой волны в последующих вступ- вступлениях зависят в первую очередь от интенсивной преломлен- преломленной и запредельно-отраженной волн, на фоне которых она регистрируется. Первая во многом определяется законом изме- изменения скорости в подстилающем слое. Рассмотрим условия корреляции прямой волны Р по вер- вертикальному профилю, отработанному из пяти пунктов взрыва (рис. 24). При ПВ 400 м волна Р регистрируется первой на всем профиле до кровли палеозоя, залегающей на глубине 374 м. На сейсмограмме Z, полученной при большой чувстви- чувствительности аппаратуры (слева), видны вступления волны Р вверх, 112
Я s О. 8 Заказ № 201
соответствующие подходу волны сверху, а также возрастание амплитуд с увеличением глубины, что связано с приближением направления подхода волны к вертикали. На сейсмограмме, полученной при малом усилении (справа), видны форма записи волны Р и ее нарушение при интерференции с отражен- отраженной волной на участке профиля, примыкающем к границе C40—380 м). При ПВ 500 м волна Р в первых вступлениях на глубине 330 м сменяется волной, преломленной на кровле палеозоя. На участке профиля, примыкающем к границе, волна Р находится в области интерференции с преломленной и запре- запредельно-отраженной волнами и не может быть выделена. При дальнейшем увеличении / область регистрации преломленной волны в первых вступлениях увеличивается и она на значитель- значительном участке профиля выходит из области интерференции. В этих условиях прямая волна иногда может быть выделена в последующих вступлениях между преломленной и запредель- запредельно-отраженной волнами. Так, при ПВ 750 м удается проследить прямую волну после ее интерференции с преломленной волной, но до интерференции с запредельно-отраженной. ПриПВ 1500 м условия корреляции прямой волны в последующей части на записи составляющей Z ухудшаются из-за интерференции ее с запредельно-отраженной волной и неблагоприятного направ- направления подхода. Истинное соотношение интенсивности волн можно оценить лишь по данным ПМ ВСП по записям трех- компонентной установки (рис. 25), где прямая и запредельно- отраженная волны настолько интенсивнее первой преломлен- преломленной волны, что одного уровня усиления недостаточно для их совместного прослеживания. Когда градиент скорости в подстилающем слое отсутствует или мощность этого слоя мала по сравнению с длиной волны, интенсивность головной волны резко падает и прямая волна в последующих вступлениях уверенно прослеживается до границы. § 2. ВЛИЯНИЕ УСЛОВИЙ ВОЗБУЖДЕНИЯ НА ПРЯМУЮ ВОЛНУ Импульс прямой волны определяется типом самого источ- источника (масса, форма, расположение заряда) и строением среды в области источника (однородность, изотропность, литология и т. д.). В результате теоретического и экспериментального изучения формы импульса в окрестности взрыва условно выде- выделены три зоны ударных волн, пластических и упругих деформа- деформаций. Расстояния, с которых начинают регистрироваться упругие волны, т. е. начало зоны упругих деформаций, для разных сред различны. Качественная оценка этого расстояния для глинистых пород может быть сделана по эмпирической формуле г = = 0,13^Q, где г—радиус сферы в метрах; Q — масса заряда 114
в граммах. При изменении массы заряда от граммов до десят- десятков килограммов радиус сферы неупругих деформаций изменя- изменяется от долей до первых единиц метра. Для сейсмических исследований интерес представляет зона упругих деформаций, где с удалением от источника форма импульса меняется и только на некотором расстоянии она устанавливается. По экс- 0,7 0.9 tfi Рис. 25. Сейсмограмма трехкомпонент ной симметричной установки на двух уровнях усиления (ПВ 1500 м, скв. 90а, Кудиновская) Рис. 26. Нарушение формы прямой волны при образовании отраженных волн (ПВ 100 м, скв. 162, Северо- Ставропольская) периментальным данным в однородной среде это расстояние равно примерно 0,75—1,0 длины волны. Форма волны на гра- границе зоны упругих деформаций изучена очень мало. Значи- Значительно больший объем исследований выполнен по изучению импульса прямой волны на расстояниях, измеряемых несколь- несколькими длинами волн. Большой объем ВСП показывает, что форма первой волны с некоторой глубины стабилизируется и затем с увеличением глубины изменяется в основном на участках, примыкающих 8* 115
к границам, в связи с наложением вторичных волн. Здесь про- простой и короткий импульс ее растягивается, появляются новые экстремумы, которые по мере удаления от границы выделяются в самостоятельные волны. После чего импульс прямой волны снова становится простым (рис. 26). Теоретические и экспериментальные исследования, выпол- выполненные для некоторых типичных моделей ВЧР, показали, что усложнение формы прямой волны связано с изменением условий наложения волн-спутников, которое определяется в первую очередь разницей значений геометрического расхождения для прямого импульса и волны-спутника. Вблизи источника, где эта разница максимальна, вклад волны-спутника будет наи- наименее существенным. С увеличением расстояния от источника геометрическое расхождение этих волн выравнивается, и по- поэтому форма падающей волны с дальнейшим увеличением глубины больше не изменяется. В этих условиях для сохране- сохранения формы отраженных волн необходимо постоянство условий возбуждения. Если предположить, что коэффициент отраже- отражения от подошвы ЗМС вдоль профиля не изменяется, то повто- повторяемости формы падающей волны можно достичь, сохраняя условия интерференции прямой волны и волны-спутника. С этой целью необходимо детально изучить рельеф основных отражающих границ над взрывом и не менять положение за- заряда по отношению к этим границам. В ВЧР, помимо продольных волн, на резких неоднородностях разреза образуются обменные волны PoS и S0P. Эти волны регистрируются со сравнительно небольшими временными задержками по отношению к исходным прямым волнам Р и S; по спектральному составу они близки к исходным волнам и образуют параллельные оси синфазности на сейсмограммах ВСП. Волна S0P регистрируется вслед за первой продольной вол- волной. Она может интерферировать с нею и образовывать много- многофазное колебание, начальные высокочастотные фазы которого соответствуют прямой продольной, а последующие более низко- низкочастотные фазы — обменной волне. Аналогично волна PoS регистрируется со скоростью волны S, но несколько опережает ее. Она отличается более высоко- высокочастотным составом и может интерферировать с прямой волной S, образуя сложный цуг колебаний. Поскольку неоднородности ВЧР оказывают сильное влияние на прямую и весь цуг падаю- падающих волн, в реальных средах, как правило, неоднородных, трудно изучить импульс в источнике, а взрыв вместе со средой мы вынуждены рассматривать как сложный источник. Сильная зависимость формы прямой волны от условий возбуждения позволяет использовать ее при наблюдениях во внутренних точ- точках среды для строгого контроля постоянства условий возбуж- возбуждения. 116
§ 3. ИССЛЕДОВАНИЕ ФОРМЫ ПРЯМОЙ ВОЛНЫ Форма сейсмического импульса при распространении в одно- однородной неидеально упругой среде изменяется, что связано с изменением амплитудного и фазового спектров в функции- расстояния. Изменение амплитуды обусловлено спектром коэф- коэффициента затухания. Изменение фазы вызвано дисперсией.. Реальные среды не только не идеально упруги, но и, как правило, тонкослоисты, с чем связаны их фильтрующие свой- свойства. Прямая волна при распространении в тонкослоистых средах теряет энергию на отражение на границах. Однако- решающее влияние на прямую волну оказывают вторичные па- падающие волны, которые в виде однократных и многократных волн-спутников, накладываясь на нее, не только влияют на ее форму, но и усиливают ее, обеспечивая тем самым возврат части рассеянной энергии и уменьшение затухания прямой волны. Поэтому при расчете прямых волн в тонкослоистых средах необходимо учитывать слои мощностью до 0,2—0,ЗА. На рис. 26 при глубине взрыва /г = 90 м удалось отодвинуть волны-спутники от прямой волны, которая в виде простого- и короткого импульса распространяется в глубь среды. Форма импульса хорошо сохраняется. Только на отдельных участках в окрестности границы (#=1730 и 1800 м) форма прямой волны нарушается интерференцией с вторичными волнами. После прохождения границы форма импульса прямой волны восстанавливается, поэтому даже при наблюдениях на очень больших глубинах во многих случаях удается получить пря- прямую волну в виде простого и короткого импульса. При наблюдениях в карбонатной толще с большим количе- количеством прослоев терригенных отложений, несмотря на изменение глубины взрыва, не удалось получить прямую волну простой формы и отделить ее от волн-спутников. Во всех случаях следом за первой, практически интерферируя с ней, вступает серия волн, по интенсивности близких к первой волне (рис. 6, в). Причем форма записи всей этой серии падающих волн прак- практически не меняется с изменением глубины взрыва в достаточно- широком диапазоне глубин. Форма прямой волны. В настоящее время выполнен большой объем экспериментальных исследований сейсмических импуль- импульсов во внутренних точках среды Н. Риккером [50] и получены короткие импульсы сравнительно простой формы. Регистрацией; на нескольких уровнях усиления при большом динамическом диапазоне (около четрырех порядков) показано, что импульс не имеет резкого первого вступления. Движение начинается постепенно, поэтому, кажущееся время вступления импульса на сейсмограмме зависит от чувствительности аппаратуры. Экспе- Экспериментальные данные хорошо согласуются с теорией. 117
При работах ВСП иногда наблюдались также простые им- импульсы, близкие по форме к импульсам Риккера, однако в большинстве случаев они отличались значительной длитель- длительностью и сложностью. Значительный интерес может предста- представить сопоставление формы прямой волны в тех случаях, когда она наиболее простая и короткая. Короткий импульс, состоя- состоящий из двух-трех экстремумов стабильной формы, может быть получен не только в различных скважинах, но и на сов- совсем различных площадях и даже при взрывах в различных литологических условиях. Сопоставление наиболее простых импульсов, полученных не искажающей в полосе частот от 15 до 130 Гц аппаратурой в Краснодарском и Ставрополь- Ставропольском краях, с импульсами, полученными в других районах [45, 49, 50], показывает, что формы их очень близки (рис. 27). Различаются только отношения амплитуд первого и третьего экстремумов. В скв. 42 третий экстремум меньше первого, а в скв. 162 — больше. Аналогичные различия можно наблюдать и между импульсами Риккера, Левина и Линна. Для оценки этого различия выполнены специальные эксперименты, при которых зарегистрированы серии из сотен повторных взрывов одного и того же заряда в одной и той же точке. Наблюдения показали, что соотношение амплитуд первого и третьего экстре- экстремумов не очень устойчиво; оно может меняться в пределах •одной серии (рис. 27, б). Анализ теоретических и наблюденных импульсов показывает, что экстремумы не симметричны и крутизны спадания левого и правого склона импульса различны. Для импульса Берлаге [f(t) = aot X fe~atsmut] абсцисса экстремального значе- значения может быть найдена из уравнения (В. А. Березнев, А. А. Маловично, 1974 г.) где у — смещение абсциссы экстремального значения от сред- средней точки в градусах (зависит от номера экстремума и умень- уменьшается с увеличением номера). Если делить площадь экстре- экстремума ординатой средней точки, то отношение площадей поло- половинок Si/S2 во всех случаях с увеличением а/оо возрастает. Зарегистрированные при работах ВСП импульсы имеют широкий амплитудный спектр. При подборе аналитических выражений для наблюденных импульсов обращалось внимание на резкость вступлений колебания, что определяет номер про- производной смещения, которая претерпевает разрыв при переходе от покоя к движению. С увеличением расстояния от источника вступления становятся все менее резкими. Если в непосред- непосредственной близости от источника разрыв претерпевает либо само смещение, либо его первая производная (скорость), то на ¦больших расстояниях разрыв терпят уже ускорение или про- J18
Рис. 27. Формы импульсов прямых волн при различных глубинах точек наблюде- наблюдения Н и точек возбуждения h: а — сопоставление формы импульсов прямых волн: /—//=1000 м, скв. 42, Старо-Минская, 2 — /г=90 м, скв. 162, Северо-Ставропольская, 3 — #=427 м, по Н. Риккеру [50], 4 — по М. До- налу [45], 5—7 —по Ф. К. Левину и Р. Д. Лин- ну [49]; б — повторяемость формы импульса (на сейсмограммах указаны порядковые но- номера взрывов); в — сравнение наблюденных (/) и расчетных B) импульсов
изводные смещения более высокого порядка. Импульс, полу- полученный в скв. 162, хорошо аппроксимируется выражением Берлаге при t^O. Для импульса такого вида характерен разрыв непрерывности п-то порядка и максимальны не первый, а сле- следующие экстремумы. Сопоставление наблюденных в различных средах импульсов с расчетными показывает, что они близки. Например, оба импульса в трех экстремумах и трех нулевых точках полностью совпадают (рис. 27, в). Импульс, зарегистри- зарегистрированный в скв. 42, более близок по форме к импульсу Риккера (рис. 27, а). Все производные теоретического импульса Риккера непрерывны, а его амплитуда быстро затухает во времени (из-за экспоненциального члена), поэтому длительность его практи- практически ограничена. Постоянство формы прямой волны позволяет контролировать сохранение условий возбуждения и особенно глубину погруже- погружения заряда. Требования к прямой волне определяются задачами исследований. При изучении динамики прямой волны, решении многих других задач физики распространения сейсмических волн в реальных средах прямую волну необходимо получать в виде короткого и простого импульса с широким спектром. Это может оказаться настолько решающим, что оправдывает в каждом конкретном случае проведение специальных экспе- экспериментов. Однако при других исследованиях целесообразнее и экономичнее получать падающую волну несколько более сложной формы, но без волн-спутников (см. рис. 6, a, /i=15, 20, 27 м). В этих случаях форма каждой отдельной волны на сейсмограмме будет более сложной, чем это можно было бы по- получить при простом импульсе прямой волны, однако структура всей сейсмограммы из-за существенно меньшего количества на ней волн окажется значительно проще. Невзрывное возбуж- возбуждение позволяет сохранить постоянство условий возбуждения значительно легче, чем взрывное. С развитием ПМ ВСП появилась возможность использовать поляризацию колебаний для получения новых данных о струк- структуре прямой волны. Уже первыми работами по развитию ПМ |9] было показано, что прямая волна, как правило, поляризо- поляризована не строго линейно. Полярная корреляция и регулируемый направленный прием по направлениям смещения (РНП I рода) показали, что основной причиной нелинейной поляризации им- импульса является его сложная структура, которая не всегда выявляется на записях Z составляющей. Анализ большого объема материалов ПМ ВСП, полученных в последние годы в различных сейсмогеологических условиях в рудных и нефтя- нефтяных районах, позволил более детально изучить структуру импульса прямой волны. Импульс прямой волны, наблюдаемый в скважине, часто сложный и может состоять из нескольких импульсов, различ- различным образом ориентированных в пространстве. Импульсы J20
уверенно выделяются в плоскости нулевых смещений предыду- предыдущих импульсов и часто имеют резкое вступление. Имеются импульсы, поляризованные как поперечные и как продольные колебания по отношению к волне Р. Времена запаздывания импульсов в разных работах не равны и заключены в интервале 0,005—0,025 с. Их интенсивность всего в 2—5 раз меньше интен- интенсивности импульса волны Р, а форма записи в различных ус- условиях неодинакова. Импульсы могут достаточно уверенно прослеживаться на сейсмограммах, полученных на вертикальных и уровенных про- профилях. Они хорошо повторяют форму импульса Р, но смещены во времени. Во многих случаях характерная симметричная форма импульса объясняется наложением импульсов в фазе. Рассмотрим материалы наблюдений. На сейсмограммах трехкомпонентной симметричной установки, приведенных на трех уровнях усиления (рис. 28, А, а), прямые волны имеют сравнительно простую форму. Однако на полярных сейсмограм- сейсмограммах (рис. 28, А, б) видно, что форма импульса сильно зависит от ориентировки составляющих колебаний в пространстве. На сейсмограммах РНП I рода (рис. 28, А, в) записи со- составляющих Р и Z приведены рядом. Форма волны на записи составляющей Р сравнительно простая, и импульс короткий. На составляющих, лежащих в плоскости нулевых смещений волны Р, где амплитуда первого экстремума зануливается, выделяются другие импульсы, смещенные по фазе по отноше- отношению к импульсу Р. Выделенные на полярных сейсмограммах колебания просле- прослеживаются вдоль вертикального профиля. Это видно по сводным для всей площади сейсмограммам составляющей Р (рис. 28, Б) и по записям следящих составляющих для импульсов Pi и Рг для разных скважин и разных пунктов взрыва. Пространственная система, отработанная на месторождении Жайрем, позволила получить данные на трех уровнях 240, 460 и 760 м. При этом ПВ располагались на земной поверхности по шести профилям, сходящимся к устью скважины. Длины основных профилей 1000 м, расстояние между соседними пунк- пунктами взрыва на профиле 50 м (рис. 29, а). На уровенных сейсмограммах Н = 240 м (рис. 29,6) на записи компоненты / трехкомпонентной установки первой по всему профилю регистрируется волна Р. На записях компоненты /// из близких ПВ A00—400 м) первый экстремум еще соответствует волне Р, однако из ПВ 450—750 м первым уже регистрируется импульс Рь смещенный по фазе относительно первой фазы волны Р. Это хорошо иллюстрирует сейсмограмма РНП I рода, полученная из ПВ 750 м (слева внизу). По стереограмме видно, что направление смещения в волне Р горизонтально (составляю- (составляющая 6), а плоскость нулевого смещения волны Р вертикальна. На записях составляющих 3, 18, Z, 21, III, лежащих в этой пло- 121
Рис. 28. Структура импульса прямой волны: А—наблюдения (импульсы 1—7) в отдельных точках вертикального профиля: а — ис- исходные сейсмограммы трехкомпонентной симметричной установки I—Ill на разных уров- уровнях усиления, о — обзорные полярные сейсмограммы, в — полярные сейсмограммы РНП I рода; Б — позиционные сейсмограммы ВСП составляющих Р и следящих составляющих импульсов Pi и Рг
а ПВШ0М ПШООп 2ZT- №7S0H Рис. 29. Наблюдения на уровенных профилях (Жайрем Казахской ССР): а —схема расположения ПВ; б —сейсмограммы уровенные и РНП I рода, полученные на глубинах 240 и 460 м
скости, четко видно, что вступление импульса Р не регистри- регистрируется, а регистрируется импульс Рь смещенный по фазе отно- относительно Р. Импульс этот уверенно прослеживается в интер- интервале профиля ПВ 450—750 м. На уровенном профиле Я = 460 м на сейсмограмме Z состав- составляющей уверенно прослеживается первая продольная волна в интервале ПВ 200—700 м. На сейсмограмме компоненты /// первая волна регистрируется только из близких ПВ B00— 450 м). Из ПВ 500—700 м, когда на компоненте /// первый экстремум волны Р не регистрируется, первым на сейсмограм- сейсмограммах регистрируется импульс Рь На сейсмограмме РНП I рода из ПВ 700 м, образованной составляющими 6, 13, III, 14, в плоскости нулевых смещений волны Р первое вступление волны Р не регистрируется, а со сдвигом фаз регистрируется импульс Рь Естественно, что направление смещения в им- импульсе Pi может не совпадать с плоскостью нулевых смеще- смещений в импульсе первой волны Р. Для импульса Pi приведены только его следящие составляющие. Следует отметить, что сложность импульсов прямых волн отмечалась и ранее. Экспериментальными работами А. Ф. Прось- кина A971 г.) было показано, что сложная форма прямой волны является результатом интерференции трех простых импульсов, имеющих практически одинаковую и типичную форму. В связи с малыми At между ними разделить их во времени не удалось. Предполагается, что импульсы порождены влиянием земной поверхности, находящейся вблизи взрыва. Серия последователь- последовательных импульсов аналогична импульсам, связанным с пульсацией газового пузыря в воде. Поэтому иногда допускается, что импульсы могут быть вызваны упругостью стенок взрывной скважины. Известно, что повторные удары чаще всего возни- возникают при взрывах в скважинах с камуфлетом или газовыми полостями, однако они наблюдались также в скважинах, не имеющих существенного утолщения ствола. К сожалению, все выводы эти базируются на записях только одной состав- составляющей Z и не могут в полной мере отразить сложность процесса формирования импульса прямой волны. Изучение структуры и формы импульса приобретает сейчас, помимо теоретического, большой практический интерес. Однако полученных данных недостаточно для понимания процесса образования и формирования прямой волны. Здесь необходимо изучать влияние условий возбуждения, условий приема и строе- строения среды в окрестности точек наблюдений. Для решения этих вопросов необходимо выполнить специальные эксперименты ПМ ВСП. В первую очередь особое внимание следует обра- обратить на технику измерений, реакцию снарядов и прижимных устройств, вибрацию колонн и др. Мы пока не можем исключить предположение, что описанная структура прямой волны в зна- 124
чительной степени связана с техникой измерений. Именно поэтому представляется важным обратить внимание на необхо- необходимость при изучении динамики прямой волны тщательно контролировать качество материалов. Глава VI ВСП В МЕТОДЕ ПРОДОЛЬНЫХ ОТРАЖЕННЫХ ВОЛН Метод отраженных волн (MOB) был и остается основным в комплексе геофизических методов разведки на нефть и газ. В настоящее время MOB является основным методом подго- подготовки структур к глубокому бурению. Однако с увеличением глубинности исследований и переходом во все более сложные районы эффективность метода существенно снижается. Большой объем работ ВСП, выполненных в самых различных по своему строению средах, показал, что практически во всех районах и на всех доступных наблюдениям глубинах в осадочных толщах имеются горизонты, с которыми были связаны достаточно ин- интенсивные отраженные волны. Однако выделить и проследить их на земной поверхности не удается из-за высокого уровня различных волн-помех, и в первую очередь многократных волн. Практически все способы совершенствования MOB за послед- последние 40 лет направлены на подавление многократных волн. Это в полной мере относится и к методу ОГТ, который в настоящее время является основным методом сейсморазведки отражен- отраженными волнами. Эффективность всех методов подавления многократных волн в значительной степени зависит от знания параметров, природы многократных волн и механизма их образования. Трудности изу- изучения многократных отраженных волн наземными наблюдени- наблюдениями заключается в том, что кинематические и динамические характеристики однократно-отраженных и многократно-отра- многократно-отраженных волн при наблюдениях по горизонтальному профилю практически очень мало различаются, а области регистрации волн совпадают. § 1. ПРОДОЛЬНЫЕ ОТРАЖЕННЫЕ И КРАТНЫЕ ВОЛНЫ За последние годы выполнен большой объем ВСП в самых разных районах. Результаты изучения отраженных волн ВСП можно сформулировать следующим образом. Отраженные и кратные волны являются основными типами волн, регистрирующихся в последующей части сейсмограмм на вертикальном и горизонтальном профилях. Доминирующие отра- отраженные и кратные волны приурочены к вполне определенным 125
элементам разреза (чаще всего это отдельные тонкие слои или пачки тонких слоев) и могут быть стратиграфически привязаны. Суммарные отраженные волны имеют значительно меньшую амплитуду и наблюдаются в средах со слабой скоростной диф- дифференциацией. В тонкослоистой среде формы отраженных волн могут суще- существенно отличаться от формы падающей волны и сильно зависят от частотного состава последней, а также от структуры отра- отражающей пачки. Длительность отраженной волны в этих усло- условиях резко увеличивается. Даже сравнительно небольшое изме- изменение формы падающего импульса может привести к существен- существенному изменению формы отраженной волны. Зависимость спектра коэффициента отражения от угла падения приводит к тому, что даже при неизменном импульсе падающей волны и сохране- сохранении структуры неоднородной пачки форма импульса отраженной, волны может изменяться с расстоянием. При детальном изуче- изучении процесса формирования отраженных волн аппроксимация неоднородной пачки однородным слоем не всегда возможна, ч. во многих случаях необходимо учитывать внутреннюю структуру пачек. Поскольку спектральная функция отражения более из- избирательна, чем преломления, отраженная волна при прохож- прохождении через тонкослоистую среду меняется меньше, чем при: отражении. Основное значение в формировании поля многократных волн имеют, как правило, границы, расположенные в верхней части разреза, и в первую очередь ЗМС. Даже одной или двух таких границ в разрезе может оказаться вполне достаточно, чтобы в значительной степени определить волновое поле как на земной поверхности, так и во внутренних точках среды. Основной поме- помехой при выделении полезных однократных волн являются ча- частично-кратные волны, претерпевшие промежуточное отражение на границах в ВЧР. В отдельных районах многократные волны могут образовы- образовываться на больших глубинах. Отражающей границей может быть также кровля фундамента даже при сравнительно глубоком ее залегании (например, около 7—9 км). Отсутствие регулярных волн на наземных сейсмограммах не является, как правило, признаком отсутствия отражающих горизонтов в разрезе. Очень сильное влияние на интенсивность кратных волн ока- оказывают отражающие свойства зоны малых скоростей. Подошва ЗМС является наиболее резкой границей в разрезе, и значи- значительная часть энергии, подходящей к земной поверхности, воз- возвращается ею снова в глубь среды. Доминирующие многократ- многократные волны претерпевают промежуточное отражение на подошве ЗМС. В условиях, когда скорость в ВЧР возрастает монотонно и ЗМС выражена нерезко, характерен сравнительно низкий уро- уровень многократных волн даже в тех случаях, когда в разрезе имеются сильные опорные границы. Отражения от земной по- 126
верхности отличаются по сравнению с отраженными от ЗМС меньшей интенсивностью и более низкочастотным составом. Подавляющая часть энергии на наземных сейсмограммах свя- связана с волнами, возникшими на границах в ВЧР. Даже в усло- условиях слабой скоростной дифференциации ВЧР и отсутствия рез- резких границ на наземных сейсмограммах может наблюдаться большое количество различных по своей природе волн-помех. Основное значение среди них имеют продольные и поперечные рефрагированные и кратные им волны. Присутствие этих волн объясняется наличием в среде вертикального градиента скоро- скорости, а также возбуждением при обычных взрывах поперечных волн, интенсивность которых в отдельных случаях выше или со- соизмерима с интенсивностью продольных волн. Поверхностные волны быстро затухают при удалении от зем- земной поверхности и на глубине около одной длины волны на сей- сейсмограммах ВСП практически не выделяются. Следует учиты- учитывать преобразование части энергии объемных волн во вторич- вторичные поверхностные волны и поверхностных волн в объемные. Такое преобразование мало изучено. Необходимы дальнейшие специальные исследования по изучению волновых полей, свя- связанных с ВЧР, и их влияния на наземные сейсмограммы. Изучение параметров отраженных и кратных волн позволяет в каждом конкретном случае объективно оценить возможности и эффективность различных способов подавления многократных волн и выбрать оптимальные системы наблюдения. ОТРАЖЕННЫЕ И КРАТНЫЕ ВОЛНЫ В НЕКОТОРЫХ ТИПАХ РАЗРЕЗОВ Возможности ВСП при изучении отраженных и кратных волн проиллюстрируем примерами наблюдений в двух типах скоро- скоростных разрезов: в разрезах с тонкими слоями повышенной ско- скорости и высокоскоростных карбонатных разрезах с прослоями низкоскоростных терригенных отложений. Разрезы с тонкими слоями повышенной скорости. Рассмот- Рассмотрим наблюдения на Старо-Минской площади, где в разрезе имеется несколько тонких слоев. Первый слой (Я = 270 м), пред- представленный песчаником с Ур = 2500 м/с и мощностью 11 м, рас- расположен в градиентной толще песчано-глинистых отложений со скоростью уСр=1800 м/с (рис. 30). Второй слой — пачка тонких прослоев известняка, чередующихся с терригенными отложе- отложениями палеоценового возраста, залегает в песчано-глинистых породах на глубине 1330—1334 м (граница 3 на рис. 30). Наличие в ВЧР двух выдержанных по площади тонких слоев с большим перепадом скоростей оказывает решающее влияние на волновое поле, наблюдаемое как на наземных сейсмограм- сейсмограммах, так и во внутренних точках среды. Наблюдениями на боль- больших глубинах вне области регистрации многократных волн были 127
выявлены отраженные волны, связанные с горизонтами, пред- представляющими геологический интерес. Эти волны на наземных сейсмограммах не выделяются. Применение частотной селекции позволило увеличить глубинность исследований. Для наземных сейсмограмм (вертикальной составляющей) характерно большое количество регулярных волн, следующих непрерывно друг за другом ^практически на всем времени реги- регистрации iXao 4 cjt- Определение природы волн на наземных сейсмограммах и выделение однократных отраженных волн, связанных с боль- большими глубинами, осуществлялось по материалам ВСП. По графикам амплитуд составляющей Z прямой, отражен- 600 800 1000 1200 1330 Нп' 20 40 60 80 —i—i—i—i—i—i—r~ 10 12 ~l—i—I—г /4 16 18 -i—i—i—i—i— 20 22 24 26 28 30 А,н ft —i—i—i—i—i—i—i—i—i—i—i Рис. 31. Графики изменения амплитуд Z составляющей колебаний с глубиной для прямой Р, отраженной РР3 и кратной РР30 волн (ПВ 100 м) ной и кратной волн вдоль вертикального профиля (рис. 31) можно сделать следующие выводы. 1. Амплитуды всех волн меняются плавно. Амплитуда пря- прямой волны на интервале глубин от 800 до 1200 м убывает при- примерно на 30 %. 2. При отражении амплитуды волн меняются скачкообразно. Сопоставление амплитуд и спектров падающей и отраженной волн позволяет определить коэффициент отражения (см. рис. 97). 3. Интенсивность кратных волн резко убывает с увеличением номера кратности. Однако каждая многократная волна домини* рует в узком интервале времени. Особый интерес представляют частотные особенности крат- кратных волн на вертикальном профиле (рис. 32). Наиболее высоко- высокочастотными являются волны из ближнего пункта взрыва. С уве- увеличением расстояния от источника и глубины точки наблюдения частота записи уменьшается, но незначительно. Сопоставление преобладающих частот волн различной крат^ ности позволяет сделать следующие выводы. 9 Заказ № 201 129
1. Для всех пунктов взрыва волны разной кратности имеют разные преобладающие частоты (см. рис. 32). Самой высоко- высокочастотной является прямая волна с видимой частотой 70 Гц. С увеличением номера кратности преобладающая частота коле- колебаний уменьшается. При отражении волн от границы происхо- О 10 20 30 40 50 60 70 tO 90Щ о ш 600 600 700 800 300 1000 1100 1200 J300 1U00 20 20 BOf,T\i, а 600 too чооо 1200 1400 1600 1800 2000 2200 Рис. 32. Графики преобладающих частот (скв. 20, Старо-Минская): а —для первой волны: ПВ 100 м (/), 600 м B), 1200 м C), 2500 м D)-, б — для прямой и отраженной волн различной кратности; в — для двукратно-отраженной волны: ПВ 300 м A), ПВ 800 м B), ПВ 1200 м C) дит скачкообразное изменение преобладающей частоты. В про- процессе распространения отраженных волн между границами на интервале наблюдений в 750 м видимая частота изменяется плавно. 2. Изменение частот кратных волн в зависимости от расстоя- расстояния / невелико, и с удалением от источника преобладающая частота волн уменьшается незначительно. Помимо основных кратных волн на сейсмограммах имеется большое число различного типа суммарных кратных волн, обра- образовавшихся в результате интерференции. На интервале времени 1—4 с ничего, кроме кратных волн от двух тонких слоев, насей- 130
смограммах выделить не удается. Таким образом, наличие в разрезе двух тонких слоев с повышенной скоростью сыграло решающую роль в формировании волнового поля и на сейсмо- сейсмограммах горизонтального профиля не удается выделить ни од- одной волны, связанной с глубокими границами. о е „_. /о го зо 40 so so 70 so 90 f,fu, 60 f, Гц 20 40 6BfJ\i, 20 П8 800М 500 BOO 700 800 900 WOO 1100 1200 1300 1400 Наблюдения ВСП на больших глубинах позволили выявить волны, отраженные от глубоких границ. Наиболее устойчивые из них связаны с двумя границами, залегающими на глубинах 1850 и 2310 м. Поскольку волна, отраженная от границы на глу- глубине Я=2310 м, представляет большой геологический интерес, были выполнены специальные эксперименты с целью оценки воз- возможности ее выделения и прослеживания на вертикальном про- профиле в области регистрации многократных волн. Изучение спектров отраженных и кратных волн показало целесообраз- целесообразность применения частотной селекции для подавления много- 9* 131
кратных волн. В связи с тем что коэффициент отражения от тон- тонкого слоя (граница 3 на рис. 30), с которым связаны основные кратные волны, имеет максимум в интервале частот 45—55 Гц (см. рис. 97), волны, связанные с кровлей юрско-триасовой толщи, были выделены и прослежены в области более низких частот. На сейсмограмме (рис. 33) отраженная волна РР от кровли юрско-триасовой толщи на низких частотах уверенно прослежи- прослеживается на участке профиля, перекрывающем область регистра- регистрации многократных волн. Ви- Видимая частота ее на записи около 12—14 Гц. Следует отметить, что переход в область низких частот не всегда позволяет ослабить кратные волны и улучшить условия корреля- корреляции отраженных волн. Боль- Большой объем ВСП в условиях Московской синеклизы, для которой характерен высоко- высокоскоростной тонкослоистый разрез с сильной скоростной дифференциацией в ВЧР и слабой дифференциацией на -больших.глубинах, показал, что переход в область высо- высоких частот улучшает усло- условия- выделения отраженных волн, связанных с додевон- скими отложениями на больших глубинах. Причем структура волнового поля, относительная интенсивность отдельных волн и интервалы их регистрации существенным образом зависят от диапазона регистрируемых частот. Это не относится к кровле кристаллического фундамента, отраженная волна от которой лучше прослеживается в диапазоне более низких частот. Высокоскоростные карбонатные разрезы с прослоями низко- низкоскоростных терригенных отложений. Рассмотрим волновую кар- картину, характерную для Русской платформы. Известно, что сей- смогеологические условия Саратовского и Волгоградского пра- правобережья Волги оказались настолько сложными, что, несмотря на большой объем работ, эффективность сейсмических исследо- исследований терригенных отложений девона, представляющих основ- основной геологический интерес, длительное время оставалась недо- недостаточной. Учитывая это, необходимо было изучить причины от- отсутствия отраженных волн на земной поверхности, используя вогможности ВСП. Наблюдения, выполнявшиеся практически на кровле терри- генной толщи девона (на глубинах до 2700 м), показали, что 132 Рис. 33. Отраженная волна РР, зареги- зарегистрированная низкочастотной аппара- аппаратурой
во внутренних точках среды, несмотря на сложность волнового поля, могут быть выделены волны, отраженные от нескольких границ в терригенной толще. Условия их регистрации на верти- вертикальном профиле неблагоприятны из-за интерференции с боль- большим числом падающих волн. Эти волны были прослежены по уровенным профилям, где волновое поле проще, чем на земной поверхности. Рис. 34. Сейсмограмма ВСП, иллюстрирующая отраженные и кратные волны от глубоких границ в осадочной толще (ПВ 70 м, скв. 90, Кудиновская) На глубоких границах образуются не только отраженные, но и большое число многократно-отраженных. волн (рис. - 34). По существу, все падающие волны (а их на сейсмограммах очень много) отражаются на глубоких границах и возвращаются к земной поверхности. Из-за обилия волн все они находятся в области взаимной интерференции. Однократно-отраженные волны, связанные с осадочной толщей, отличаются более высо- высокой частотой. Интенсивная низкочастотная волна РР, по-види- по-видимому, является отраженной от кристаллического фундамента, расположенного на глубине 3400 м. § 3. ВОЛНОВОЕ ПОЛЕ, СВЯЗАННОЕ С ВЕРХНЕЙ ЧАСТЬЮ РАЗРЕЗА ВЧР является наиболее неоднородной частью разреза и в ней, помимо кратных волн, образуется много волн других ти- типов, которые обладают большой интенсивностью и от которых существенным образом зависит эффективность наблюдений MOB. 133
Поэтому изучение природы волн, образующихся в ВЧР, пред- представляет не только научный, но и большой практический ин- интерес. Рассмотрим волновые, поля, связанные с ВЧР для двух .вариантов строения ВЧР: с резкой границей и со слабой ско- скоростной дифференциацией. Такое строение характерно для мно- многих районов. ВЧР с резкой границей. Во многих районах ВЧР содержит одну или несколько резких границ, например, для Русской плат- платформы такой границей является кровля палеозоя, на которой терригенные отложения сменяются карбонатными. Граница устойчива на огромной площади, однако глубина ее залегания неодинакова и колеблется в интервале нескольких сотен метров. Комбинированная система, состоящая из горизонтального и восьми вертикальных профилей, отработана в интервале рас- расстояний от 0 до 2000 м. Наблюдения в специально пробуренной скважине, вскрывшей кровлю палеозоя на глубине 374 м, про- проводились трехточечным (Z составляющая) зондом и трехком- понентной симметричной установкой. Горизонтальный профиль отработан трехкомпонентными установками XYZ. Выполненные наблюдения показали, что основными элементами разреза, опре- определяющими структуру волнового поля, являются подошва зоны малых скоростей (Я = 16 м), где происходит резкий скачок ско- скоростей с 560 до 1800 м/с и кровля палеозоя (Я = 374 м) со скачком скоростей от 1880 до 4000 м/с. Песчано-глинистая толща, заключенная между этими границами, по продольным и поперечным волнам расчленена слабо. В разрезе выделяются еще два тонких прослоя песчаника со сравнительно небольшими перепадами скоростей. ¦• . . ..-.„¦-.. .. - Остановимся подробнее на характеристике начальной части сейсмограммы, где волны еще не полностью интерферируют друг с другом. Из ближних пунктов взрыва (ПВ 40 и 200 м) первой на сейсмограммах ВСП регистрируется прямая падающая волна, а за ней — серия кратных отраженных волн, связанных с гра- границами в верхней части разреза (рис. 35). С увеличением / волновая картина в начальной части записи усложняется. Из ПВ 400 м прямая волна на участке профиля, непосредственно примыкающем к кровле палеозоя (Я = 360—380 м), сменяется в первых вступлениях преломленной волной. С увеличением рас- расстояния (ПВ 500, 750 м) область регистрации в первых вступ- вступлениях преломленной волны увеличивается (Я = 230—380 м). В начальной части записи преломленные, прямые и запре- запредельно-отраженные волны интерферируют. Составляющие Z запредельно-отраженных волн достаточно интенсивны, и на их фоне прямая волна почти не выделяется. • Из ПВ 1000 и 1500 м первой на всем вертикальном профиле регистрируется волна, преломленная в палеозое. Прямая волна не выделяется. Запредельно-отраженная волна обладает боль- 134
шой интенсивностью. С дальнейшим увеличением / (ПВ 2000 м) в начальной части сейсмограмм увеличивается интервал, зани- занимаемый преломленными волнами, а область регистрации запре- запредельно-отраженной и связанных с нею кратных волн смещается на большие времена. 2,0 t,C Рис. 35. Сейсмограммы ВСП (скв. 90 а, Кудиновская) Таким образом, наличие резкой границы раздела в ВЧР при- приводит к образованию на близких расстояниях совокупности от- отраженных и кратных волн, связанных с прямой волной. На боль- больших расстояниях источником интенсивных вторичных волн в на- начальной части записи является в основном преломленная волна по кровле палеозоя. Прямая же волна, распространяющаяся с малой скоростью, образует свою совокупность вторичных и кратных волн в последующей части записи. 1ЯК
ЩЩЩёШМ МШШШ мштшшшшж с и S ю U
На площади, где кровля палеозоя расположена на глубинах около 1000 м, прослеживаются однократные, полнократные и частично-кратные отраженные волны, связанные с основной и промежуточной границами (рис. 36). Эти волны доминируют Рис». 37. Сейсмограммы фиксированных составляющих, иллюстрирующие отра- отражение от земной поверхности (ПВ 560 м) на наземных сейсмограммах, почти полностью занимая весь ин- интервал регистрации. Сложные волновые поля, характерные для ВЧР, обусловли- обусловливают целесообразность применения ПМ ВСП. По сейсмограм- сейсмограммам различных составляющих колебаний видно (рис. 37), что 138
в ВЧР регистрируется сложное волновое поле, образованное наложением большого числа волн различных типов. Первая продольная волна уверенно прослеживается на составляющих Р и X. Продольные отраженные волны в начальной и последую- последующих частях записи уверенно прослеживаются на составляющих R, Z, 17. Обменные отраженные волны занимают всю началь- начальную часть записи составляющих Р, 12, X. Прямые поперечные волны оптимально регистрируются на составляющих R, Z, 17. Отраженные поперечные волны в последующей части записи регистрируются составляющими Р, Y. ВЧР со слабой скоростной дифференциацией. Сильное влия- влияние ВЧР на волновое поле наблюдается даже при отсутствии резких границ в условиях градиентной среды или среды со сла- слабой скоростной дифференциацией. Проиллюстрируем это мате- материалами наблюдений в Средней Азии, где для обширных обла- областей прогибов, сложенных терригенными отложениями, харак- характерно монотонное нарастание скорости с глубиной и отсутствие резких границ. В большинстве районов ВЧР представлена сверху лёссовидными суглинками, сменяющимися конгломе- конгломератами с отдельными линзами' и тонкими прослоями глин, га- галечников, песка и алевролитов. Значения скоростей продольных волн для различных районов изменяются в ЗМС от 400 до 700 м/с, в подстилающей зону толще — от 1200 до 2000 м/с. Начальная скорость градиентной части разреза заключена в интервале значений 2100—3100 м/с. Верхняя часть разреза по скоростям поперечных волн не рас- расчленена; значения скоростей волн плавно увеличиваются с глу- глубиной (от 800—900 м/с на глубине 50 м, до 1000—1100 м/с на глубине 200 м). Отношение скоростей продольных и попереч- поперечных волн для градиентной толщи изменяется от 2,5 в верхней части до 2,0 на глубине 400—500 м. С увеличением глубины это отношение изменяется мало. Коэффициент р нарастания скоро- скорости продольных волн при линейном законе для различных рай- районов приблизительно равен 0,001 м~!. Для поперечных волн § = 0,0015 м-V Детальные системы наблюдений в вертикальной плоскости (см. гл. III) позволили для каждой из основных групп волн оконтурить область их существования и построить поля времен. Наблюдения ПМ ВСП выполнялись трехкомпонентной симмет- симметричной установкой сейсмоприемников с собственной частотой 15 Гц. Для наземных сейсмограмм характерно наличие большого числа четко выраженных групп колебаний, которые по време- временам прихода, значениям кажущихся скоростей, видимым часто- частотам записи и другим параметрам разделены на три группы. Волны I группы регистрируются вертикальными и горизон- горизонтальными сейсмоприемниками и образуют первые вступления и начальную часть сейсмограмм (рис. 38—40). 139
Рис. 38. Сейсмограмма по горизонтальному профилю (а) и годографы трех до- доминирующих групп (/—///) волн-помех (б) (Каптут Узбекской ССР) Годограф первой волны представляет собой плавную кривую. Смены волн в первых вступлениях вдоль профиля выявляются только в непосредственной близости от ПВ E0—100 м). С уве- Таблица 4 личением I значения кажущихся скоростей первых волн увели- увеличиваются (табл. 4). Для последующих волн значения кажу- кажущихся скоростей уменьшаются. . - > Интенсивность волн I группы на наземной сейсмограмме Z составляющей наименьшая (рис. 38, а). Частоты волн вблизи пункта взрыва колеблются для различных районов в пределах 50—80 Гц и постепенно уменьшаются с удалением от пункта взрыва (примерно до 30 Гц на расстоянии 3000 м). Видимые частоты первой волны с увеличением глубины уменьшаются от 70 (Я =150 м) до 50 Гц (Н =1265 м) "(рис. 39). Линейная поля" J41
0,2 0,S 0,6 t, С Рис. 39. Сейсмограммы составляющих трех- компонентной симметричной установки (Ай- ритан Таджикской ССР) 142
о.
тоты волн с глубиной изменяются очень мало. Видимая диспер- дисперсия отсутствует. Вблизи пунктов взрыва интенсивности волн II группы на сейсмограммах составляющей Z превышают интенсивности волн ;1 группы примерно на порядок. На расстоянии около 2—3 км они почти одинаковы (рис. 38, а, 41). На малых глуби- глубинах интенсивность волны II группы примерно в 3—4 раза больше интенсивности волны I группы. На глубине 1200 м ин- интенсивности обеих групп волн практически одинаковы (рис.39). 0,1 Р Рис. 41. Сейсмограммы трехкомпонентной симметричной уста- установки по уровенному профилю (#=200 м, Акбель Таджикской ССР) Форма записи устойчиво сохраняется вдоль вертикального про- профиля. Для волн II группы в отличие от волн I группы отмечена зависимость частоты записи от массы заряда. Так, при измене- изменении массы заряда от 0,5 до 16 кг частота записи при / = 300— 400 м изменялась от 35 до 25 Гц. Соответственно изменялось отношение интенсивности волн II и I групп от 2 при заряде 0,5 кг до 12 при заряде 16 кг. При наблюдениях во внутренних точках среды волны II Труппы зарегистрированы повсеместно на всех доступных глубинах. Анализ материалов ВСП показал, что II группа представлена прямыми, поперечными и кратными волнами. Волны III группы сильно зависят от строения ЗМС. На на- наземных сейсмограммах волны III группы представляют собой веерообразно расходящиеся сильно диспергирующие колебания (рис. 38, 40). Кажущиеся скорости изменяются от 1000 м/с в на- 144
чальной части до 200 м/с в хвостовой части цуга и с увеличе- увеличением расстояния несколько увеличиваются. Преобладающие ча- частоты записи в начальной части 10 Гц, в хвостовой — 40 Гц. Волны поляризованы в вертикальной плоскости. Для волн III группы характерно резкое уменьшение интен- интенсивности с глубиной, на глубине около 40 м они уже практиче- практически не выделяются (рис. 40). Причем высокочастотные состав- составляющие затухают быстрее. С увеличением глубины ширина спектра уменьшается и он смещается в область более низких частот. На большие глубины проникают более длинные волны. Мощность слоя, в котором практически регистрируются волны III группы, составляет примерно 3U длины волны. Волны III группы являются поверхностными волнами Релея. Следует отметить, что поле низкоскоростных и низкочастотных волн-помех может быть образовано различными гармониками поверхностных волн Релея с фазовыми скоростями, изменяю- изменяющимися в пределах от скорости Релеевской волны на земной поверхности до максимальной скорости поперечных волн в среде. Интенсивность этих волн на наземных сейсмограммах определяется частотой, номером гармоники, глубиной и типом источника. Причем наиболее интенсивными являются высшие гармоники, интенсивность которых в отличие от основной гар- гармоники слабо затухает с глубиной. Кроме этих трех основных групп волн, на сейсмограммах имеются менее интенсивные регулярные волны-помехи, которые удается выявить только после «снятия» доминирующих волн, а также нерегулярный фон помех. Аналогичная волновая кар- картина характерна для многих районов Антарктиды. Изучение свойств волнового поля позволило получить сведе- сведения, необходимые для расчета оптимальных систем наблюде- наблюдений. Для увеличения эффективности сейсморазведки в адырных" условиях целесообразно применить поляризационный метод с од- одновременным использованием продольных и поперечных волн. § 4. ИЗУЧЕНИЕ ВОЛНОВОГО ПОЛЯ В РУДНЫХ РАЙОНАХ Особое значение наблюдения ВСП приобрели в рудной гео- геологии. Высокоскоростные и слабодислоцированные среды, кру- крутонаклонные и сложной формы границы раздела обусловливают очень сложные волновые поля, характерные для рудных райо- районов. В этих условиях анализ волнового поля по наземным наб- наблюдениям связан с большими трудностями и во многих случаях вообще не может быть выполнен однозначно. Это в первую оче- очередь относится к начальной части сейсмограммы, поэтому ВЧР (до 1000—1500 м), представляющая основной геологический ин- интерес, сейсморазведкой освещается, очень плохо. Все перечислен- перечисленное в значительной степени объясняет столь медленное внедре- внедрение сейсморазведки в рудную геологию. 10 Заказ № 201 145
Рис. 42. Сейсмограммы ПМ ВСП, полученные на рудном место а — набор фиксированных составляющих; б — стереограммы следящих составляющих волна Р, 2 — волны (восходящие и падающие) со скоростями, близкими к скорости отраженные волны от вертикальных контактов с положительными
. рождении Жайрем (ПВ 660 м, скв. 3106, по Р. Н. Хайрутдинову): волн разных типов на вертикальном (/) и наземном (//) профилях: / — пер первой волны, 3, 4 — отраженные волны с малыми и большими скоростями, 5, и отрицательными скоростями; 7—обменные волны (рис. б см. далее) 10*
Продолжение рис. 42 Наличие большого количества скважин и сравнительно не- небольшие глубины, обычно характерные для рудных месторожде- месторождений, способствуют применению ВСП. Технические трудности связаны в основном с малыми диаметрами скважин. Большой объем работ (более 10 000 м) ВСП в скважинах диаметром 59 мм в Хибинах (А. Б. Роллер, А. Л. Ронин, 1974 г.) позволил детально изучить волновые поля и выделить отраженные волны (продольные, поперечные и обменные), связанные с различными петрографическими разностями щелочных пород массива. Применение ПМ ВСП открыло новые возможности сейсмо- сейсморазведки в рудной геологии [9]. Опыт развития и применения ПМ ВСП, накопленный в течение последних 8—10 лет, позволил сформулировать некоторые особенности волновых полей, наб- наблюдаемых в рудных районах. Зарегистрировано большое количество отраженных волн, свя- связанных как с литологическими границами, так и с тектониче- тектоническими нарушениями. Однозначно определить природу отражаю- отражающих границ без детальных наблюдений ПМ ВСП не всегда воз- возможно. На сейсмограммах ПМ ВСП выделяются и прослежи- прослеживаются отраженные волны разных типов, связанные с одними и теми же границами, как субгоризонтальными, так и субверти- субвертикальными. Для определения природы волн, связанных с верти- вертикальными границами, помимо данных кинематики, необходимо иметь еще данные о поляризации волн. Для картирования суб- субвертикальных границ данные ПМ ВСП во многих случаях могут оказаться более благоприятными, чем данные наземных наб- наблюдений. 148
Ориентировка следящих составляющих волн разных типов в основном соответствует направлению подхода волн, что позво- позволяет во многих случаях опознать и исключить из рассмотрения боковые волны, которые при интерпретации их в вертикальной плоскости сильно искажают разрез. Такие разрезы обычно пред- представляют собой семейство секущихся границ, геологическая интерпретация которых чревата возможными грубыми погреш- погрешностями. Большой объем наблюдений ПМ ВСП выполнен на железо- марганцевом и барий-полиметаллическом месторождении Жай- рем, расположенном в Жаильминской синклинали. Для района характерно исключительно сложное волновое поле с большим числом волн различных типов и с различными кажущимися ско- скоростями. Проиллюстрируем его анализом материалов ПМ по вертикальному и наземному профилям, полученных из одного ПВ. По сейсмограммам фиксированных составляющих (рис. 42, а) видно, что на различных составляющих регистри- регистрируются разные волны, области следящих составляющих кото- которых заполняют практически все пространство (рис. 42, б). Наи- Наиболее сложное волновое поле зарегистрировано на Z составляю- составляющей. Анализ записей других составляющих позволяет выделить различные волны: продольные отраженные РР с большей или меньшей кажущейся скоростью, отраженные от вертикального контакта волны РРВк, обменные отраженные и проходящие волны PS. Области прослеживания соответствующих волн хо- хорошо увязываются по вертикальному и наземному профилям (рис. 42, б), отработанным с одного ПВ. Области прослеживания продольных прямой Р и отражен- отраженных РР волн располагаются вблизи лучевой плоскости. Значи- Значительными азимутальными отклонениями характеризуются волны РР с большой кажущейся скоростью на вертикальном профиле, волны РРВК и волны PS. Поэтому последние хорошо коррелируются на составляющей Y (рис. 42, а). Ориентировка областей следящих составляющих для отраженных продольных волн, связанных с субгоризонтальными границами, в значитель- значительной степени зависит от наличия волн-помех. Доминирующие по интенсивности волны РРВк и PS хорошо прослеживаются на компонентах, соответствующих направлениям их распростра- распространения. § 5. ВЛИЯНИЕ ВЧР И ЗМС НА ПОЛЕ ОТРАЖЕННЫХ И КРАТНЫХ ВОЛН Существенное значение в формировании волнового поля имеет ВЧР, которая содержит сильные границы раздела, и в пер- первую очередь ЗМС и земную поверхность. По всем параметрам ЗМС обычно резко отличается от подстилающих пород для продольных волн и слабо для поперечных волн. Коэффициент 149
затухания волн Р в ЗМС примерно на два порядка выше, чем в подстилающих породах. Для поперечных волн значения коэф- коэффициентов близки. ЗМС для проходящих продольных волн пред- представляет собой низкочастотный фильтр с максимумом в диапа- диапазоне частот 30—40 Гц. Приведенные параметры типичны для многих платформенных районов. а Рис. 43. Сейсмограммы а — ЗМС не является резкой отражающей границей (Потварский прогиб, Западный ляется сильной отражающей гра Влияние ЗМС и земной поверхности. Влияние ЗМС на сей- сейсмическую запись часто недооценивается. Если поглощающие свойства ЗМС мало влияют на частотный состав волн, связан- связанных с большими глубинами или зарегистрированных на боль- больших расстояниях, то отражающие свойства ЗМС.и земной по- поверхности могут оказывать решающее влияние на количество волн и структуру всей сейсмограммы. Земная поверхность и 150
подошва ЗМС являются, как правило, наиболее резкими грани- границами в разрезе. На подошве ЗМС скорости могут изменяться в 3—4 раза, и с ней связаны наиболее интенсивные отраженные волны. Отражающие свойства ЗМС проявляются в первую очередь в образовании волн-спутников, которые могут сильно осложнить t. с ВСП (составляющая Z): Пакистан [39]); б —в условиях моря (скв. 1, Голицинская, Черное море); в — ЗМС яв- ницей (Степной Крым, по А. Н. Амирову) запись первой падающей волны (см. гл. III, V). Однако основ- основное влияние отражающих свойств ЗМС и земной поверхности проявляется в образовании полнократных и частично-кратных волн. В случае, когда подошва ЗМС является резкой границей, кратные волны могут быть соизмеримы по интенсивности с от- отраженными волнами даже при отсутствии в разрезе опорных от- 151
ражающих границ. В то же время, когда подошва ЗМС выра- выражена не резко, относительная интенсивность кратных волн уменьшается даже при наличии опорных отражающих границ в разрезе, и на сейсмограммах доминируют однократные волны. Следует отметить, что влияние ЗМС на поле кратных волн сильно зависит от частотного состава волн. Для длиннопериод- ных волн, которые «не замечают» зоны, основной отражающей границей является земная поверхность. Это, в частности, имеет место в сейсмологии. В случае, когда подошва ЗМС не является сильной отра- отражающей границей, на вертикальном профиле в основном реги- регистрируются восходящие отраженные волны, возможность про- прослеживания на земной поверхности которых определяется во многом наземными условиями, в том числе рельефом (рис. 43, а). Однако, как правило, подошва ЗМС является очень резкой границей. В этом отношении особый интерес представляют наб- наблюдения на море, где сама поверхность воды является идеаль- идеальной отражающей границей. Здесь практически вся энергия отра- отражается в глубь среды, и на сейсмограммах ВСП регистрируются в основном падающие волны (рис. 43, б). На сейсмограмме, полученной при таком же разрезе, но на суше, количество па- падающих волн значительно меньше и могут быть выявлены отра- отраженные волны (рис. 43, в). В качестве иллюстрации отражения от земной поверхности приведены сейсмограммы двух составляющих локальной си- системы координат R и Р, полученные в ВЧР (рис. 37) по не- лродольному профилю. Все продольные и обменные волны, па- падающие на земную поверхность, отражаются в глубь среды. С увеличением мощности ЗМС интенсивность кратных волн уменьшается, что связано с уменьшением скачка скоростей на подошве ЗМС. Эта закономерность наглядно видна при сопо- сопоставлении карт мощности ЗМС и уровня кратных волн, по- построенных по данным ВСП для Северо-Западного Предкав- Предкавказья (рис. 44). Количественные зависимости между параметрами ЗМС и параметрами связанных с ЗМС кратных волн определяются спектральными характеристиками ЗМС. В связи с этим изуче- изучение параметров ЗМС является важным для понимания меха- механизма образования и характеристики кратных волн. Наблюде- Наблюдения в мелких скважинах позволяют изучать восходящие и па- падающие волны и по ним определять параметры ЗМС и интен- интенсивность кратных волн. От относительного расположения резких границ раздела в ВЧР сильно зависит волновое поле. При наличии в ВЧР одной или двух резких близко расположенных границ глубокие отра- отражения прослеживаются только до верхних отражающих границ, где их корреляция нарушается интерференцией (рис. 45). Вол- Волновое поле этого типа очень характерно для многих районов, 152
Рис 44. Интенсивности многократных волн (а) и изменения мощности h 3MC (б) на территории Северо-Западного Предкавказья (по И. М. Музыке и др., 1971 г.): 1—5 —районы соответственно с высоким (А<15 м), средним (А—15—30 м) и низким (А> >30 м) уровнем кратных волн; 4 — границы структур I порядка; 5 — платформенные- прогибы; 6 — глубокие скважины
причем глубины залегания верхних отражающих границ обычно составляют 200—600 м. Ниже этих границ корреляция волн значительно облегчается. Аналогичные поля можно получить также в соленосных толщах, перекрытых сильно нарушенными Рис. 45. Сейсмограммы ВСП по продольным G) и непродольным (II) профи- профилям Варшавского синклинория: а — скв. I, Лсмбе-Велке; б — скв. 3, Лсбе [39] ютложениямиг"затрудняющими корреляцию от глубоких- гори- TDR • ., Отражающие и поглощающие свойства ЗМС и ВЧР. ЗМС представляет собой фильтр низких частот, спектральные характе- характеристики которого определяются строением и свойствами ЗМС, -причем в отдельных случаях фильтрующее действие ЗМС столь сильно, что может быть сопоставимо с влиянием всего разреза. .154
Для увеличения разрешающей способности MOB при наземных наблюдениях целесообразно компенсировать фильтрующее дей- действие ЗМС. Однако для этого необходимо, помимо скоростей и мощностей, изучать также отражающие и поглощающие свой- свойства ЗМС и ВЧР, и в частности их спектраль- спектральные характеристики. Применение ПМ МСК позволяет получать све- сведения о скоростях не только продольных, но и поперечных волн. Значи- Значительно большие трудности возникают при определе- определении коэффициента погло- поглощения. Это объясняется тем, что при использова- использовании прямых волн по на- наблюдениям в мелких сква- скважинах регистрируются существенно более высо- высокочастотные волны, чем волны, проникающие на большие глубины. Для определения скоростей это не существенно, так как дисперсия скоростей про- продольных волн в сейсмиче- сейсмическом диапазоне частот мала. Однако коэффици- коэффициент затухания а сильно зависит от частоты, при- причем эта зависимость пока мало изучена, поэтому ве- величину а необходимо опре- рабочем диапазоне частот. _ Кроме того, эффективный коэффициент затухания а, характеризующий затухание энергии в неоднородных средах, зависит от направления распростране- распространения (в связи с учетом направлений прохождения волн через гра- границы), и его необходимо определять с учетом типа волны. Наиболее достоверные данные о ЗМС могут быть получены при изучении волн-спутников прямой волны. При наземных наб- наблюдениях волны-спутники прямой волны не регистрируются* а спутники отраженных волн регистрируются в последующей части записи на фоне помех. При ВСП волны-спутники прямой 155
волны примыкают непосредственно к первой волне, что суще- существенно повышает точность определения коэффициента отраже- отражения. Однако изучение отражающих свойств ВЧР наблюдениями непосредственно в ВЧР связано с большими трудностями, кото- которые обусловлены: 1) малыми глубинами и потому высоким уровнем поверхностных волн, 2) малым интервалом регистра- регистрации отраженной волны. Большие возможности изучения поглощающих и отражаю- отражающих свойств ВЧР открываются с использованием методики ва- вариаций глубин зарядов ВГЗ [5]. При этом наблюдения на боль- больших глубинах позволяют избежать перегрузок каналов при сравнительно больших зарядах, а также смещать пункты взрыва б 0,2 ОЛ 0,6 0,81,0 0.2 ОЛ °>6 °>8Jf Асп Л! OJ Of °- /У, Ml Рис 46. Пример определения коэффициента отражения К от подошвы ЗМС по данным ВГЗ на площадях Памук (а) и Гумбулак (б) от устья скважины без существенного изменения направления подхода волны и прослеживать прямую волну и волны-спутники на больших интервалах профиля. Определение величин а и k в ВЧР производилось при фиксированной глубине точки приема в интервале глубин 800—1500 м и изменении глубины взрыва за- зарядов, близких к применяемым в MOB. Прямая волна и волна- спутник хорошо видны на сейсмограмме (см. рис. 26 а, г). Их фазы уверенно отождествляются (с учетом обращения фаз). Наклон графика относительных амплитуд волны-спутника и прямой волны в функции глубины взрыва, построенного в полу- полулогарифмическом масштабе, позволяет определить среднее зна- значение а, а отрезок, отсекаемый графиком на оси абсцисс,— средние значения коэффициента отражения k. На рис. 46 приве- приведены графики изменения величин а и k. Для различных участ- участков площади Памук величины К от земной поверхности равны 0,50±0,03 и 0,70; максимальное в ЗМС для площади Памук а'= A,6±0,2)-10~2 м-1, для площади Уртабулак а' = B,0± 156
drl,0)«10~2 м~'. По отраженным волнам в приповерхностных коренных породах на площади Памук а'= B,5±1,5) • 10~3 м~!. Коэффициент поглощения по прямой волне, определенный при МСК, примерно на порядок больше, чем по отраженным волнам. Столь резкие различия обусловлены более высокими частотами (90 Гц) прямой волны и потерями энергии на внутренних гра- границах в тонкослоистой толще, которые для отраженной волны меньше (частота 50—60 Гц). Важно подчеркнуть, что поглощение в ВЧР может оказывать сильное влияние на относительную интенсивность волн, связан- связанных с глубинными границами. Так, для площади Северные Ка- маши изменение среднеплановых коэффициентов поглощения в ВЧР в 1,5 раза (от 1,0-10 до 1,5 -10~3 м-1) приводит к тому, что на земной поверхности отношение интенсивности двукратно- отраженных и однократных волн, связанных с бухарскими из- известняками, уменьшается в 3,5 раза [5]. Для площади Памук при изменении а примерно в 2 раза (от 3-10~3 до 1,4-10~3 м-1) отношение амплитуд меняется в 5 раз. Таким образом, уровень интенсивности кратных волн, связанных с ВЧР, сильно зависит от поглощающих свойств в ВЧР, При проектировании работ с целью изучения величин а и k целесообразно использовать материалы хорошо отработанного профиля ВСП. Подзонные наблюдения. Сильное влияние ЗМС все чаще приводит к целесообразности перехода к подзонным наблюде- наблюдениям. Это в первую очередь относится к районам с высоким уровнем помех, связанных с ЗМС, а также при ЗМС, фильтрую- фильтрующие свойства которой значительно выше фильтрующих свойств всего разреза. В этих условиях целесообразность наблюдений лод ЗМС обусловливается следующими факторами. 1. Существенное повышение разрешающей способности ис- исследований за счет повышения частотного состава волн путем исключения сильно поглощающей ЗМС. 2. Повышение эффективности частотной селекции. Спектры всех волн, наблюдаемых на земной поверхности, сильно ниве- нивелируются и мало меняются или даже практически не зависят от спектра возбуждаемых частот. Под ЗМС происходит разде- разделение волн по частотам, в спектре глубоких волн преобладают более высокие частоты, которые существенно зависят от отра- отражающих свойств-ЗМС и более резко отличаются для различных волн. Сильное поглощение в ЗМС приводит к снижению частот- частотного состава кратных волн по сравнению с однократными. 3. Увеличение отношения сигнал/помеха за счет уменьшения уровня помех, возбуждаемых взрывом и распространяющихся в ВЧР. К ним относятся поверхностные и каналовые волны раз- разных типов, интенсивность которых быстро убывает с глубиной. 4. Повышение эффективности селекции волн по признаку поляризации. 157
На рис. 47 показаны спектральные характеристики, рассчи- рассчитанные для двух моделей ЗМС, составленных по данным микро- сейсмокаротажа для нормально падающих и прошедших ЗМС продольных волн. Спад интенсивности на высоких частотах определяется влиянием неоднородностей и поглощением. Если 0,8 0,4 ¦ *f / / 1 > IS I \ \ . V 20 ВО 80 f, Гц Рис. 47. Спектры волн на подошве ЗМС A) и на земной поверхности B) (по И. М. Скумбин, В. Л. Широких» 1976 г.) при подходе к ЗМС преобладающая частота составляла 50 Гц> то на земной поверхности — 30 Гц. Подзонные наблюдения в виде способа погруженных сейсмо- приемников были предложены применительно к изучению об- 0,1 0,2 0,3. 0,4 0,5 OjS 0,7 0,8 0,9 1,0 1,1 1,2 1,3 1,4 1,5 t,С Рис. 48. Сейсмограмма, полученная на земной поверхности (трассы /—12) и под ЗМС (трассы 13—24) в условиях торфяника переменной мощности (h— = 15м, Q=5,2Kr, Павловское болото, по И. И. Бобровнику, 1971г.) ширных болотистых территорий Западно-Сибирской низменно- низменности, где ЗМС представлена торфяниками (И. И. Бобровник,. 1971 г.). На сейсмограммах погруженных сейсмоприемников су- существенно повышается частота и разрешающая способность за- записи, улучшаются условия корреляции волн (рис. 48) и точность увязки волн во взаимных точках. Однако следует отметить, что эффективность подзонных наблюдений в различных условиях неодинакова и определяется, главным образом, соотношением фильтрующих свойств разреза и ЗМС; она тем выше, чем 158
меньше фильтрующие свойства разреза по сравнению с ЗМС. В последние годы, благодаря развитию ПМ, наблюдения под ЗМС приобрели особый интерес, так как позволили повысить эффективность селекции продольных волн по поляризации и ре- решать часть задач, которые ранее были доступны в основном наблюдениям в сравнительно глубоких скважинах методом ВСП MOB. § 6. ОТНОСИТЕЛЬНАЯ ИНТЕНСИВНОСТЬ МНОГОКРАТНЫХ ВОЛН ПО ДАННЫМ ВСП Возможности MOB, как показали работы ВСП, во многих случаях определяются эффективностью применяемых способов подавления многократных волн. Для расчета и синтеза опти- оптимальных систем наблюдений необходимо знать параметры крат- кратных волн, и в частности их относительную интенсивность, т. е. отношение сигнал/помеха. ВСП открыло принципиально новые возможности изучения многократных волн, и в том числе получения независимых и наиболее надежных данных об их относительной интенсивности на земной поверхности. Разработано около десяти способов оценки интенсивности многократных волн. Общим для всех спо- способов является измерение параметров различных волн в сква- скважинах с последующим их пересчетом на земную поверхность с целью определения относительной интенсивности кратных волн на земной поверхности по отношению к однократной волне, ре- регистрируемой одновременно. Общая схема способов разрабо- разработана Г. Н. Гогоненковым {17]. Не останавливаясь на описании способа, отметим, что уже накоплен большой объем материала, позволивший оценить ин- интенсивность кратных волн и выбрать оптимальные системы наб- наблюдений в платформенных условиях. На рис. 49, в приведены сейсмограммы ВСП, на которых схематично показаны интен- интенсивности однократных и многократных волн в интервалах вре- времени, соответствующих временам регистрации отраженных волн от границ 1—9. . В качестве опорной'принята волна," отраженная от резкой границы /. На сейсмограмме видно* что волна, отраженная от границы на глубине 5000 м, примерно в 5 раз интенсивнее по- помех, а следующая за ней волна отраженная от границы 3, сопо- сопоставима по интенсивности с волнами-помехами. Интенсивность всех последующих волн, связанных с границами в интервале глубин 5800—7000 м, существенно ниже уровня многократных волн, причем со временем это соотношение увеличивается от 0,5 для волны 4 до 0,25 для волны 9. В случае изменения формы полезного сигнала в процессе его распространения вдоль луча вместо изменения амплитуд волн измеряются спектры сигналов. Сопоставлением спектров 159
соответствующих волн в определенных интервалах разреза на- находятся фильтрующие характеристики пород, которые позво- позволяют определить форму сигнала в точках земной поверхности. В. К. Левченко и А. А. Маловичко A975 г.) отказываются от определения формы полезного сигнала на земной поверхности Рис. 49. Определение относительной интенсивности многократных волн. Слева от сейсмограммы ВСП приведены значения коэффициентов отражения К и кри- кривые i/p(#), столбиками наверху показаны интенсивности однократных отражен- отраженных волн (светлые) и многократных (темные) и вместо определения амплитуд или спектров волн ограничи- ограничиваются энергетическими оценками полезного сигнала и помехи. Расчет энергий обладает некоторыми преимуществами, повы- повышается точность результатов за счет более широких пределов измерений энергий, отпадает необходимость сохранения формы или частоты колебаний, энергетический коэффициент прохожде- прохождения (в отличие от амплитудного) будет одинаковым как для па- падающих, так и для восходящих волн. 160
Таким образом, в средах, где форма волны не меняется, можно пользоваться амплитудными измерениями; в случае из- изменения формы можно изучать форму волн, оперируя спектраль- спектральными представлениями, либо, если сама по себе форма не пред- представляет интереса, можно пользоваться энергетическими оцен- оценками. Глава VII ВСП В МЕТОДЕ ПРЕЛОМЛЕННЫХ ВОЛН В начальной части сейсмограммы на больших по сравнению с глубиной границы расстояниях регистрируются в основном преломленные (рефрагированные, головные1) и запредельно- отраженные волны. Изучение природы и относительной интен- интенсивности этих волн представляет большой теоретический и прак- практический интерес, так как этим определяются разведочные воз- возможности одного из основных методов КМПВ. Трудности такого изучения объясняются неоднозначностью трактовки природы волн, вызванной тем, что кинематические особенности головных, рефрагированных и отраженных волн, регистрирующихся на земной поверхности на больших расстояниях от ПВ, мало отли- отличаются между собой и не могут служить уверенным признаком определения типа волны. Целесообразность использования ВСП определяется рядом его преимуществ перед наземными наблю- наблюдениями (см. гл. I). Особенность корреляции головных и рефрагированных волн при ВСП заключается в том, что эти волны образуют протяжен- протяженные зоны интерференции. Рефрагированные волны, доминирую- доминирующие в начальной части записи, уверенно прослеживаются в пер- первых и в последующих вступлениях; головные волны выделяются и прослеживаются в основном в первых вступлениях. Волны, отраженные под большими углами от границ слоя или внутри него, при наблюдениях на больших расстояниях от источника могут подходить вплотную к головной волне и, интер- интерферируя с нею, сильно влиять на ее параметры. Специфической особенностью применения ВСП в КМПВ является необходи- необходимость наблюдений поляризационным методом с изучением пол- полного вектора колебаний для каждой волны. Регистрация и изу- изучение только вертикальных составляющих записи при направле- направлениях подхода волн, близких к горизонту, может существенно исказить представление об относительной интенсивности раз- различных типов волн и привести к ошибочным выводам об их природе. 1 Под головной в отличие от рефрагированной понимается волна, у ко- которой механизм возврата энергии к земной поверхности связан с дифрак- дифракцией. . " И Заказ № 201 161
Для изучения волн, регистрируемых в начальной части записи, был выполнен большой объем работ методом ВСП в различных по своему строению средах. Первые работы по ВСП, выполненные нами на Украине в 1959 г. и в Куйбышев- Куйбышевской области в 1960 г. [11], показали, что головные волны, свя- связанные с тонкими слоями, настолько слабы, что выделить их на наземных сейсмограммах практически не удается. ВСП применялось для изучения волн, связанных с отдель- отдельными слоями в осадочной толще, с кристаллическим фундамен- фундаментом и границами в карбонатных отложениях. Исследовано также влияние отдельных элементов разреза на волновое поле, наблюдаемое на больших расстояниях [31], и сформулированы подходы к составлению моделей, соответствующих наблюдае- наблюдаемым волновым картинам (А. М. Епинатьева, 1977 г.). Основ- Основные результаты работ сводятся к следующему. 1. Подтверждена справедливость теоретических данных о том, что запредельно-отраженные волны интенсивнее голов- головных волн от той же границы; причем интенсивности их могут отличаться более чем на два порядка. Поэтому головные волны от тонких слоев на наземных сейсмограммах не могут быть вы- выделены не только в последующих, но даже в первых вступле- вступлениях, которые в этих условиях образуются запредельно-отра- запредельно-отраженными волнами. Тонкие слои с повышенной скоростью играют решающую роль в формировании волнового поля на сравни- сравнительно небольших расстояниях от ПВ. С увеличением расстоя- расстояния доминирующими становятся волны, рефрагированные в под- подстилающей слой толще. 2. Непосредственными наблюдениями в подстилающем слое показано, что в реальной среде, как правило, происходит нара- нарастание скорости с глубиной и первой на сейсмограммах регист- регистрируется не головная, а рефрагированная волна. Рефракция и отражение за предельным углом определяющим образом влияют на интенсивность волн и являются основным механизмом воз- возврата энергии и земной поверхности. 3. При наблюдениях в области расстояний КМПВ, так же как и в области расстояний MOB, верхняя часть разреза мо- может оказывать существенное влияние на волновое поле, наблю- наблюдаемое на наземных сейсмограммах. § 1. ВОЛНЫ, СВЯЗАННЫЕ С ТОНКИМИ СЛОЯМИ С ПОВЫШЕННОЙ СКОРОСТЬЮ Вопросы о волнах, связанных с тонкими слоями с повышен- повышенной скоростью, представляют большой интерес, так как, с одной стороны, на них были основаны разведочные возможности КМПВ, с другой стороны, здесь длительное время существо- существовали ошибочные представления. В литературе описаны случаи регистрации головных волн от слоев, мощность которых состав- 162
ляет десятые и даже сотые доли длины волны. Результаты мо- моделирования на твердо-жидких моделях привели к выводу о на- наличии интенсивных головных волн от слоев мощностью меньше 0,1 длины волны. Однако дальнейшие работы на твердых моде- моделях и теоретические исследования показали невозможность су- существования головных волн от тонких слоев. Для изучения волн от тонких слоев метод ВСП применялся в нескольких районах. Рассмотрим материалы наблюдений на Старо-Минской площади Краснодарского края. Интенсивности головных и запредельно-отраженных волн. Сопоставим интенсивности головных и запредельно-отраженных волн, связанных с двумя тонкими слоями на глубинах Я = 270 и 1334 м на Старо-Минской площади. Отраженные от этих слоев волны на наземных сейсмограммах доминируют как вблизи пункта взрыва, так и на расстояниях, существенно превышаю- превышающих глубину границы. Кратные волны от этих двух тонких слоев практически полностью заполнили всю сейсмограмму. Однако головные волны от тонких слоев на наземных сейсмограммах выделить не удалось, даже несмотря на большой объем спе- специально проведенных работ [8]. Во внутренних точках среды большие полезная чувствитель- чувствительность и динамический диапазон аппаратуры, а также возмож- возможность наблюдения в непосредственной близости от границ позво- позволили зарегистрировать головные волны, связанные с этими слоями. Первый слой (Я = 270 м). На сейсмограммах составляю- составляющих Z участка профиля, пересекающего первый слой, начиная с глубины 220 м и до границы, перед четким вступлением «вверх» прямой волны регистрируется слабое вступление «вниз» головной волны PPPi с отрицательной кажущейся скоростью (рис. 50). При переходе через границу резко изменяются интен- интенсивность волны и направления движения частиц. Под границей первой на записи регистрируется проходящая волна. На верти- вертикальном годографе первых волн имеются две характерные точки смены знаков кажущихся скоростей: положительной кажущейся скорости прямой волны на отрицательную скорость головной волны (Я=220 м) и отрицательной кажущейся скорости голов- головной волны на положительную скорость проходящей (Я = 270 м). Головную волну удается выделить на участках, где она регист- регистрируется первой, интенсивная прямая волна уверенно регистри- регистрируется и в последующих вступлениях. Запредельно-отраженная волна на сейсмограммах ВСП в не- непосредственной близости от границы не может быть выделена в чистом виде из-за интерференции ее с прямой волной. Качест- Качественная оценка интенсивностей запредельно-отраженной и PPPi волн показывает, что первая более чем в 200 раз интенсивнее головной волны (рис. 50). Естественно, что выделить такую го- головную волну на поверхности практически невозможно, и види- 11* 163
мые первые вступления на наземных сейсмограммах образо- образованы запредельно-отраженной волной. Второй слой (Я =1334 м). Головная волна РРР3 прослежи- прослеживается только в первых вступлениях в виде очень слабых ко- ррр. \ Рис. 50. Соотношения интенсивностей головных и запредельно-отраженных волн (времена первых вступлений отмечены стрелками, головные волны пока- показаны крестиками): а —Я-260 м (ПВ 600 м, скз. 42); б — Я-1260 м (ПВ 1775 м, скв. 42); в — Я-1150 м (ПВ 2500, скв. 42); г — Я=18 м (ПВ 2500 м, скв. 20) лебаний на каналах с максимальным усилением. Точки смены прямой волны на головную хорошо видны на сейсмограммах (рис. 51, а) по смене знака вступления и на сводных годогра- годографах из разных ПВ (рис. 51, б), где они соединены штрихпунк- тнрной линией. 164
08 09 1,0 0.9 1,0 И 12 W Запредельно-отражен- Запредельно-отраженная волна . РР3 вблизи границы находится в зоне интерференции с прямой волной. По записям, где запредельно-отраженная волна уже вышла из зоны интерференции (рис. 51, б), видно, что она об- обладает большой интен- интенсивностью и регистриру- регистрируется на каналах с мини- минимальной чувствительно- чувствительностью. Головная волна РРРз примерно в 150— 200 раз слабее запредель- запредельно-отраженной волны РР3 (рис. 50, 51). Несмотря на специальные эксперимен- эксперименты при наземных наблю- наблюдениях, эти волны вообще не были выделены даже после того, как были обнаружены при ВСП. Влияние тонкого слоя на волновое поле. Для оценки влияния тонкого слоя на волновое поле с Рис. 51. Вертикальные годографы (а) и сейсмограммы из ПВ 1775 м (б) прямых, головных и запредельно-отраженных волн на участке границы 3 (скв. 42) 165
удалением от пункта взрыва на участке вертикального про- профиля, пересекающем тонкий слой на глубине 1250 м, были вы- выполнены наблюдения из серии пунктов взрыва, расположенных на расстоянии от 900 до 4000 м. С удалением от пункта взрыва увеличивался интервал наблюдений в толще, подстилающей тон- тонкий слой. Регистрировалась вертикальная составляющая коле- колебаний, а на больших расстояниях наблюдения выполнялись ПМ и изучался полный вектор колебаний. Начальную часть сейсмограмм ВСП образуют прямая, голов- головная и запредельно-отраженная волны от тонкого слоя, а также рефрагированная волна в толще, подстилающей тонкий слой (рис. 52). Головные волны выделяются в первых вступлениях из ПВ 1250, 1775, и 2500 м, причем из ПВ 1250 м, раСПОЛОЖеН- 0,8 0,9 1,0 t,C 1100 1200 ПВ /775 м 1,0 1,1 П В 2500 м 1,2 1,3 \\\Ч> W W/ к ж * Hi/ Рис. 52. Вертикальные годографы прямых (/), головных B), запредельно- ного вблизи начальной точки, головная волна регистрируется на интервале профиля всего в 20 м A240—1260 м). С удалением ПВ область регистрации головных волн увеличивается и все бо- более существенное значение на сейсмограммах вертикального профиля приобретают волны, подходящие снизу. Относительная интенсивность Z составляющей прямой волны уменьшается, что связано с приближением направления ее подхода к горизонту. На сейсмограммах из ПВ 3000, 3500 и 4000 м доминирующей является волна со скоростью vK = —3700 м/с, которая уверенно прослеживается по вертикальному профилю. Относительная ин- интенсивность этой волны с увеличением расстояния возрастает К Изучение ее кинематики, в частности уровенных годографов, обнаружило закономерное увеличение кажущейся скорости, характерное для рефрагированных волн. На расстояниях 1250 и 1775 м доминирует прямая волна, ко- которая интенсивней головной почти на два порядка, на "расстоя- 1 Подробный анализ природы волн на больших расстояниях был выпол- выполнен сотрудницей ЛГУ Г. Г. Погоняйло. 166
ниях 2500 и 3000 м — рефрагированная волна, которая интен- интенсивнее прямой в 5—10 раз и головной — в 150 раз. На записях из ПВ 3500 м последнее соотношение равно 10, что поставило под сомнение правильность трактовки первой волны на этом рас- расстоянии как головной. Корреляция волн на ЭВМ позволила разделить прямую и ре- фрагированную волны в области их интерференции, получить осредненные формы записей различных волн и определить ка- кажущиеся скорости, равные 3400—3700 м/с для рефрагирован- ной и 4800 м/с для прямой волн. Формы записей обеих волн идентичны. Теоретические расчеты волновых полей1 по гори- горизонтальным уровенным профилям по формуле лучевого метода показали, что на расстоянии 0<^<1500 м наиболее интенсив- ГШШм 1,5 1,3 1,7 ПВ3500М 1,5 1,6 1,7 1,8 t,C отраженных C), рефрагированных D) и проходящих E) волн (скв. 20) ной в последующей части записи является отраженная волна, вблизи пункта взрыва она слабее прямой в 3—10 раз (в зави- зависимости от варианта модели), но она медленно затухает и с удалением от пункта взрыва доминирует. В области началь- начальной точки амплитуда запредельно-отраженной волны превышает амплитуду прямой волны. С увеличением расстояния B500 м) доминирующей на теоретических сейсмограммах становится ре- рефрагированная волна. Уровень наблюденных кривых рассмат- рассматриваемых волн качественно соответствует теоретическим. Рефрагированная волна Рг' на наземных сейсмограммах Ста- Старо-Минской площади образует первые вступления в интервале расстояний от 4000 до 6000 м, где она сменяется волной, рефра- гирующей в толще фундамента. Относительная интенсивность головных и запредельно-отра- запредельно-отраженных волн в случае слоев, мощность которых соизмерима с длиной волны. С увеличением мощности слоя относительная интенсивность головной волны увеличивается, однако она 1 При выборе модели среды была использована совокупность данных ВСП, АК, каротажа продольными и поперечными волнами. 167
480 остается значительно слабее интенсивности запредельно-отра- запредельно-отраженной волны. В разрезе скв. 20 Старо-Минской площади гра- границей слоев средней мощности можно условно считать границу на глубине 900 м. Скачок скорости л11| л/^/Чл Равен 0,9 (Удлi = 2040, vnjl2= НГ/Ц1' TwVv =2310 м/с)> отношение длины вол- лш . лул . ны к мощности слоя x/d=5,5. На записях с максимальным усилением (рис. 53) видны первые вступления волн и смена их знаков. В интер- интервале глубин от 580 до 670 м на сей- сейсмограммах отмечаются вступле- вступления «вверх», соответствующие пря- прямой волне. Начиная с Я=680 м и глубже, видны четкие вступления «вниз» головной волны. На сейсмо- сейсмограммах с минимальным уровнем5 усиления за головной волной видна более интенсивная интерференци- интерференционная запись прямой и отраженной волн. Головная волна примерно на порядок слабее запредельно-отра- ' женной волны. Выделить на верти- вертикальном профиле головную волну 4 в последующих вступлениях на фоне запредельно-отраженной вол- волны невозможно. Аналогичная картина наблю- наблюдается в скв. 42. В обеих скважинах относительная интенсивность голов- головной волны, связанной с границей на глубине 900 м существенно выше интенсивности головных волн, свя- связанных с тонкими слоями в разрезе, что объясняется в основном увели чением мощности слоя. Однако не исключается также возможное вли- влияние рефракции на интенсивность волны. Исследования на твердых мо- моделях с жестким контактом между слоями (И. С. Файзулин, А. М. Епи- натьева, 1976 г.) показали, что отношение амплитуд отраженных hj головных волн ме- меняется в зависимости от мощности слоя за счет уменьшения интенсивности головных волн. С увеличением расстояния отно- отношение амплитуд волн увеличивается, а с увеличением мощно- мощности слоя — уменьшается. Рис. 53. Сейсмограммы го- головных волн, связанных с границей на глубине 900 м, на трех уровнях усиления (ПВ 2500 м, скв. 20, Старо- Минская) 168
§ 2. ВОЛНЫ В КАРБОНАТНЫХ РАЗРЕЗАХ ПЛАТФОРМЕННЫХ ОБЛАСТЕЙ Для карбонатных разрезов характерно большое количество резких границ, обусловленных чередованием высокоскоростных карбонатных и низкоскоростных терригенных отложений. Изу- Изучение волнового поля, регистрируемого при К.МПВ в таких сре- средах, представляет большой интерес, тем более что оно типично для обширных площадей Русской платформы. Комбинированная система наблюдений (см. рис. 12, б) была рассчитана с учетом скоростного разреза, построенного по про- продольному профилю ВСП, и предназначена для анализа волно- волнового поля в интервале расстояний от 0 до 32 км. По комбини- комбинированным годографам (рис. 54) видно, что волны, регистри- регистрируемые на земной поверхности в начальной части записи в интервале расстояний от 0 до 11 000 м, могут быть разделены на три группы. Первая группа волн Р1 связана со слоем повышенной ско- скорости в среднем карбоне (/=125—270 м) и образована прелом- преломленной волной по кровле палеозоя, а также запредельно-отра- запредельно-отраженной и кратной отраженно-преломленной волнами. В после- последующей части записи регистрируются рефрагированные в толще палеозоя однократные и кратные волны, а также отраженные волны от резких границ, представленных тонкими слоями из- известняков на глубинах 390—520 м. Вторую группу колебаний Р2 образуют рефрагированные во втором слое известняков (нижний карбон Я = 640—850 м) од- однократные и кратные волны, а также отраженные волны от гра- границ до кровли терригенного девона. Третью группу колебаний Р3 составляют волны, рефрагиро- рефрагированные в фундаменте. Смена волн разных групп в первых вступ- вступлениях происходит в результате их постепенного затухания. На вертикальных профилях, так же как и на наземных, ре- регистрируются три группы преломленных волн. Первая волна с отрицательной скоростью регистрируется из ПВ 600, 1000 и 1500 м. Преломленная волна, связанная со вторым слоем, начи- начинает прослеживаться на вертикальном профиле из ПВ 1500 м; область ее регистрации в первых вступлениях с расстоянием постепенно увеличивается, а из ПВ 4700 м она регистрируется первой уже до земной поверхности. Кратные рефрагированные волны, связанные со вторым слоем, на вертикальном профиле зарегистрированы также из ПВ 1500 м, причем первая рефра- гированная волна доминирует на расстоянии до 3000 м, с увели- увеличением расстояния более интенсивными становятся кратные ре- рефрагированные волны. Волна, связанная с кристаллическим фундаментом, появляется на вертикальном профиле из ПВ 5000 м. 169
о С I m з x s 33 о a. s я О
Природу волн, образующих на наземных сейсмограммах пер- первые вступления, удобнее всего рассматривать на примере волн, связанных со вторым слоем (Я = 640—850 м, рис. 55). На на- нагоняющих вертикальных годографах первых волн из ПВ 1020, 1500 и 2300 м (рис. 55, а) оконтурена область отрицательных значений кажущихся скоростей. Верхняя граница области соот- соответствует смене прямой волны на преломленную, а нижняя — смене знаков кажущейся скорости преломленной волны. Между двумя линиями заключена область (заштрихована) отрица- отрицательных кажущихся скоростей. Смена прямой волны на преломленную из ПВ 1020 м про- происходит в непосредственной близости от границы (рис. 55, б). Из ПВ 1500 м преломленная волна регистрируется первой на участке профиля протяженностью 50 м. Из ПВ 2300 м сейсмо- сейсмограмма получена при малом усилении, и на ней рефрагирован- ная волна регистрируется и читается на всем участке записи. Интенсивность преломленной волны из ПВ 2300 м при переходе из преломляющего слоя в покрывающий несколько увеличи- увеличивается как за счет уменьшения скорости, так и за счет прибли- приближения направлений подхода волны к вертикали. Под прелом- преломляющей границей форма записи сохраняется, только происходит плавное уменьшение амплитуд, обращение фаз и столь же плав- плавное нарастание амплитуд. Все эти признаки позволяют гово- говорить о том, что волна под границей 640 м является рефрагиро- ванной в толще известняков среднего карбона. Что касается природы волн, связанных с большими глуби- глубинами, то из-за отсутствия наблюдений непосредственно в про- продуктивной толще и в фундаменте возникли трудности в иденти- идентификации волн и в их стратиграфической привязке. Для более уверенного определения природы регистрируемых на больших расстояниях волн необходимы расчеты волнового поля. Однако при выборе модели среды выявились некоторые специфические особенности [31]. Остановимся на этом подробнее. При составлении модели среды необходимо в первую очередь выделить главные элементы разреза, решающим образом влия- влияющие на волновое поле, причем детальность расчленения скоро- скоростного разреза определяется вкладом этого элемента в волновое поле. Кроме детального изучения строения на больших глубинах, возникает необходимость учета строения покрывающей толщи, и в первую очередь тонких слоев повышенной скорости, кото- которые при наблюдениях на больших расстояниях в области пре- предельных и запредельных углов могут сильно влиять на характе- характеристики проходящих глубоких волн. Использование данных ВСП, наземных наблюдений, про- промысловой геофизики и других сведений о разрезе позволило лрстроить модель среды, которая согласовывалась по кинемати- кинематическим и динамическим характеристикам волнового поля с эк- экспериментальными данными, полученными при наблюдениях на 171
Рис. 55. Вертикальные годографы (а) и сейсмограммы (б) первых волн (скв. 1, Клетско-Почтовская). На годографах схематически нанесен скорост- скоростной разрез
малых расстояниях, т. е. при нормальном или близком к нему падении. Такая модель содержала 40 слоев. Однако с увеличением расстояния даже до 1—1,5 км теоретиче- теоретические данные уже не согласо- согласовывались с наблюденными: расчетные времена прихода и амплитуды волн оказались значительно меньше экспери- экспериментальных (амплитуды мень- меньше почти на порядок). Для согласования результатов воз- возникла необходимость в новой модели, содержащей 29 слоев, в которых пришлось умень- уменьшить скорости волн в ВЧР, а тонкослоистую толщу изве- известняков в интервале глубин 600—750 м заменить гради- градиентной средой. Эта модель со- соответствовала наблюдениям в интервале расстояний от 0,5 до 3,0 км. С расстояний 3—4 км приходится вводить следующую модель с умень- уменьшением скорости в более глубоких тонких слоях. Новая модель оказалась эффективна в интервале 4—8 км. Для объяснения волн, наблюдаемых в конце профиля и связанных с фундамен- фундаментом, была построена модель с девятью слоями, соответствовав- соответствовавшими мощным комплексам пород. Расчеты волновых полей на различных расстояниях от источ- источника и сопоставление их с наблюденными полями с целью ин- интерпретации глубоких волн, связанных с границами, не пере- пересеченными скважиной, показали, что/-описать одной моделью волновое поле в среде с тонкими слоями на разных расстояниях от источника невозможно. При удалении от источника возни- возникает необходимость в изменении модели — уменьшение скоро- скорости в тонких слоях повышенной скорости, увеличение их мощно- мощности и коэффициентов поглощения и сглаживание градиентов скорости, т. е. параметры модели должны быть функциями рас- расстояния. В результате такой деформации модели было достиг- достигнуто в целом соответствие амплитуд расчетных и наблюденных при больших расстояниях (если не считать более сильного зату- затухания отраженных волн). Основной причиной необходимости деформировать модель с увеличением расстояния от источника является влияние на 173
глубинные волны пачек тонких слоев повышенной скорости [31]. Образующиеся в них внутрикратные волны по времени прихода практически совпадают с однократной проходящей вол- волной. Все они синфазно суммируются и образуют одну суммарную волну. Наиболее интенсивные внутрикратные волны образуются в слоях с максимальной скоростью, значение же перепада ско- скоростей влияет на интенсивность волн лишь в ближней зоне. При прохождении пачек тонких слоев с максимальной скоростью ин- интенсивность проходящих однократных волн возрастает на 3—4 порядка за счет синфазного наложения внутрикратных волн в таких пачках. Причем при больших значениях / волно- волновое поле, связанное с такими пачками тонких слоев, приобре- приобретает сравнительно простую структуру (наложение волн с оди- одинаковыми vK и стабильной формой записи). Отметим также одну особенность волновых полей, наблюдаемых в условиях чередования карбонатных и терригенных отложений. Послед- Последние образуют слои пониженной скорости, и в них, как в волно- волноводах, концентрируется энергия в виде большого количества волн, распространяющихся в этом слое. (см. рис. 74). ВСП открывает возможности детального изучения процесса распро- распространения волн в волноводах. Это тем более существенно, что такие наблюдения могут явиться модельными при изучении вол- волноводов, расположенных на больших глубинах в земной коре и мантии. В качестве такой модели, в частности, может быть ис- использован канал пониженной скорости под слоем вечной мерз- мерзлоты. § 3. ПРИРОДА ВОЛНЫ, СВЯЗАННОЙ С МОЩНЫМ СЛОЕМ Экспериментальные данные. Реальные среды, как правило, очень неоднородны, и найти достаточно мощный однородный слой очень трудно. Благоприятной средой для этих исследова- исследований могли бы быть кристаллический фундамент или мощная толща чистой соли, которые можно было бы условно рассмат- рассматривать как полупространство. Для изучения волн, связанных с мощным слоем, подходящими явились отложения юрско-триа- сового комплекса в Ставрополье. По данным электрического каротажа в интервале глубин 1880—2700 м разрез представ- представляется относительно однородным. В литологическом отношении отложения представлены пестроцветной толщей алевролитов. Тонкий слой меловых отложений с повышенной скоростью (t>im = 5000 м/с), расположенный над кровлей толщи (# = = 1790 м), существенно усложнил волновую картину и затруд- затруднил изучение преломленной волны, связанной с фундаментом, в окрестности точки ее выхода. Преломленные волны регистрировались при удалении пункта взрыва от устья сважины в интервале расстояний от 1200 до 174
14 100 м (рис. 56). Из ПВ 1580 м обе преломленные волны (по тонкому слою и кровле мощной толщи) регистрируются раз- раздельно. По существу, они только появляются и находятся в обла- области взаимной интерференции с прямой волной. Из ПВ 2400 м смена преломленной волны на прямую обна- обнаруживается по смене знаков вступлений и происходит на глу- глубине около 1570—1580 м, а из ПВ 14iGG. м преломленная волна Ь 2, Ofi 0,5 0,6 0,7 0,8 0,9 1.0 1,1 1,2 /,.> /,4 1,5 1,6 1,7 1,8 1,9 2,0 2,1 2,2 2,3t,C Рис. 56. Вертикальные годографы на участке, пересекающем кровлю юрско- триасовых отложений. Пунктиром показана линия смены знаков кажущихся скоростей прослеживается первой на всем участке вертикального профиля выше границ. С увеличением расстояния глубина точки смены знаков вступлений увеличивается. Все описанные признаки ха- характерны для среды с монотонно возрастающей скоростью. Волна, регистрируемая первой над преломляющей границей по кинематическим признакам, может быть интерпретирована и как головная, и как рефрагированная. Значения граничных ско- скоростей, определенные по вертикальным годографам первых волн, варьируют в интервале 5100—5400 м/с и не могут служить кри- критерием определения природы волн. Изменения эти не носят за- закономерного характера и представляют собой разброс, связан- связанный с точностью определения скорости. <• Под преломляющей границей внутри фундамента регистри- регистрируется волна с отрицательной скоростью. Изучение линии смены знаков вступлений позволило определить коэффициент р= 175
5500 20- = 0,00005 м в предположении линейного закона нарастания скорости. Существенное значение для определения природы волны может иметь сопоставление формы записи в различных точках профиля. Сопоставлялись записи волн, полученные над преломляющей границей, непосредственно под границей и на сравнительно большом удалении от границы, на участке профиля, где волна имеет положительную ка- кажущуюся скорость. В первых двух точках волны подходят снизу, записи синфазны и форма их полностью идентична. В двух более глубоких точках форма записи идентична запи- записям, полученным под границей, но об- обращена по фазе на 180°. Такая иден- идентичность формы записи позволяет ду- думать, что волна, регистрирующаяся над границей, является не головной, а рефрагированной."Аналогичные ре- результаты были получены и ранее при изучении природы волн, связан- связанных с кристаллическим фундамен- фундаментом. Для оценки влияния рефракции в подстилающем слое на интенсивность рефрагированных волн на участках, близких к начальной точке, где не- применимы формулы лучевого метода, ю js ?о 2* 26 /з- /о,5м были выполнены расчеты для семи Рис. 57. Влияние рефракции значений E от 0,0001 до 0,00026 м~1 на интенсивность преломлен- и следующих параметров среды: .. ныхволн #в= 1880 м, иср = 2600 м/с, vпл = = 5500 м/с, / = 30 Гц. Влияние ре- рефракции на интенсивность рассчиты- рассчитывалось для / = 2600—6500 м. Рис. 57 иллюстрирует сильное "влияние градиента скорости на интенсивность первой волны. Если при р — 0,0001 м и / = 5500 м рефрагированная волна в 11 раз интенсивнее головной, то уже при |3 = 0,0002 м это отношение равно 67. При / = 3500 м рефрагированная волна в 7 раз интенсивнее головной, при / = 5000 м это отно- отношение около'70, а при / = 5500 м — более 100. Представляют интерес волны, распространяющиеся в сре^ дах со слабой скоростной дифференциацией, которые харак- характерны, в частности, для областей прогибов, выполненных мощ- мощными толщами терригенных отложений или очень тонкослои- тонкослоистыми морскими отложениями. Большой объем работ ВСП ¦показывает, что головные волны в средах со слабой скоростной 'Дифференциацией не регистрируются. Это наглядно может быть проиллюстрировано наблюдениями в скв. 3 Афипской Красно- 176
дарского края, расположенной в области прогиба. Из восьми лунктов взрыва (см. рис. 20) первой на вертикальных профи- профилях регистрируется рефрагированная волна, в последующих вступлениях — большое количество отраженных волн. Анало- Аналогичные результаты получены и в других районах со слабой ско- скоростной дифференциацией, в частности в нескольких предгор- предгорных и межгорных впадинах (Илийской, Ферганской, Нарынской моноклинали), выполненных мощной толщей грубообломочных терригенных отложений. При изучении волн от мощных слоев чистой каменной соли (до 1200 м) при длине волны А, = 90 м и от сравнительно неод- неоднородного толстого слоя выделены волны, которые по своим па- параметрам трактуются как головные (А. М. Епинатьева и др., 1973 г.). Расчетные и наблюденные годографы волн показывают влияние отраженных от слоя пониженной скорости волн на пер- первую волну, связанную с кровлей соли. К сожалению, в описы- описываемых работах ВСП КМПВ изучались только вертикальные составляющие колебаний, поэтому относительная интенсив- интенсивность волн не могла быть изучена, кроме того, влияние ре- рефракции не было исследовано. Все это требует уточнения ре- результатов. Результаты изучения волны, связанной с кристаллическим фундаментом, показали, что в условиях мелкого B00—250 м) я глубокого D000 м) залегания фундамента свойства волн практически близки и в обоих случаях волну нельзя считать простой рефрагированной, соответствующей полупространству с линейным законом нарастания скорости с глубиной. Неодно- Неоднородности верхней части фундамента осложняют кинематику и динамику волны» на графиках амплитуд появляются локальные экстремумы, часто этими же неоднородностями объясняется наблюдаемое различие скоростей волн и закон их изменения с глубиной, найденные по наземным годографам волн и по наб- наблюдениям в скважинах. В первом случае речь идет об осред- ненном законе изменения скорости с глубиной на большой базе, во втором — об изменении скорости в точке. Эти величины в условиях кусочно-неоднородных сред могут не совпадать. Не- Необходимо также иметь в виду, что наличие градиента скорости значительно легче выявить по волнам, распространяющимся в основном по направлениям, близким к горизонтальному. Следует отметить, что при наблюдениях на непродольных вертикальных профилях, а также при наземных наблюдениях влияние рефракции уверенно выявляется практически повсеме- повсеместно. Однако при ВСП на продольных профилях градиент ско- скорости выявляется не всегда. Расчетные данные. Наблюдаемая экспериментально меньшая интенсивность головных волн, по сравнению с запредельно-от- запредельно-отраженными, хорошо. согласуется с теоретическими представле- представлениями. Приведем данные расчета интенсивности головных и 12 Заказ № 201 177
Рис. 58. Расчетные сейсмо- сейсмограммы головных и запре- запредельно-отраженных волн (по И. С. Смирновой) запредельно-отраженных волн, соот- соответствующих границе слоя на полу- полупространстве с перепадом скоро- скоростей, равным перепаду пластовых скоростей в покрывающей толще и в слое (скв. 42, Старо-Минская). Функция воздействия f(t) принима- принималась в виде двух куполов с пери- периодом Т, примерно равным заданной длительности воздействия. Расчеты 1 производились при условии, что на поверхности действует источник типа нормальной силы, а точки на- наблюдения расположены на поверх- поверхности за точкой выхода головной волны ro/2d<r/2d, где г0 —расстоя- —расстояние от источника до начальной точки головной волны; d — мощ- мощность слоя; г — расстояние от взры- взрыва до точки наблюдения. При расчетах принимались сле- следующие параметры: Y = t>si/fpi = = 0,394; 6 = usi/fs2 = 0,558; Ao = = wS2/yp2=0,5; G0= pi/p2= 1; d/vP= = 16,5, где р — плотность. Результаты расчетов (рис. 58) показали, что на расстоянии, рав- равном /72d= 1,8029, головная волна вышла из зоны интерференции с от- отраженной волной и с увеличением расстояния разность времен прихо- прихода между волнами увеличилась. Интенсивность головной волны в 5—7 раз меньше интенсивности от- отраженной волны. С уменьшением мощности слоя интенсивность го- головной волны будет резко падать. Она остается меньше интенсивности запредельно-отраженной волны для любого соотношения скоростей про- продольных волн в первом и во втором слоях. Рассмотрим теоретические сей- сейсмограммы (рис. 58), рассчитанные для различных значений отношения 1 Расчеты выполнены АН СССР И. С. Смирновой. в ЛОМИ 178
-скоростей v-pi(vp2. На расстоянии r/2d= 1,6029, когда головная волна полностью не отделилась от запредельно-отраженной, ее интенсивность почти на порядок меньше интенсивности отражен- отраженной волны. С уменьшением скачка скоростей, т. е. при переходе к средам со слабой скоростной дифференциацией (fpi/fp2 = 0,90 и 0,99), отношение это изменяется очень мало. Головная волна остается слабее отраженной. В некоторых случаях стро- строения сред эти соотношения могут измениться за счет погло- поглощения. Теоретические расчеты волновых полей на больших расстоя- расстояниях от источника для горизонтально-слоистых сред, содержа- содержащих толстые слои (мощностью больше длины волны), выпол- выполненные в лучевом приближении по программе для внутренних точек среды, показали [20] применимость моделей, построенных по наблюдениям вблизи источника. Комплекс наземных наблю- наблюдений и ВСП с теоретическими расчетами по детальному ско- скоростному разрезу позволил сформулировать следующие крите- критерии определения природы волн на больших расстояниях от ПВ [20]. Для головных волн: 1) параллельность нагоняющих годо- годографов как для горизонтальных профилей, так и для ВСП; ) минимум вертикального годографа приурочен к глубине пре- преломляющей границы, и глубина его не изменяется с увеличе- увеличением расстояния; 3) асимметричность вертикального годографа первых вступлений относительно точки минимума; 4) совпаде- совпадение наблюденных и расчетных годографов для головных волн; 5) равенство значений vT, рассчитанных по годографам, зна- значениям скоростей в преломляющем слое. Для отраженных волн: 1) по мере удаления источника отра- отраженная волна приближается к первой волне как на наземном профиле, так и при ВСП; 2) амплитуда отраженной волны больше, чем первой волны; 3) увеличение vK с увеличением рас- расстояния от источника на вертикальном профиле; 4) пересечение вертикальных годографов прямой проходящей и отраженной волн на глубине отражающей границы. Было показано также, что на величину #min годографов первых волн, помимо рефракции, может также влиять интерфе- интерференция с отраженной волной от границы, расположенной глубже преломляющей. Сопоставление вертикальных годографов, полученных при ВСП и построенных по полю изохрон по наземным годографам, позволяет выявить погрешности построения сейсмических границ по данным наземных наблюдений КМПВ, определить вызвав- вызвавшие их причины и повысить точность построений (А. М. Епи- натьева, 1974 г.). Если модель среды для построения разреза была правильной, то эти годографы совпадают. По различию го- годографов уточняются скорости и выявляются границы для учета промежуточного преломления. Такой прием в принципе приме- 12* 179
ним для различных типов волн, однако в первую очередь он может представить интерес в методах, основанных на регист- регистрации волн, распространяющихся по направлениям, близким к горизонту. Включение в обработку материалов ВСП позво- позволяет существенно повысить точность построений. § 4. ВЛИЯНИЕ ВЧР ПРИ НАБЛЮДЕНИЯХ НА БОЛЬШИХ РАССТОЯНИЯХ Влияние верхней части разреза при КМПВ мало изучено. В то же время имеющийся опыт работ ВСП показывает, что- ВЧР, так же как и в MOB, существенно влияет на наземную сей- сейсмограмму. Влияние это проявляется двояко. С одной стороны,, сейсмограммы усложняются волнами-помехами различного» типа, связанными с ВЧР, с другой стороны, естественный сей- сейсмический фон ограничивает полезную чувствительность аппа- аппаратуры, необходимую при наблюдениях на больших расстоя- расстояниях. Для сейсмограмм, полученных при наблюдениях на больших расстояниях, характерны, как правило, две группы волн. Пер- Первая группа образует начальную часть сейсмограммы и состоит из волн со скоростями, равными или близкими к скорости пер- первой волны. Длительность и интенсивность первой группы волн в различных районах неодинаковы и существенно зависят от геологического строения ВЧР. В некоторых районах интен- интенсивность этих волн может превышать интенсивность первой волны. Вторую группу волн, регистрирующихся на значительно больших временах, составляют интенсивные низкоскоростные волны, которые в отдельных случаях могут регистрироваться'да очень больших расстояний A5—20 км). Малые значения скоро- скоростей и прямолинейные горизонтальные годографы, начинаю- начинающиеся практически в точке взрыва, свидетельствуют о том, что эти волны не проникают на большие глубины и связаны с ВЧР. Наблюдения на Старо-Минской площади. Для изучения влияния ВЧР и определения природы зарегистрированных на поверхности волн была получена система комбинированных го- горизонтально-вертикальных годографов в интервале от 0 да 12,1 км. Начальная часть сейсмограмм, полученных по вертикаль- вертикальному профилю на больших глубинах в окрестности взрыва, об- образована большим числом падающих продольных и обменных волн (рис. 59, а), интенсивности которых соизмеримы с интен- интенсивностью первой волны. Эти "волны, образовавшиеся на резких границах ВЧР, в некоторых случаях занимают интервал записи до 1,0—1,5 с. Часть энергии волн после отражения на глубоких границах возвращается к земной поверхности в виде мнократно- отраженных волн. Остальная энергия, достигая фундамента, в виде преломленных (проходящих) волн уходит в глубь среды 180
вслед за первой волной и примерно по такой же траектории. ВСП на больших глубинах и на достаточных расстояниях от источника позволяет зарегистрировать эти отраженно-прелом- отраженно-преломленные волны, изучить их параметры и отождествить с волнами, образовавшимися в области источника. Сопоставление волновой н м 3,5 t,\. + } Рис. 59. Схема траектории распространения кратных волн (а) и сейсмограммы ВСП, полученные в окрестности взрыва и на расстоянии 12,1 км (б) (Клетско- Почтовская) картины на больших глубинах в районе взрыва и в точке приема позволяет утверждать, что большинство волн, регистрирующихся в начальной части записи, являются суммарными отраженно- преломленными и преломленно-отраженными волнами. На границах, расположенных на сравнительно небольших глубинах при наличии в подстилающем слое градиента скоро- скорости, образуются интерференционные волны, кинематика которых практически совпадает с кинематикой головных волн, но интен- интенсивность значительно больше и с расстоянием убывает очень медленно. Поэтому подобные волны могут регистрироваться до 181
очень больших расстояний, оставаясь наиболее интенсивными на сейсмограммах. Такие волны иногда принимаются за голов- головные. В ряде случаев, когда градиент нарастания скорости в ВЧР отсутствует или очень мал, низкоскоростные волны обла- Рис. 60. Начальные части сейсмограмм дают не столь большой интенсивностью и сравнительно быстро затухают. Наблюдения на Клетско-Почтовской площади. На сейсмо- сейсмограммах ВСП, полученных из ПВ 60, 200 и 600 м (рис. 60), начальная часть записи образована большим количеством ин- интенсивных кратных падающих волн с параллельными осями син- фазности, связанных с верхней частью разреза. С увеличением расстояния (от 1020 до 2300 м) в первых вступлениях на отдельных участках вертикального профиля ре- регистрируется волна, рефрагированная в толще карбонатных отложений. В последующей части записи выделяется несколько кратных рефрагированных волн с теми же временными интерва- интервалами между ними, которые наблюдались из ближних пунктов взрыва. На больших глубинах начальная часть сейсмограммы также образована падающими волнами, которые, достигнув кри- кристаллического фундамента, рефрагируют в нем и возвращаются к земной поверхности. Эти волны иллюстрируются на сейсмо- сейсмограммах, полученных из далеких пунктов ПВ 7200, 10 900 и 31 700 м (см. рис. 76). Кратные волны, связанные с ВЧР, «дуб- «дублируют» волновое поле первой волны, образуя в результате сложное волновое поле практически с параллельными осями синфазности, наблюдаемое в начальной части сейсмограммы. Таким образом, на сравнительно небольших расстояниях, где регистрируются волны, рефрагированные в карбонатных отло- отложениях, и на больших расстояниях в области регистрации волн, рефрагированных в кристаллическом фундаменте, началь- начальную часть в основном составляют волны, связанные с ВЧР. 182
Большой объем ВСП совместно с наземными наблюдениям» показал, что среди волн, распространяющихся с той же скоро- скоростью, что и первые волны, основное значение имеют кратно- отраженные волны, образующиеся между земной поверхностью» (скв. 1, Клетско-Почтовская) и первыми опорными отражающими границами. Такие волны могут образовываться даже в ЗМС при достаточной ее мощно- мощности (рис. 61). Рис. 61. Кратно-отраженные волны, связанные с ЗМС, на наземной (а) и сква- жинной (б) сейсмограммах (по А. А. Бархударьяну, В. Д. Ивлеву, 1971 г.) Наличие на сейсмограммах волн подобного типа известно уже давно. Их влияние было наглядно продемонстрировано при наблюдениях по ГСЗ на Тихом океане (Е. И. Гальперин, 1964 г.). Благоприятность наблюдений в океане объясняется наличием нескольких резких границ (вода—воздух, дно, подошва осад- 183
о о. К < И о - П 3 X CL, « S >
ков), которые отделены мощной E—7 км) толщей воды с малой скоростью распространения сейсмических волн. В этих условиях кратные волны хорошо разрешены и могут изучаться на спокой- спокойном фоне. При таких наблюдениях в последующей части записи зарегистрированы интенсивные суммарные отраженно-прелом- отраженно-преломленные и преломленно-отраженные волны до 5—6-го порядков кратности (рис.62). С уменьшением мощности воды и переходом в мелководье отраженно-преломленные волны «прижимаются» к начальной части записи, и с переходом на берег наблюдается обычная для наземных сейсмограмм волновая картина со слож- сложной записью в начальной части. Таким образом, на больших расстояниях решающее влияние на волновое поле оказывает вертикальный градиент скорости. В слоистой среде при формировании начальной части сейсмо- сейсмограммы большое значение могут иметь запредельно-отражен- запредельно-отраженные волны. Так же, как и в MOB, существенную роль в форми- формировании волнового поля в начальной части сейсмограмм КМПВ играет ВЧР, с которой может быть связано много ин- интенсивных суммарных кратных волн. Для оценки и дальнейшего развития разведочных возможно- возможностей метода преломленных волн необходимо детально изучить природу, кинематические и динамические характеристики волн, образующих начальную часть сейсмограмм. Кратные продоль- продольные волны при наблюдениях на больших расстояниях могут быть источником дополнительных сведений о среде. Так, в по- поляризационном методе региональных исследований с использо- использованием удаленных землетрясений (ПМ РИЗ) [32] кратные про- продольно-отраженные волны, образующиеся в области регистра- регистрации, интерпретируются совместно с обменными проходящими волнами, что позволяет увеличить достоверность геологических результатов региональных исследований. Глава VIII ВСП В МЕТОДЕ ПОПЕРЕЧНЫХ И ОБМЕННЫХ ВОЛН На первых этапах развития метода поперечных отраженных волн принципиальные преимущества метода связывались с воз- возможностью повышения детальности > исследований и точности структурных построений, что необходимо при картировании по- пологих структур, изучении выклинивающихся пластов и др. В последние годы основные преимущества поперечных волн свя- связываются с получением дополнительных сведений о скоростях и коэффициентах поглощения волн S, необходимых для прогно- 185
зирования разреза. Обменные проходящие волны при региональ- региональных исследованиях также позволяют увеличить точность иссле- исследований по сравнению с методами, использующими продольные волны (К.МПВ, ГСЗ). Это еще в большей степени относится к методам, использующим удаленные источники (взрывы и землетрясения). Однако при реализации принципиальных преимуществ воз- возникают специфические трудности методического и технического характера. Поэтому, несмотря на то что первые работы по раз- развитию методов поперечных и обменных отраженных волн на- начаты уже более тридцати лет назад и за последние 15—20 лет выполнен большой объем исследований, эти методы до сих пор не нашли широкого практического применения. В методе попе- поперечных волн до последнего времени трудности были обусловлены главным образом источником возбуждения, который ограничи- ограничивал глубинность исследований. В методах обменных, отражен- отраженных и проходящих волн трудности связаны с отождествлением продольных и обменных волн, соответствующих одной границе обмена, и стратиграфической привязкой волн. Метод ВСП использовался для изучения монотипных и об- обменных поперечных (отраженных и проходящих) волн в рай- районах с самыми различными сейсмогеологическими условиями. На первых этапах поперечные волны возбуждались специаль- специальными источниками направленного типа. В дальнейшем для возбуждения поперечных волн использовались обычные взрывы или взрывы линии детонирующего шнура (ЛДШ). Большой объем выполненных исследований ВСП позволил сделать сле- следующие выводы. 1. ВСП позволяет объективно изучать эффективность и на- направленность источника. Это в первую очередь связано с ПМ. ВСП, который не только улучшил условия выделения и просле- прослеживания волн разных типов, но и существенно увеличил возможности изучения условий их возбуждения и распростра- распространения. 2. ВСП, выполненное в самых различных сейсмогеологиче- -ских условиях, показало, что при взрывах, применяемых в ме- методе продольных отраженных волн, симметричных и особенно .ЛДШ, как правило, возбуждаются также интенсивные попереч- поперечные волны. Это является основной предпосылкой применения единых источников для совместного использования волн разных типов. Существенное значение здесь имеет дополнительная се- селекция волн по признаку поляризации в области приема. 3. Обменные отраженные волны очень широко развиты в реальных средах. Они образуются практически на тех же траницах, на которых образуются продольные отраженные волны, и на всех глубинах, доступных наблюдениям (более 4000 м), в том числе и от кровли кристаллического фундамента. Во многих случаях обменные отраженные волны выделены даже Д86
при сравнительно небольших расстояниях от ПВ. Обменные отраженные волны, связанные с тонкими слоями с повышенной скоростью, обладают большой итенсивностью. Разведочные воз- возможности обменных отраженных волн недооцениваются и не используются в полной мере. На основе поляризационного ме- метода обменные отраженные волны могут быть широко исполь- использованы в комплексе с продольными отраженными волнами для получения сведений о среде. 4. Обменные проходящие вниз волны при наблюдениях во внутренних точках среды характеризуются большой интенсивно- интенсивностью и устойчивостью. Они, как правило, образуются на всех границах и доминируют на сейсмограммах. Эти волны могут быть использованы в качестве независимого источника сведений о скоростях поперечных волн. 5. Резкие границы в ВЧР решающим образом влияют на вол- волновое поле. При этом в окрестности взрыва формируется слож- сложный протяженный цуг падающих продольных волн, а в области приема возникают повторные и кратные обменные волны. В этих условиях на наземных сейсмограммах регистрируется сложное интерференционное поле. Для такой ситуации в на- настоящее время отсутствуют надежные физически обоснованные критерии идентификации продольных и обменных волн, связан- связанных с глубокими границами обмена. 6. Аналогичные трудности определения природы волн возни- возникают при обработке начальной части сейсмограмм удаленных землетрясений. Однако положение упрощается тем, что для глу- глубокофокусных очагов характерна сравнительно простая форма первой продольной волны. 7. Основным направлением совершенствования методов ре- региональных исследований является совместное использование продольных кратно-отраженных и обменных проходящих волн, регистрирующихся в начальной части сейсмограмм на больших расстояниях. Это реализуется в поляризационной модификации КМПВ (ПМ КМПВ) и поляризационном методе региональных исследований с использованием данных удаленных землетрясе- землетрясений (ПМ РИЗ). 8. Поперечные и обменные волны, связанные с ВЧР, даже в наиболее простых случаях строения среды могут играть суще- существенную роль в формировании сложного волнового поля и за- затруднять корреляцию полезных волн на сейсмограммах. При на- наличии даже одной резкой границы в ВЧР между нею и подош- подошвой ЗМС образуется сложное поле обменных (отраженных, про- проходящих и кратных) волн, которые, наряду с кратными продоль- продольными волнами, могут явиться причиной отсутствия регулярных волн на наземных сейсмограммах. Рассмотрим некоторые примеры применения ВСП для изу- изучения поперечных и обменных волн. 187
§ 1. ОСОБЕННОСТИ КОРРЕЛЯЦИИ ПОПЕРЕЧНЫХ ВОЛН Корреляция поперечных и обменных волн при ВСП сущест- существенно сложнее корреляции продольных волт Вертикальные со- составляющие поперечных и обменных волн могут быть соизме- соизмеримыми с составляющими Z продольных волн или даже превос- превосходить их, и отношение интенсивностей составляющих Z может сильно меняться вдоль профиля. При корреляции поперечных болн существуют также трудно- трудности, связанные со спецификой поляризации этих волн. Корреля- Корреляцию сложнополяризованных волн и отсчет времени их прихода целесообразно выполнять по записям полного вектора колеба- колебания. Это обусловлено тем, что запись составляющей с макси- максимальной амплитудой сдвинута по фазе по отношению к полному вектору во всех случаях, когда ось максимальной чувствитель- чувствительности прибора не совпадает с большой осью эллипса. При кор- корреляции по максимальной амплитуде это может привести к погрешности определения времени прихода волны, достигаю- достигающей четверти периода. Корреляция поперечных волн может нарушаться низкоскоро- низкоскоростными волнами Стоили поверхностного типа Pst, возбуждае- возбуждаемыми на границах раздела в среде и регистрирующимися на уча- участках профиля, примыкающих к ним. Они обычно проявляются при удалении источника от исследуемой скважины. Для этих волн характерно быстрое убывание интенсивности с удалением от гра- границы. На рис. 63 волна Pst является наиболее интенсивной в последующей части записи, резко выделяется низкой часто- частотой и регистрируется по обе стороны от границы (#=1250 м), с которой она связана. Вертикальные годографы ее парал- параллельны оси глубин, а скорость распространения близка к ско- скорости поперечных волн. Обменные проходящие вниз волны обладают большой интен- интенсивностью; их вертикальная составляющая может быть даже больше, чем первой продольной волны. Изменение отношения интенсивностей продольных и обменных проходящих волн с рас- расстоянием наглядно видно по сводным сейсмограммам верти- вертикальных составляющих на участке профиля, пересекающем гра- границы (рис. 64). Обменные проходящие вверх волны при малых / образуются преимущественно на границах, расположенных в верхней части разреза (при падении на них продольной рефрагированной волны снизу), где условия корреляции волн очень трудные. При корреляции волн в слоях с повышенной скоростью (t>>5000 м/с) основными помехами являются продольные волны, горизонталь- горизонтальные составляющие которых могут быть интенсивными. При больших / обменные проходящие вверх волны, образую- образующиеся на резких границах, обладают большой интенсивностью. В последующей части записи над резкими границами регистри- 188
1,0 1750- руется большое число поперечных колебаний, среди которых: наряду с обменными проходящими волнами от глубоких границ, прослеживается много обменных проходящих волн, порожден- порожденных вторичными продольными волнами на мелких границах. При наличии большого- числа волн разных типов особый интерес представ- представляет поляризационно-по- зиционная корреляция (ППК) волн. В качестве ил- иллюстрации рассмотрим вол- волновое поле в верхней части, разреза (рис. 65). Несмотря на то что наблюдения вы- выполнялись в сравнительно" простых условиях горизон- горизонтально-слоистой среды, вол- волновое поле представлено- большим количеством волн различных типов и природы. Продольные отраженные восходящие волны просле- прослеживаются оптимально на наклонных составляющих с азимутом 0°, продольные от- отраженные вниз волны про- прослеживаются на составляю- составляющих с обратным азимутом -щ Рис. 64. Изменение интенсивности вер- вертикальной составляющей проходящих продольной и обменной волн при ПВ 1580 м и ПВ 2020 м (скв. 162, Северо-Ставропольская) (рис. 65,6,/). Прямые попе- поперечные волны Si и S2 опти- оптимально прослеживаются на составляющей 17, а отра- отраженные восходящие и па- падающие поперечные вол- волны — на составляющей 20 (рис. 65.6,//). Обменные восходящие отраженные волны PS прослеживаются на составляющих 20 и 12 с азимутом 180°, а падающие кривые волны PS — на составляющих Р и Z с азимутом 0° (рис. 65,6,///). Обменные продольные волны SP прослеживаются на составляющих, близких к составляющим Z и 20. Расчленение волнового поля на отдельные волны оказа- оказалось возможным благодаря изучению различных составляющих колебаний в пространстве. § 2. ПРЯМЫЕ ПОПЕРЕЧНЫЕ ВОЛНЫ Первые работы по изучению поперечных волн в скважинах связаны с каротажем поперечными волнами с целью изучения скоростей поперечных волн, необходимых для интерпретации ма- 190
швштт ШИВ» ШШШ Рис. 65. Корреляция волн в ПМ ВСП (ПВ 560 м, скв. 137724Р, Калужская): а — сейсмограммы фиксированных составляющих; б — области следящих составляющих продольных (/), поперечных (//) и обменных (///) волн
териалов наземных наблюдений. Применение ВСП для изучения условий возбуждения и процесса распространения поперечных волн существенно стимулировало развитие методов, основанных на использовании волн разных типов. Прямые волны S изуча- изучались при различных способах возбуждения. Частотные особенности волн Р и S. Прямые волны S, как правило, более низкочастотны, чем волны Р от того же источ- источника. При ударном источнике преобладающие частоты волн S примерно в 1,5—2,0 раза ниже частот волн Р. Различие частотного состава волн Р и S определяется ис- источником, его массой, площадью воздействия и физико-механи- физико-механическими свойствами грунта в пункте воздействия. При сохране- сохранении условий возбуждения обычно наблюдается отличная по- повторяемость записи. При взрывном источнике в рассматриваемых экспериментах частотный состав волн S практически одинаков с частотным со- составом волн S при ударном возбуждении, в то время как ча- частоты продольных волн при взрывном возбуждении выше, чем при ударном. Для волн S, возбуждаемых ненаправленными источниками, характерна сложная форма записи, которая определяется на- наложением поперечных волн PS, обменявшихся на разных гра- границах в окрестности источника, Эти волны обладают большой интенсивностью и, только незначительно опережая монотипную волну S, интерферируют с нею. В этой ситуации монотипная волна S может быть выделена по более низкочастотному со- составу и поляризации. При наблюдениях на Ново-Дмитровской площади видимые частоты волнЭ на земной поверхности равны 20—25 Гц и прак- практически не изменяются при взрывах в интервале глубин от 55 до 15 м, а также в ЗМС. Под зоной малых скоростей наблюда- наблюдаются более высокие частоты волн S C5—45 Гц) и несколько- меньшие при взрывах в ЗМС. При этом видимые частоты волн Р при взрывах в ЗМС составляют 55—60 Гц и уменьшаются до 38—40 Гц при взрывах на границе ЗМС, Результаты изучения прямых волн Р и S в ВЧР на двух площадях Краснодарского края приведены на рис. 66. Поляризация поперечных волн. Изучение поляризации попе- поперечных волн представляет особый интерес. Выполненные экспе- эксперименты показывают, что первые одна-две фазы волны S, как правило, поляризованы линейно. В последующих фазах наблю- наблюдается нарушение линейной поляризации, связанное с наложе- наложением волн, поляризованных в различных направлениях. В ани- анизотропных средах наблюдается разделение поперечной волны на две волны Si и S2, распространяющиеся с различными скоро- скоростями и характеризующиеся различными направлениями смеще- смещения. В осесимметричных средах волна SH поляризована в го- горизонтальном направлении, перпендикулярном к направлению 192
13 Заказ № 201
распространения, и регистрируется на Y составляющей. Волна SV поляризована в вертикальной плоскости и регистрируется на Z и X составляющих. Отличаются также и формы записей этих волн на сейсмограммах. Спектр волн SV обычно более высокочастотен, чем волн SH. Следует отметить, что в горизонтально-слоистой среде на продольном вертикальном профиле, совпадающем с направле- направлением оси симметрии упругих свойств среды, скорости волн SH и SV равны и разделить их на сейсмограмме невозможно. Соот- Соотношение скоростей волн SV и SH сильно зависит от соотноше- соотношения упругих постоянных в анизотропной среде. Изучением поляризации поперечных волн в отдельных рай- районах удалось выявить анизотропию среды для волн S при отсутствии ее для волн Р. Экспериментальные материалы, полу- полученные в ряде районов, хорошо согласуются с результатами тео- теоретических расчетов, выполненных для трансверсально-анизо- тропных сред, согласно которым: а) вертикальная скорость волны SH должна быть равна горизонтальной скорости волны SV; б) скорости волн SV по горизонтали и вертикали одинаковы; в) степень анизотропии для волн Р и S может быть неодинакова. Поляризация волн S существенно зависит от напряженного со- состояния пород. В условиях невсестороннего сжатия изменяются анизотропные характеристики пород, что приводит к изменению поляризации S волн. Однако распространение волн в анизо- анизотропных средах изучено очень мало. Пока нет возможности ко- количественно интерпретировать все наблюдаемые особенности поляризации поперечных волн. Результаты ПМ ВСП стимулиро- стимулировали развитие теоретических исследований процесса распростра- распространения сейсмических волн в анизотропных средах [30], и можно думать, что в скором времени появится возможность количест- количественной интерпретации параметров поляризации с целью полу- получения детальных сведений о среде, которые трудно получить, используя только кинематические характеристики волн при ана- анализе волновой картины. Рассмотрим в качестве примера распространение прямых по- поперечных волн в средах с резко выраженной анизотропией ско- скоростей волн S (см. рис. 12, а), характерных для условий сильно развитой диапировой тектоники (Тамань). В майкопских гли- глинах скорости волн S в 4 раза меньше скорости волн Р. Вблизи ПВ волны S образуют сложную нерасчлененную группу колебаний, интерферирующих с поверхностными волнами (рис. 67). С уда- удалением от источника волны S расходятся с поверхностными вол- волнами и разделяются на две группы Si и S2. Волны группы Si поляризованы в горизонтальном направлении, перпендикуляр- перпендикулярном к лучевой плоскости (волны SH). Волны группы S2 поля- поляризованы в лучевой плоскости (волны SV). Горизонтальные и вертикальные годографы S волн свидетельствуют о наличии вертикального градиента скорости, минимум вертикального го- 194
дографа погружается с удалением ПВ от скважины. Наличие градиента скорости приводит к образованию кратных волн S, Рис. 67. Волновое поле на горизонтальном (Пр 5, ПВ 1, составляющая ///) к вертикальном (скв. В-3, составляющие // и ///) профилях в условиях диапиро- вой тектоники Тамани (Фонталовская площадь). На стереограмме показаны области следящих составляющих что обусловливает большую протяженность этой группы коле- колебаний. По мере удаления от источника разность времен реги- регистрации волн Si и Бг увеличивается и достигает 0,5 с при 1 = 1,5 км. Отношение скоростей волн Si и S2 составляет 1,4 и не- несколько варьирует в различных направлениях от источника. 195
Группа волн S2 (SV) интенсивнее и протяженнее группы волн Si (SH). Первые четкие фазы волн Si и S2 поляризованы ли- линейно. Однако поляризация последующих фаз, как правило, на- нарушается в результате наложения волн. Таким образом, на характер поля прямых поперечных волн решающее влияние оказали две особенности среды — сильная анизотропия скоро- 2500 3000 Уср,м/с Рис. 68. Результаты изучения скоростей волн Р и S в 20 глубоких скважи- скважинах Краснодарского края (по Ю. Д. Мирзояну): а —кривые средних скоростей волн S A) и Р B); б — зависимость vs от vp; в — зави- зависимость Vplvs от vp: 1 — неоген-олигоценовые отложения, 2 — палеоцен—верхний мел. 3 — нижний мел стей волн S, приведшая к раздельной регистрации волн Si и S2, и вертикальный градиент скорости волн S, обусловивший обра- образование кратных S волн. Скорости волн Р и S. Отношение скоростей волн Р и S изу- изучено достаточно хорошо, и мы не будем на этом подробно ос- останавливаться. ВСП подтвердило, что отношение скоростей сильно зависит от литологии и может изменяться в широких пределах. В большинстве районов оно составляет 1,5—2 для 196
кристаллических пород, 2—2,2 для грубообломочных терриген- ных отложений и 3,5—4 для песчано-глинистых толщ. На от- отдельных площадях наблюдается значительно более широкий ин- интервал изменения отношений v-pjvs. Так, на Кудиновской пло- площади v-plvs меняется от 5—6 в самой верхней части разреза до 2 в толще палеозоя. Большие значения отношения v-plvs могут си и и 1500 1000 500 - • • ^ • • • - ^ • + • • у у : + 2000 2500 3000 3500 Vp,M/C. I o | • *«T5i—-a**». 1500 2000 2500 3000 3500 (rp,M/c наблюдаться также на больших глубинах. Например, на Ста- Старо-Минской площади отношение средних скоростей fp/t>s до глубины 1300 м равно 3,3. По кривым средних скоростей волн Р и S, полученным ПМ ВСП в 20 скважинах, расположенных на различных площадях Краснодарского края (рис. 68), видно, что диапазон изменения скоростей очень большой. Так, на глу- глубине 2000 м средние значения скоростей волн Р изменяются в диапазоне от 1800 до 3200 м/с и волн S —от 700 до 1600 м/с. 197
Во всех скважинах волны S выделены и прослежены на запи- записях, полученных при обычных взрывах, применяемых в сейсмо разведке. ЗМС по скоростям волн S практически не отме Рис. 69. Результаты МСК (/=15 м): а — полярные сейсмограммы; б — сейсмограмма следящих со- составляющих B, 8, И) волны S; в — области (штриховка) следя- следящих составляющих /80l ЯМ чается. Отношение up/^s наиболее сильно изменяется в ЗМС и составляет 1,6—7. В коренных породах, подстилающих ЗМС, от- отношение t>p/us = 3—5 сильно зависит от литологии. Столь рез- резкая изменчивость этих параметров вдоль профиля обусловлю вает необходимость ее учета при обработке материалов. 198 '
Особо следует отметить, что для получения сведений о ско- скоростях волн, помимо прямых волн, могут быть использованы обменные вниз проходящие волны. Результаты ВСП показали, что эти волны, связанные с резкими опорными границами в ВЧР, обладают большой интенсивностью при взрывах на сравнительно небольшом расстоянии от устья скважины и рас- распространяются по направлениям, близким к вертикали. ПМ микросейсмокаротажа (ПМ МСК). Для изучения скоро- скоростей волн Р и S в самой верхней и наболее неоднородной части разреза, в которой значения скоростей могут варьировать в очень широком диапазоне, эффективен ПМ МСК. В отличие от обычного МСК на земной поверхности проводится регистра- регистрация трехкомпонентными установками. На полярных сейсмограм- сейсмограммах (рис. 69) выделяются следящие составляющие волн S, на которых вступления волны S выделяются уверенно и могут быть использованы для определения скорости. На рис. 70 приве- приведены для двух профилей сводные графики скоростей волн Р и S, отношения ^p/^s и коэффициента Пуассона а. § 3. ПОПЕРЕЧНЫЕ ОТРАЖЕННЫЕ (МОНОТИПНЫЕ И ОБМЕННЫЕ) ВОЛНЫ По данным ПМ ВСП, полученным в районах с различным строением, отраженные волны SS и PS очень широко представ- представлены в волновом поле. Они регистрируются в разных интерва- интервалах сейсмограмм и могут иметь большое разведочное значение. Поперечные отраженные волны SS хорошо изучены. К сожале- сожалению, этого нельзя сказать об обменных отраженных волнах. Сравнительно небольшие объемы работ по изучению обменных отраженных волн не привели к созданию метода и были прак- практически полностью прекращены. ПМ ВСП позволил эффективно использовать обменные отраженные волны и показать их боль- большие разведочные возможности. Совместное использование про- продольных и обменных отраженных волн может быть очень эф- эффективно и легко реализовано. Рассмотрим результаты изучения волновых полей отражен- отраженных поперечных и обменных волн, полученные ПМ ВСП в рай- районах с различным строением. Волны в условиях диапировой тектоники Тамани. Сложность волнового поля в условиях диапировой тектоники связана с на- наличием большого количества волн разных типов, поляризован- поляризованных различным образом с меняющимися условиями наложения этих волн, сильно зависящими от расположения линии наблю- наблюдения по отношению к диапирам. Все это обусловило крайне низкую эффективность сейсморазведки. Наблюдения ПМ ВСП были выполнены с целью изучения волн-помех, природа кото- которых оставалась неясной, а также для оценки возможности выде- 199
Рис. 70. Графики ипл, t>P/ys и а для двух профилей по резуль- результатам ПМ МСК
ления волн, отраженных от границ в поддиапировых отложе- отложениях. Для изучения волн, связанных с ВЧР, отработана объемная система наблюдений (см. рис. 12,а). Для сейсмограмм ПМВСП характерно обилие поперечных восходящих и падающих волн, существенное различие записей на сейсмограммах различных составляющих колебаний в пространстве. Характер записи сильно меняется с расстоянием от источника. Поперечные отраженные волны SS выделяются на различ- различных составляющих и занимают широкий интервал времени (рис. 71). Они характеризуются более низкочастотным соста- составом, чем волны S, и в большинстве случаев поляризованы, как SV колебания. Распространяясь по направлениям, близким к го- горизонтали, волны SS обладают интенсивной вертикальной со- составляющей и являются помехами для прослеживания продоль- продольных волн. Обменные волны PS очень широко развиты в условиях диапировой тектоники, занимают значительную часть сейсмо- сейсмограммы, отличаются большой интенсивностью и уверенно про- прослеживаются на сейсмограммах ПМ ВСП из всех ПВ. В зави- зависимости от взаимного расположения пункта возбуждения в гра- границы обмена волны PS могут быть как отраженными, так и проходящими (рис. 71). Кажущиеся скорости и ориентировка сле- следящих составляющих волн PS на земной поверхности меняются в зависимости от взаимного расположения ПВ и границы об- обмена и ее ориентировки в пространстве. Кажущаяся скорость волн PS на вертикальных профилях мала и близка к скорости волн S в среде (около 500 м/с). При регистрации вне области интерференции волны PS поляризованы линейно по типу SV колебаний. Отраженные волны РР, PS и SS, связанные с большими глу- глубинами, изучались в скв. 5 Тамани. Прямые волны S прослежи- прослеживаются на составляющей 10, отраженные волны SS — на со- составляющих 13, R, X. Сопоставление вертикальных годографов и областей существования волн РР, PS и SS свидетельствует о том, что волны разных типов приурочены к одним и тем же границам раздела. Поперечные волны в условиях дислоцированных сред. В сложно построенной зоне Западного Предкавказья (Калуж- (Калужская площадь) на сейсмограммах фиксированных составляю- составляющих колебаний (рис. 72, а) выделены волны разных типов. Продольные отраженные волны уверенно прослеживаются на компоненте 16. Прямая поперечная волна S и отраженные попе- поперечные волны SS наиболее уверенно прослеживаются на состав- составляющей R локальной системы координат, перпендикулярной к направлению Р и лежащей в лучевой плоскости. Обменные отраженные волны прослеживаются на составляющих 13 и X. Обменные проходящие падающие волны — на составляющей Р. 201
s a,
Области следящих составляющих охватывают значительную часть пространства. Наземные наблюдения ПМ позволяют про- проследить эти волны на земной поверхности, совместно их обра- обработать и интерпретировать. На Анастасиевско-Троицкой площади, где расположено круп- крупное газонефтяное месторождение, волновое поле представлено большим числом волн. ПМ ВСП выделены и прослежены волны разных типов. Области следящих составляющих волн SV за- зависят от / и с удалением источника приближаются к верти- вертикали. Поперечные монотипные отраженные волны связаны в ос- основном с границами в верхней части разреза. Следует отметить, что наблюдаются отдельные случаи не- несовпадения границ отражения и обмена. Волны в платформенных условиях. Рассмотрим обменные от- отраженные волны, связанные с двумя тонкими слоями в гра- градиентной среде (границы 1 и 3, на рис. 30). В верхней части резреза доминируют обменные отраженная и проходящая волны, связанные с первой границей (Я = 270 м), являющиеся наиболее интенсивными на наземных сейсмограм- сейсмограммах. Помимо них выделяются более слабые обменные кратно- отраженные волны, образующиеся между подошвой ЗМС и пер- первой границей. Обменная отраженная и проходящая волны от второй гра- границы являются наиболее интенсивными из всех зарегистриро- зарегистрированных обменных волн и отлично прослеживаются на вертикаль- вертикальных профилях из всех пунктов взрыва на всем интервале реги- регистрации. Обменные отраженные волны характеризуются более низкочастотным составом, чем продольные волны (рис. 73). В слоях с пониженной скоростью может наблюдаться значи- значительное усложнение волновой картины из-за возникновения большого числа кратных обменных волн. Эти слои и играют роль волноводов. Наблюдения ВСП из различных ПВ позволяют изу- изучить процесс формирования волнового поля в волноводе (рис. 74). Волноводные явления существенно усложняют усло- условия корреляции обменных волн. Выделенные при ВСП про- продольные, поперечные и обменные волны от тонких слоев были затем выделены и прослежены при наземных наблюдениях ПМ ОГТ. На рис. 75 приведены глубинные разрезы, построенные по трем типам волн. Обменные проходящие PS и связанные с ними отраженные волны PSS служат дополнительным и независимым источни- источником сведений о поглощающих и отражающих свойствах раз- разреза, в частности, по изменению амплитуд обменной волны оп- определяется коэффициент поглощения as, а по отношению ам- амплитуд отраженной PSS и падающей PS волн — коэффициент отражения Ks. При известном Ks коэффициент as может быть также определен по падающим и отраженным волнам. Полу- Полученные при этом значения являются приближенными и эффек- 203
13 Рис. 72. Сейсмограммы ПМ ВСП и области следящих составляющих волн раз- различных типов: о — ПВ 500 м, скв. 60, Калужская; б — области следящих составляющих для поперечных (/) и обменных (//) волн: 1 — первая поперечная волна SV, 2 — вторая поперечная волна SH, -3 — отраженные поперечные волны SS, 4 — обменные отраженные волны PS, 5 — обменные падающие волны PS от границы на глубине //=300 м. 6 — то же #=460 м, 7 — то же, #=520 м
б 0 20 UP 60fJn б 0 20 4V ВО 80 f/ц . о Рис. 73. Графики преобладающих частот обменных волн разных типов и схема- схематические вертикальные годографы: а — ПВ 1250 м, скв. 20, Старо-Минская; б — ПВ 1250 м, скв. 15, Челбасская Краснодар- Краснодарского края; в — ПВ 1775 м, скв. 42, Старо-Минская Рис. 74. Сейсмограмма, иллюстрирующая кратные обменные волны в волно- волноводе (ПВ 3700 м, скв. 1, Клетско-Почтовская)
207
Рис. 75. Временные разрезы по трем типам волн, полученные при наземных наблюдениях ПМ ОГТ, Северская площадь Краснодарского края (по Ю. Д. Мирзояну) тивными. В табл. 5 приведены данные, полученные в двух скважинах Московской синеклизы (В. В. Молчанов, 1976 г.). Из табл. 5 видно, что значения as по падающим волнам, так же как и аР по падающим волнам, превышают такие же значения по амплитудам отраженных волн примерно в 1,5 раза за счет недоучета коэффициентов прохождения. Коэффициент поглоще- поглощения для поперечных волн примерно в 3—4 раза больше, чем для продольных волн. Коэффициент /Cs для волн PSS в 2—3 раза больше, чем для продольных волн, чем и объясняется их срав- сравнимая интенсивность, несмотря на большое поглощение волн S. В области совместной регистрации отраженных поперечных и 14 Заказ № 201 209
обменных волн возникают трудности их идентификации на сей- сейсмограммах, так как скорости и направления распространения их одинаковы. В этих условиях существенное значение приоб- приобретает поляризация колебаний, которая для разных волн может быть существенно различной. § 4. ОБМЕННЫЕ ПРОХОДЯЩИЕ ВВЕРХ ВОЛНЫ Трудности интерпретации материалов наблюдений КМПВ'и ГСЗ, основанные на изучении волн, распространяющихся зна- значительную часть пути по направлению, близкому к горизон- горизонтальному, привели к резкому увеличению объемов региональных работ методом обменных проходящих волн. При интерпрета- интерпретации материалов, полученных методом обменных проходящих волн, основные трудности связаны с отсутствием физически обоснованных критериев определения природы и отождествле- отождествления волн. С этой целью необходимо было изучить условия обра- образования обменных проходящих волн на границах, расположен- расположенных на больших глубинах, условия и возможности их регистра- регистрации и отождествления на земной поверхности. Преимущества ВСП при изучении обменных проходящих волн заключаются в том, что источник и точки наблюдения на- находятся по разные стороны от границы обмена и обменные про- проходящие волны непрерывно прослеживаются по вертикальному профилю. Такая система технически и экономически может быть легко реализована при ВСП. Наблюдениями на больших глубинах в окрестности взрыва может быть изучено поле падаю- падающих волн, а в области приема — поле подошедших продольных волн, условия образования и характеристики обменных прохо- проходящих волн, образующихся на глубоких границах обмена, усло- условия их регистрации в верхней части разреза и возможности их выделения на земной поверхности. Например, комбинированная система наблюдений в вертикальной плоскости из серии пунктов взрыва, расположенных в интервале расстояний от 0 до 32 км (см. рис. 12, б), обеспечила возможность изучения волн при оп- оптимальных для образования обменных проходящих волн углах падения продольных волн на кровлю фундамента F5—75°). Малая глубина кристаллического фундамента (#=1880 м) поз- позволила изучить глубинные обменные проходящие волны при ми- минимальном влиянии кратных волн, регистрирующихся на боль- больших временах. При изучении обменных проходящих волн в об- области прогиба при глубоком залегании фундамента ПМ ВСП выполнялся уже из ПВ, расположенных на расстоянии до 63 км (см. рис. 80). Наблюдения на больших глубинах в окрестности источника показали, что неоднородности в ВЧР обусловливают сложный цуг падающих продольных волн, занимающих всю начальную часть сейсмограммы (рис. 76). При наблюдениях на больших 210
Рис, 76. Сейсмограммы ВСП в окрестности взрыва (ПВ 1000 и 1500 м) и в об- области приема (ПВ 7200, 10 900, 31 700 м)
расстояниях в области приема все эти волны вслед за первой подходят снизу к кровле фундамента и пересекают все границы в осадочной толще, образуя большое число обменных волн на границах, расположенных на различных глубинах. Даже одной резкой границы в ВЧР может быть достаточно, чтобы полно- полностью объяснить всю сейсмограмму горизонтальной составляю- составляющей. Из сопоставления наземных сейсмограмм Z и X состав- составляющих (рис. 77) видно, что запись X составляющей практиче- практически повторяет запись Z составляющей и смещена во времени на Д?=0,25—0,30 с. Это запаздывание вызвано обменом на кровле палеозоя (//=125 м). В данном примере на наземной сейсмограмме на сравнительно малых расстояниях от источника наблюдаются волны только от одной границы обмена. С увели- увеличением расстояния на наземной сейсмограмме X составляющей появляются волны, вызванные более глубокими границами обмена. Образование обменных волн на следующей по глубине резкой границе (// = 640 м) проиллюстрируем наблюдениями по верти- вертикальному профилю, отработанному из пункта взрыва, располо- расположенного на расстоянии 31 700 м от профиля. На сводной сей- сейсмограмме Z составляющей (рис. 78, а) зарегистрировано боль- большое количество распространяющихся снизу продольных волн, соизмеримых с первой продольной волной. На сейсмограмме (рис. 78, в), составленной из вертикальной 2 и полной горизон- горизонтальной / составляющих, видно, что каждой продольной волне, падающей на границу, соответствует над границей обменная проходящая волна, которая уверенно коррелируется по верти- вертикальному профилю1. Все эти волны (продольные и обменные) при пересечении границы на глубине 125 м в свою очередь об- образуют новую серию вторичных волн, которые затем регистри- регистрируются на наземных сейсмограммах. Интенсивные обменные проходящие волны образуются на наиболее резких границах, расположенных, как правило, в ВЧР. Применением РНП I рода при реализации его на ЭВМ было установлено наличие обменных волн от глубоких границ, опре- определены компоненты, оптимальные для их выделения, и состав- составлены сводные сейсмограммы следящей составляющей, по кото- которым в дальнейшем проводилась их корреляция. В условиях сложного интерференционного волнового поля применяемые в настоящее время критерии отождествления волн Р и PS (по форме записи, времени запаздывания, поляри- поляризации) не позволяют уверенно определить природу волн, свя- связанных с большими глубинами. И интерпретация обменных волн может стать практически неоднозначной. Все сказанное не относится к обменным волнам, регистри- регистрируемым первыми на сейсмограммах, интерпретация которых, 1 На сейсмограммах моменты вступления первой волны совмещены. 212
как правило, не вызывает трудностей. Однако в большинстве случаев первая волна связана с верхними границами и не пред- представляет большого геологического интереса. В районах, где пер- Рис. 79. Обменные проходящие волны от кристаллического фундамента при нерасчлененной осадочной толще: а —в платформенных условиях при мелком залегании фундамента (Краснодарский край)г / — сейсмограммы ВСП, // — наземная сейсмограмма; б — наземная сейсмограмма в об- области прогиба (Илийская впадина) вая резкая граница располагается на большой глубине (напри- (например, в прогибах, где фундамент покрыт мощной толщей слабо- дифференцированных терригенных отложений), обменная волна, связанная с этой границей, может представлять разведочный 215-
2 ¦ SJ t,c интерес, и использование об- обменных проходящих волн для изучения первой границы в этих случаях является очень эф- эффективным. В платформенной части Краснодарского края в условиях сравнительно неболь- небольшой глубины кристалличес- кристаллического фундамента A500 м) и слабодифференцированной тол- толщи терригенных отложений на сейсмограммах ВСП (рис. 79) из ПВ 12,1 км и 17,2 км даже на составляющей Z уверенно выделяется обменная прохо- проходящая волна от фундамента. Отсутствие резких прелом- преломляющих границ как в области возбуждения, так и в области приема обусловило большую простоту волнового поля. Поэтому на наземной сейсмо- сейсмограмме (рис. 79, а, //) реги- регистрируется только первая про- 216
дольная волна на составляющей Z, а на составляющей X — об- обменная проходящая волна от кристаллического фундамента. Аналогичная картина наблюдается в условиях глубокого за- залегания фундамента, когда осадочная толща представлена не- расчлененными терригенными отложениями. Сейсмограмма со- составляющей X (рис. 79, б), полученная в Илийской впадине, выполненной толщей терригенных отложений (мощностью 4 км), практически дублирует сейсмограмму Z составляющей со сдвигом во времени. В отличие от рассмотренных случаев простой нерасчленен- ной толщи, по сейсмограммам, полученным на сравнительно небольших расстояниях от ПВ в Прикаспийской впадине (рис. 80, а), видно сложное волновое поле с большим количеством 217
Рис. 81. Сопоставление теоретических A) и наблюденных B) годографо» волн Р и S (а) и временной разрез по данным обменных проходящих волн (б): SK, Sp+T, SD, Бф — границы обмена, приуроченные соответственно к меловым, пермо- триасовым, палеозойским отложениям и к поверхности фундамента
б t) woo 2ood та шд sooo z?, м/с волн, сформировавшееся в окрестности взрыва. На сейсмограм- сейсмограммах ПМ ВСП, полученных на расстояниях 63 км (рис. 80,6), также наблюдается очень сложное поле, На сейсмограммах Р составляющих выделяются только продольные волны. Выделить обменные проходящие волны удается только на составляющей. R локальной системы координат в плоскости нулевых смещений волн Р, являющихся основными помехами при выделении об- обменных волн. Однако и на R составляющей их корреляция нару- нарушается падающими продольными волнами, связанными с ВЧР, Вычитание последних позволило проследить обменные прохо- проходящие волны, приуроченные к границам в осадочной толще и к поверхности фундамента. Теоретические и наблюденные вер- вертикальные годографы хорошо согласуются (рис. 81, а). Эти ре- результаты Позволили построить временной разрез для четырех границ обмена (рис. 81,6). Результаты эксперимен- экспериментального изучения обменных проходящих волн в сейсмораз- ведочном диапазоне частот хо- хорошо согласуются с данными расчетов. На рис. 82, а показа- показаны синтетические сейсмо- сейсмограммы Z и X составляющих, рассчитанные для модели среды, типичной для юга Рус- Русской платформы (рис. 82,6), и двух исходных импульсов продольной волны, взятых с, экспериментальных сейсмо- сейсмограмм на глубинах 1450 м (ПВ 16900 м) и 1400 м (ПВ 31700 м). На сейсмограм- сейсмограммах X составляющей наблю- наблюдается сложное интерференци- интерференционное поле являющееся ре- результатом наложения обмен- ных проходящих волн от раз- различных границ. В этих усло- 250 500 750 1000 1250 1500 1750 Рис. 82. Расчетные сейсмограммы Z и X составляющих обменных и крат- кратных волн для двух различных по форме цугов волн, падающих на кровлю фундамента под углом 70°, (а) и скоростная модель среды (б). Цифрами на линиях подписаны но- номера границ, с которыми связаны обменные волны 219
виях однозначное отождествление фаз продольных и обменных волн практически невозможно. В последние годы для региональных исследований все больше используются данные землетрясений. Для получения сведений о строении среды используются обменные проходящие волны, образовавшиеся в области регистрации. Землетрясения обладают существенными преимуществами перед взрывными источниками и позволяют получить сведения о глубоких гра- границах в земной коре и мантии, однако определить природу волн и отождествить их остается трудной задачей. Применение ППК. позволило детально изучить начальную часть записи и получить результаты, представляющие большой практический интерес. Среди регулярных продольных волн, об- образующих начальную часть записи землетрясения (до 15 с) и регистрирующихся на Z составляющих, выделены две группы. Первую группу составляют волны, близкие по интенсивности к первой волне. Их количество и расположение на сейсмограм- сейсмограммах разных землетрясений неодинаково. Ко второй группе от- относятся волны, связанные с областью регистрации и являю- являющиеся кратно-отраженными волнами, образовавшимися между земной поверхностью и границами в земной коре. Они сущест- существенно менее интенсивные, чем волны первой группы, однако при разных землетрясениях они регистрируются на одних и тех же интервалах времени. Волны второй группы могут быть исполь- использованы для изучения строения земной коры. Прослеживание следящих составляющих обменных волн в плоскости нулевых смещений для волн-помех (продольных) позволило улучшить условия их выделения. При этом было по- показано, что форма обменных волн может быть проще, чем форма первой продольной волны. Были выделены также пов- повторные обменные волны, регистрирующиеся в интервале вре- времен 9—15 с. Форма цугов повторных и первичных обменных волн близка. По временам вступлений, форме записи и поля- поляризации колебаний эти волны были отнесены к обменным вол- волнам, образовавшимся на тех же границах, что и первичные об- обменные волны, но связанным с кратно-отраженными продоль- продольными волнами. Эти исследования явились предпосылкой создания поляри- поляризационного метода региональных исследований с использова- использованием землетрясений (ПМ РИЗ) [32], в основе которого лежит совместное использование волн разных типов. С целью подав- подавления волн, связанных с очагами землетрясений, и выделения устойчивой части волнового поля, связанного с областью при- приема, применяется накапливание сигналов путем группирования записей различных землетрясений. Речь идет о получении сей- 220
смограмм общего пункта приема (ОПП) и общего пункта воз- возбуждения (ОПВ) и применении при их обработке способов, аналогичных применяемым в методе ОГТ. Однако это направ- направление требует дальнейшего развития. Таким образом, развитие ПМ ВСП существенно расширило возможности изучения по- поперечных и обменных волн и позволило при изучении среды ис- использовать совместно волны разных типов, широко представлен- представленных в разрезе.
Часть третья ВСП И ИЗУЧЕНИЕ ОКОЛОСКВАЖИННОГО ПРОСТРАНСТВА Применение ВСП для увеличения эффективности основных методов наземных сейсмических наблюдений, рассмотренное во второй части книги, не исчерпывает его возможностей. Преи- Преимущества регистрации волн во внутренних точках среды могут быть использованы также для непосредственного изучения около- и межскважинного пространства. Большинство видов, геофизических измерений в скважинах (электрических, акусти- акустических и др.) освещают разрез вдоль линии скважины на расстоянии примерно 1,5—2 м от стенки скважины. Только сей- сейсмические наблюдения позволяют существенно увеличить пред- представительность исследований и изучить околоскважинное про- пространство на расстояниях до нескольких сот метров, а в отдель- отдельных случаях до 1,5—2 км от ствола скважины, а также на больших глубинах, не вскрытых скважиной. Это пространство- в первом приближении можно представить цилиндром или усе- усеченным конусом, осью которого является скважина. Изучение околоскважинного пространства с каждым годом представляет все больший интерес. Это объясняется тем, что с увеличением глубинности исследований, а следовательно, стои- стоимости бурения заметно снижается эффективность поисковых ра- работ и увеличивается относительное количество пробуренных не- непродуктивных скважин. В период 1971 — 1975гг. в целом постране около трех четвертей всех разведочных скважин оказались не- непродуктивными, а больше половины обнаруженных структур — пустыми (Н. Я. Кунин, 1977 г.). Сокращение объемов бурения в законтурных зонах и на пустых структурах имеет большое народнохозяйственное значение. Основным направлением повышения эффективности геолого- геологоразведочных работ является более полное использование воз- возможностей сейсмических наблюдений на этапах разведки и эксплуатации месторождений. До последнего времени сейсми- сейсмическая разведка применялась в основном на этапе поиска и под- подготовки структур к бурению. В то же время в последние годы, в основном благодаря раз- развитию ВСП, а затем ПМ ВСП, была существенно усовершенст- усовершенствована технология сейсмических наблюдений в скважинах, ко- которая позволила резко повысить разведочные возможности при изучении околоскважинного пространства. Наблюдаемые при ВСП отраженные волны значительно повысили эффективность решения структурных задач. С развитием ПМ ВСП, обеспечив- 222
шего широкое использование динамики волн, появились воз- возможности изучения физических свойств разреза и решения ли- толого-стратиграфических задач. Использование параметров поляризации волн позволило получать независимые и более де- детальные сведения о среде. Все это явилось основой применения сейсмических исследо- исследований на таких важных этапах геологоразведочного процесса, как разведка, разбуривание и эксплуатация месторождений. Эти исследования позволили сформулировать основы нового на- направления сейсморазведки — промысловой сейсмики, или сей- смики околоскважинного пространства [33]. Промысловая сей- смика применяется на участках, где имеется и расширяется сеть глубоких скважин; наблюдения выполняются в процессе буре- бурения; ВСП комбинируется с наземными и подзонными наблюде- наблюдениями; широко комплексируется с другими геофизическими (акустическими, электрическими, нейтронными) методами ис- исследований. Важность и актуальность этих исследований опре- определяется тем, что они позволяют на этапе разведки путем более обоснованного и оптимального расположения скважин сущест- существенно сократить объемы дорогостоящего глубокого бурения, не- необходимого для разведки и разбуривания месторождения. В изучении околоскважинного пространства в настоящее время можно выделить две основные группы задач: структурные и литолого-стратиграфические. Если при решении структурных задач в основном используется кинематика отраженных волн, то решение литолого-стратиграфических задач основано на ши- широком использовании динамики волн. Глава IX ОПРЕДЕЛЕНИЕ СКОРОСТЕЙ РАСПРОСТРАНЕНИЯ ВОЛН ПО ДАННЫМ ВСП Сейсмические наблюдения в скважинах всегда были и остаются основным источником сведений о скоростях. В сейсми- сейсмическом каротаже для определения скорости используется, как правило, продольный вертикальный годограф первой волны. Способы обработки данных сейсмического каротажа известны [34], мы рассмотрим только некоторые специфические вопросы определения скоростей, характерные для ВСП. Принципиальным преимуществом ВСП при определении скоростей является возможность использования не только пер- первых волн, но и волн разной природы и типов, регистрирующихся в последующей части записи. 223
§ 1. ОПРЕДЕЛЕНИЕ СКОРОСТЕЙ ПО ГОДОГРАФАМ ПЕРВЫХ ВОЛН При решении различных задач методом ВСП значительный объем наблюдений выполняется по непродольным профилям. Для определения скоростного разреза непродольный годограф обычно приводится к вертикальному. Поправки для такого пе- пересчета определяются из очень упрощенных представлений о среде с кусочно-постоянным законом изменения скорости с глубиной. Возможность определения скоростного разреза по непродольному годографу без предварительного пересчета в про- продольный представляет практический интерес, так как при наб- наблюдениях на непродольных профилях получаемый материал обычно меньше искажен различными волнами-помехами (труб- (трубными, кабельными и др.), чем при наблюдениях по продольному профилю. В последнем случае очень часто ВЧР не может быть изучена из-за этих помех. Рассмотрим один из способов определения кривой' измене- изменения скорости с глубиной v (H) по непродольному годографу ВСП [24]. Вертикальный годограф рефрагированной волны можно представить уравнением я =° Для искомой функции v (H)—это нелинейное интегральное уравнение Вольтера первого рода. В связи с трудностями его решения v (H) можно находить методом последовательного подбора. По значению скорости в первой точке (// = 0), опре- определяемой по формуле dH Уя=о находится значение во второй точке, соответствующей шагу наб- наблюдений по вертикальному профилю (Н = АН). Подставляя зна- значения скорости в точке Н (АН) в последнее уравнение, числен- численным методом находят значение t\(AH). Далее полученное зна- значение t\(AH) сравнивается с t(AH), известным из эксперимента. Если г\(АН)фг(АН), то последовательным изменением вели- величины v(AH) добиваются, чтобы расчетное и наблюденное зна- значения времени совпадали с требуемой точностью. Полученное во второй точке значение скорости v (H) принимается за первое приближение и определяется значение в следующей точке. Та- Такая процедура выполняется для всех точек вертикального про- 1 Изменение скорости с глубиной v(H) может быть также определено по кривой изменения направлений смещений (см. гл. XII). 224
филя. При таком подборе погрешности не накапливаются, а не- непрерывно компенсируются от точки к точке. Способ применим для участков вертикального годографа прямых волн с положи- положительной кажущейся скоростью. Способ был реализован на ЭВМ и опробован на модельных примерах. На рис. 83 приведены материалы определения v(H) для двух моделей: скорость является непрерывной функцией глубины и кусочно-постоянной. Для обеих моделей рассчитаны продольные годографы для разных! I, по которым определены Рис. 83. Графики v (H) по непродольным вертикальным годографам для слу- случая непрерывного (а) и кусочно-постоянного (б) законов изменения скорости с глубиной [24]: ; — заданный закон v(H) я найденные значения скоростей, 2—i — теоретические годо- годографы для ПВ, 100, 500, 1000 м кривые скоростей. Найденные кривые практически полностью совпадают с исходными.- Кажущуюся скорость волн в слое над границей в случае пло- плоской наклонной границы раздела с однородной покрывающей толщей можно определить по годографу головной волны (при /> /щ>) из уравнения годографа E): т. е. vK зависит от угла падения границы ф. В случае горизонтальной границы q> = 0 15 Заказ W» 201 225
Граничная скорость определяется по формуле 21 V где At— разность времен вступлений волн на земной поверхности (Я = 0) и на границе (Н = НВ), a t0 — время вступления первой волны в точке пересечения вертикального профиля с границей раздела. Скорость в верхнем слое v== 2огсозф В многослойной среде по уравнению годографа головной волны B2) и значению скорости в преломляющем слое vn = vr можно вычислить скорость в слое т по формуле = 1 VCOS2 lmn r ~Т~ * —7 IF При этом относительная погрешность определения скорости vm где 6vr — относительная погрешность определения граничной скорости. По уравнению годографа проходящей волны B3) в случае мощного слоя можно найти значение скорости, так как асимп- асимптота годографа имеет угловой коэффициент l/vn. Кажущаяся скорость проходящих волн определяется выражением [36] д/l — p2v% cos ф — pv2 sin где р — параметр луча. Из анализа кажущейся скорости сле- следует, ЧТО VK = VnJI = У2 При 12 = —ф ИЛИ -P v2 ^K=oo ПРИ 1~Ъ Ф ИЛИ Ф-arctg j^- 226
Следовательно, при определении пластовых скоростей ипл по продольным вертикальным годографам проходящих волн необ- необходимо учитывать угол наклона границы, так как иначе могут быть получены завышенные значения уПл. В отдельных случаях при v2<.V\ возможен также пропуск слоя. Точность отсчета момента вступления волны на сейсмо- сейсмограмме зависит от интенсивности импульса. Вступление наб- наблюдается тем раньше, чем интенсивнее импульс. Однако время регистрации экстремумов при этом практически не меняется. Кроме того, из-за дисперсии скоростей и поглощения в про- процессе распространения волн за счет потери высокочастотных со- составляющих начало импульса становится все более плавным. По- Поэтому скорость, определенная по моментам вступления первой волны, может отличаться от скорости, определенной по экстре- экстремумам; последняя соответствует скорости распространения гар- гармонических колебаний с частотой, равной преобладающей ча- частоте импульса. Обычно это различие не превышает 1—2%. § 2. ОПРЕДЕЛЕНИЕ КАЖУЩИХСЯ И ПЛАСТОВЫХ СКОРОСТЕЙ ПО ГОДОГРАФАМ ОТРАЖЕННЫХ ВОЛН Кажущуюся скорость отраженной волны в каждой точке Н вертикального профиля можно определить из уравнения годо- годографа A0) вторичных волн, в том числе и продольной отражен- отраженной волны Щ 2//Hcos<p-// 2tfн cos ф - Я » где Ян — глубина границы под ПВ по нормали; Яв — то же, по вертикали. Если скважина наклонна с постоянным углом а, то значе- значение vK вдоль ствола скважины где k = tga; a — зенитный угол направления оси скважины. Относительная погрешность определения ик при неучете на- наклона скважины Аок __ 1 _ k(kz + l — 2ЯН sin фI У?2— 1 Эта погрешность" на земной поверхности равна нулю и плавно увеличивается с увеличением глубины. Максимальные 15* 227
значения соответствуют точке пересечения скважиной отражаю- отражающей границы и при больших наклонах скважины могут быть значительными (до 30 % и более), вплоть до изменения знака кажущейся скорости. Влияние наклона скважины на vK необ- необходимо учитывать при определении типа отраженной волны по значению vK. Кажущаяся скорость отраженной волны любого номера крат- кратности является квазипериодической функцией и в каждой точке профиля [36] % 2tfHsin2*q)-/sin<p Ян sin 2 як- =F t7i <\J 1 + { Я sin 2k(f т // sin ф J • Кажущаяся скорость однократно-отраженной вниз волны У BЯН cos Ф + ЯJ + BЯН sin ф - 1J Vk ~ Vl 2ИИ cos ф + Н Вне зависимости от наклона основной границы она всегда положительна. При небольших углах наклона ф кажущаяся скорость близка к скорости прямой волны. При ф = 0 кажу- кажущаяся скорость уменьшается с ростом йив пределе становится равной пластовой скорости. Для многослойных горизонтально-слоистых сред величина »к для проходящих, отраженных и кратных волн связана со значением уПл следующим приближенным равенством (п Величина vK может быть использована для распознавания ти- типов волн при ВСП. Из выражения для vK может быть найдено уравнение для ипл: 1 иП7Т *"~~ Отметим, что при интерпретации материалов ВСП vnn имеет большое значение при отождествлении волн разных типов на непродольных профилях. По последней формуле можно нахо- находить 1>пл как для первых, так и для отраженных волн любой кратности и расчленять разрез. В случае градиентных сред эта формула остается справед- справедливой, если заменить Vi на функцию, определяющую закон из- изменения скорости с глубиной. Зависимость vK от иПл опреде- определяется выражением — / /2 *>к — ЯплД/ Bя8-ЯJ+1 • 228
т. е. член 2н — И 0ПРеДеляет разность между vK и van: чем ближе луч к вертикали при больших глубинах или для волн высокой кратности, тем меньше эта разность. Уравнение уровенного годографа продольной отраженной волны A3) позволяет определить пластовые скорости для части разреза, не вскрытого скважиной. Из уравнения годографа при <р = 0 по способу постоянной разности следует, что эффектив- эффективная скорость до любой границы д/ t2 — /2 ' где /i — расстояние от скважины до ближайшего пункта взрыва; А/ — расстояние между пунктами взрыва. Отсюда пластовая скорость иэ где оЭф. п, уЭф. к, ^оп, ^ок — эффективные скорости и вертикальные ¦времена до подошвы и кровли пласта. Величину ^пл можно также рассчитать по значениям кажу- кажущихся скоростей в точках А и В, равноудаленных от скважины: Уровенные годографы, соответствующие разным глубинам, по- позволяют повторно получать независимые значения аПл Для по- последующего осреднения. Разработан также способ определения интервальной ско- скорости и мощности пласта, не пересеченного скважиной, по урав- уравнению уровенного годографа B4) отраженной волны с исполь- использованием ЭВМ [16]. Способ основан на подборе моделей сред. § 3. ОПРЕДЕЛЕНИЕ СРЕДНИХ СКОРОСТЕЙ vv И vs ПО ВЕРТИКАЛЬНЫМ ГОДОГРАФАМ ОТРАЖЕННЫХ МОНОТИПНЫХ ВОЛН 1 В случае плотской наклонной границы с однородной покры- покрывающей толщей средняя скорость на участке, вскрытом скважи- скважиной, определяется по формуле „2 t2~2t[HB-H] dH 1 Способ определения Vp и vs по годографам монотипных и обменных волн разработан Ю. Д. Мирзояном. 229
где vCVi — средняя скорость по пути земная поверхность — отра- отражающая граница — точка наблюдения; Яв — глубина отражаю- отражающей границы по вертикали (под устьем скважины); Н — глу- глубина точки наблюдения. Средняя скорость vcpi на участке ниже забоя скважины для различных точек вертикального профиля (земная поверхность — отражающая граница — точка наблю- наблюдения) рассчитывается по формуле По значениям этой скорости vcpi для различных точек про- профиля находится глубина отражающей границы Для каждой точки среды находятся vCpi и Явг-, по которым можно получить сведения о скоростях распространения волн ниже забоя глубокой скважины. Поскольку значения Явг- соот- соответствуют одной и той же отражающей границе, то их среднее значение, найденное по разным точкам профиля, определяется выражением По выравненным (осредненным) значениям Яв опреде- определяется средняя скорость до отражающей границы где Vi — средняя скорость от земной поверхности до отражаю- отражающей границы; иш- — средняя скорость от земной поверхности до точки наблюдения. Значения глубин HBi, найденные по различным точкам вер- вертикального годографа, будут одинаковы лишь в случае правиль- правильного определения скоростей vi. Поэтому по аналогии с [16] определяются те значения Vi, при которых будет минимально среднее квадратичное отклонение величин НВг, полученных от различных точек вертикального годографа: / п V1 ( и ТГ \2 Л-1 где п — число точек наблюдений. 230
Найденные значения Vi, HBi используются- для продолже- продолжения вертикального годографа t(HB) или1 кривой v(HB) ниже забоя глубокой скважины. В случае наклонов отражающих гра- границ (ф^15°) необходимо учитывать углы ф итерационными приемами. При обработке системы из нескольких нагоняющих верти- вертикальных профилей для определения скоростей могут быть ис- использованы следующие ура- уравнения, вытекающие из сов- совместного решения уравне- о ffj j^q ^ 2,0 2,5 t, с ний этих годографов: ' ' VCpi = '?• tit -1 Vj2^2 _ j2^2 ~^г—-^ hi — hi 2(HBl-Hi) (/2- Рис. 84. Определение скоростей на участке разреза, не вскрытого сква- скважиной (скв. 11, Юбилейная Крас- Краснодарского края, по Ю. Д. Мир- зояну) : / — наблюденные данные по прямым и отраженным волнам, 2 — расчетные данные 1000 2000 где /i и k — расстояния от ПВ до скважины, /и и t2i — время регистрации отраженных волн, связанных с одной и той же от- отражающей границей на одном уровне Hi. На рис* 84 приведены графики t = f(H) и vcp = f(H), по- построенные по первым вступлениям прямой волны Р (до глубины 4980 м) и по годографам продольных отраженных волн (до глу- глубины 5900 м). Точность определения скоростей оценивалась пу- путем их сопоставления с данными, полученными во вскрытой ча- части разреза. Годографы практически совпадают до глубины 5 км. 231
§ 4. ОПРЕДЕЛЕНИЕ СКОРОСТИ va ПО ВЕРТИКАЛЬНЫМ ГОДОГРАФАМ ОБМЕННЫХ (ОТРАЖЕННЫХ И ПРОХОДЯЩИХ) ВОЛН В случае однородной покрывающей толщи и горизонтальной границы обмена уравнения годографа обменной волны и ее про- производной имеют вид Н _ ft -j- {I — Ив tg /о) Vl — Y2 sin2 /о . / = Y sin Iq i>p cos г0 где vp — скорость распространения продольных волн до границы; vs — скорость распространения поперечных волн между грани- границей и точкой приема; у = cs/^р; *'о — угол выхода луча из источ- источника; верхний знак соответствует обменным отраженным, ниж- нижний— обменным проходящим волнам. Определение скоростей as связано с решением системы трех уравнений с тремя неизвестными (vs, Яв и /0)- Исключая из системы параметр у, получим два уравнения: t ± П + P si/o + ° -7— ± Op COS'О из решения которых определяется угол /0. Значения г'о используются для определения глубин Яв по формуле, а затем и средних скоростей поперечных волн на уча- участке граница обмена — точка приема. При известных значениях Яв и *'о скорости vs определяются из соотношения Ь t "'cos ' Скорости, полученные по этой формуле, будут изменяться в зависимости от положения точки приема по отношению к гра- границе обмена. Интервальные скорости (usihht) между точками 232
наблюдений и времена пробега волны S от границы до точки приема определяются уравнениями J. . И а — Н . — 3= +1 - Hi Наличие в исследуемом интервале глубин нескольких волн PS позволяет повысить точность и надежность определения времен и скоростей поперечных волн. При их совместной интер- интерпретации выражения для vs и Ats имеют вид т e=l где Ats — приращение времени пробега волны 5 между сосед- соседними точками приема i и ?+1; е — индекс волны; т — число волн PS. При оценке точности определения скоростей vs опи- описанным способом критерием являлось совпадение вертикальных годографов ts(H), построенных по прямой волне S и по обмен- обменным волнам PS. Максимальные различия в пластовых скоро- скоростях достигали 2—4%, а во временах—1—2%. Погрешности определения скоростей vp несущественно влияют на точность определения скоростей vs. Оценка влияния угла наклона гра- границы обмена на точность определения скоростей vs показала, что для углов в 15—20° погрешность определения vs составляет 5—8 %. В случае наклонного залегания отражающих границ за- задача может решаться итерационным путем до тех пор, пока раз- различия в значениях vs между двумя циклами не будут меньше заданного порога ovs, т. е. |t>snp^—t § 5. ОПРЕДЕЛЕНИЕ АНИЗОТРОПНЫХ СВОЙСТВ СРЕДЫ При ВСП для изучения анизотропных свойств могут быть использованы как первые, так и отраженные волны. Вертикаль- Вертикальный годограф первой волны в однородной поперечно-анизотроп- поперечно-анизотропной среде с вертикальной осью анизотропии и волновой поверх- поверхностью в виде эллипсоида вращения определяется уравнением 125]: где vx и vz — скорости в горизонтальном и вертикальном на- направлениях. 233
Скорость по вертикали 2 "~ А/2 lj2 /2(Я2)-/2(Я,) * Для продольного профиля / = 0 при наблюдениях в двух точках № и Я2) иг== t{H2)-t(Hx) • При наблюдениях в одной точке из нескольких ПВ скорость по горизонтали определяется выражением ,2 ,2 12 - 1\ t2(l2)-t2{lX) ' Для анизотропной среды с наклонной осью анизотропии го- годограф первой волны /2+Я2 ± a где е и а — углы с вертикалью соответственно оси анизотропии и луча, причем tg е = //#. Угол между лучом и осью анизотропии ei = e±a. Уравнение годографа можно представить равенством j9 #2 , /2 , Я/(Л2-1И?га vl где Л==-~ = -^р -коэффициент анизотропии, vц, u_l — ско- рости волн в направлении, параллельном оси анизотропии и* перпендикулярном к ней. По годографам можно найти значе- значения скоростей. По направлению луча, образующего угол е соськ> анизотропии Av, 8±а cos (е ± а) [Л2 + tg2 (е ± а)]'/2 ' по направлению z о Н\-Н\ / 2/(i42-i)tga V г /2(Я2) -/2(Я0 V.1 — (Н\ + Н2) (Л2 + tg2a) /' по направлению л: Полученные значения скоростей позволяют определить на- направление оси анизотропии, скорости вдоль оси и значение ко- коэффициента анизотропии. 234
Вертикальный годограф отраженной волны в случае анизо- анизотропной среды, залегающей на горизонтальной отражающей гра- границе, определяется уравнением 42_ BЯВ-ЯJ , /2 Значения скоростей в вертикальном и горизонтальном на- направлениях можно также определить по уравнению годографа отраженной волны: Л ,2 *2 — М При изучении анизотропии пластовых скоростей в Москов- Московской синеклизе по данным ВСП выявлена анизотропия (Л = = 1,07+0,03) в слое пород, состоящих из карбонатных отложе- отложений с включением терригенных прослоев. Причина анизотро- анизотропии— тонкослойность (Г. А. Шехтман, Э. В. Коленков, 1971 г.). При изучении анизотропии скоростей продольных волн, свя- связанной с наличием на глубине 1200—1400 м пачки слоев с по- повышенной скоростью (Н Д. Стариченко, 1976 г.), использовался акустический каротаж и ВСП. Для интервала глубин 1230— 1390 м коэффициент анизотропии равен 1,18. Анизотропия ско- скоростей может приводить к искривлению разведочных скважин в направлениях, соответствующих направлениям минимальной скорости. В этом случае анизотропия массива объясняется в ос- основном полем естественных напряжений. § 6. ПОСТРОЕНИЕ СКОРОСТНОГО РАЗРЕЗА ] ПО ДАННЫМ ВСП И АК Большое количество отраженных волн в последующей части сейсмограмм ВСП дает независимые данные, позволяющие уве- увеличить детальность и достоверность расчленения разреза наб- наблюдениями в сейсморазведочном диапазоне частот. Рассмотрим способ, основанный на совместном использовании падающих и восходящих волн в последующей части записи, реализованный на ЭВМ [37]. Путем разновременного суммирования определяются наклоны годографов. После выравнивания амплитуд на всех трассах и разделения волн на падающие и восходящие опре- определяется функция псевдокорреляции, максимальное значение которой соответствует наиболее вероятному значению ка- кажущейся скорости на выбранной базе. Большое количество значений скоростей, определенных по падающим и восходящим волнам, для каждой базы в дальнейшем осредняется. На рис. 85 235
приведены результаты обработки материалов ВСП в скв. 3! (Всеволодо-Вильвенская площадь) при / = 200 м. При обра- обработке суммировались семь трасс и сдвиги между крайними трас- трассами менялись через 0,004 с. По графику видно, что кривые ско- скоростей по падающим (кривая 1) и восходящим (кривая 2) волнам близки. Осредненные кривые скоростей 3 и 4 по данным ВСП отличаются от кривой сейсмокаротажа 5 существенно 3000 woo 5000 2500^ 3000 3500 ЧО О О 4500 5000 200 400 BOO 800 WOd /200 //,„1 S=~^ , t i Рис. 85. Детализация скоростного разреза с использованием волн в последую- последующей части записи [37] большей детальностью: на ней выделяется до 14 пластов. По- Полученный график пластовых скоростей можно использовать для приведения непродольного годографа первых волн к вертикали, по которому определяется кривая пластовых скоростей описан- описанным же способом/ Комплексирование ВСП и ЛК. Дальнейшим направлением увеличения детальности изучения скоростного разреза является совместное использование данных ВСП и АК. Такое комплек- комплексирование позволяет расчленить слои сравнительно большой мощности, выделенные по ВСП, на отдельные тонкие прослои. Для этого данные ВСП корректируются данными АК. Совмест- Совместное использование акустических и сейсмических наблюдений 236
автоматизировано и реализуется на ЭВМ. Такая совместная обработка материалов показана на рис. 86. 0,4- 0,51, С 5000 600Qv,v\fl О 0, 0J2S— Рис. 86. Сопоставление результатов обработки АК и ВСП (скв. 18, Колгановская, по В. А. Липатни- кову) Полученная скоростная кривая позволяет подсчитать коэф- коэффициенты отражения (см. рис. 86 справа). Комплексирование данных АК и ВСП еще не достаточно отработано, однако можно 237
думать, что оно существенно повысит детальность изучения ско- скоростного разреза. При акустическом каротаже значительно большее влияние на измеряемую скорость оказывает прискважинное простран- пространство с измененными упругими параметрами. Значения Vak умень- уменьшаются в разрушенной прискважинной зоне (до 20—30%), за которой следует область «несущего» кольца, где скорость больше. В зависимости от проникания волн в глубь стенки скважины скорость идк может быть больше или меньше ^всп, кроме того, наблюдается изменение скорости со временем после бурения скважины. Отметим, что АК необходим при ВСП также для уточнения модели среды и построения синтетических сейсмо- сейсмограмм. Данные вертикального сейсмического профилирования могут служить связующим звеном между акустическим карота- каротажем и наземной сейсмикой. В последние годы данные АК приобрели особое значение в связи с развитием способов пересчета сейсмических трасс в кривые псевдоакустического каротажа. Определение скорости и плотности.по данным промысловой геофизики. Комплексирование данных ВСП и АК ограничено тем, что АК пока выполняется не во всех скважинах. Эти труд- трудности могут быть преодолены получением детальной кривой ско- скоростей путем пересчета данных промыслово-геофизических ис- исследований в скважинах. Методика пересчета основана на корреляции электрических и упругих свойств горных пород. Пересчет кривой кажущегося сопротивления (КС) в кривую акустического каротажа выпол- выполняется по эмпирической формуле Фауста. Результаты пересчета кривых КС в скоростные и сравнение их сданными АК подтверждают правомерность их использования при изучении скоростного разреза для интерпретации материа- материалов сейсмических наблюдений.. Наряду с данными электрического каротажа для изучения скоростного разреза используются и другие данные промысло- промысловой геофизики, в частности данные гамма-каротажа и радио- радиоактивного. В настоящее время в связи с улучшением качества материалов НГК и ГК из всех данных промысловой геофизики, используемых для вычисления скоростей, по-видимому, опти- оптимальными являются данные НГК, далее ГК. Опыт использования сведений о скоростном разрезе для изу- изучения его плотностных свойств весьма существен, так как при определении плотности по керну неравномерно освещается раз- разрез и сам процесс трудоемок. Кроме того, использование с этой целью скоростей сейсмических волн позволяет получать .сведения о плотности для участков разреза, не вскрытых скважиной. 238
Глава X РЕШЕНИЕ СТРУКТУРНЫХ ЗАДАЧ Скважинные наблюдения для решения структурных задач способом скважинного сейсмоприемника начали применяться еще в 30-х годах для изучения боковых стенок соляных куполов. При этом методе скважинный сейсмоприемник помещают в скважину под преломляющую границу и регистрируют волны из ПВ, расположенных по линиям на земной поверхности. Од- Однако метод не нашел широкого применения, поскольку в нем использовались только моменты вступления первых проходящих волн. - ' Использование при ВСП не только первых проходящих, но и отраженных волн, позволило изучать не только границы, вскрытые скважиной, но и расположенные глубже забоя сква- скважины. Эффективность перехода от проходящих к отраженным волнам при решении структурных задач наблюдениями по вер- вертикальному профилю можно сравнить с эффективностью анало- аналогичного перехода при наземных наблюдениях, который имел ме- место в 30-х годах и сделал сейсмические исследования основным геофизическим методом разведки. Развитие ПМ ВСП не только улучшило условия корреляции волн, но и позволило использовать отраженные волны разных типов, что существенно увеличило возможности ВСП MOB в изучении структурных планов в околоскважинном простран- пространстве. ВСП MOB применяется в следующих случаях. 1. При высоком уровне волн-помех, ив особенности кратных волн, на наземных сейсмограммах, а также при сильно текто- тектонически нарушенной верхней части разреза. В этих условиях эффективность выделения полезных волн при наземных наблю- наблюдениях оказывается недостаточной. 2. При изучении сложно построенных и сильно дислоциро- дислоцированных сред с крутыми углами наклона, при которых отражен- отраженные волны на отдельных участках профиля на земную поверх- поверхность не выходят. Такая ситуация наблюдается в рудных райо- районах, однако она возможна и на нефтяных площадях, например, при изучении склона соляных куполов, рифов, диапиров, мало- малоамплитудных объектов. Здесь комбинированием горизонталь- горизонтального (наземного и уровенного) и вертикального профилирова- профилирований можно проследить одни участки границы на наземном или уровенном профилях, а другие (крутые) — на вертикальном. 3. При наличии мощной толщи галечников и связанного с ними поглощения энергии, а также сильно пересеченного рель- рельефа, когда наземные наблюдения затруднены. 4. При необходимости увеличения детальности исследований. Исключение ЗМС позволяет повысить частотный состав и разре- шенность записи. 239
В процессе глубокого бурения уточняют структурное и гипсо- гипсометрическое положения бурящейся хкважины с целью ориенти- ориентирования дальнейшего-бурения. При "наличии уже пробуренных глубоких скважин стоимость дополнительных исследовательских работ незначительна, и поэтому проведение ВСП MOB в таких скважинах может быть целесообразно особенно там, где назем- наземные наблюдения не дают результатов. При изучении локальных участков, примыкающих к скважине, ВСП MOB может иметь самостоятельное значение, но в большинстве случаев комплекси- руется с наземными наблюдениями. В исследованиях на этапе разведки и эксплуатации месторождений (в промысловой сей- смике) ВСП MOB играет очень важную роль и является обяза- обязательной частью комплекса. ВСП MOB предусматривает регистрацию отраженных волн как на вертикальных, так и на уровенных профилях. Наблюде- Наблюдения по уровенным профилям получили название «способ обра- обращенного годографа»1. Поскольку при уровенных наблюдениях регистрация выполняется, как правило, не в точке, а на участке вертикального профиля, такие работы уже представляют собой непрерывное комплексирование наблюдений на вертикальных и уровенных профилях. § 1. МЕТОДИКА НАБЛЮДЕНИЙ ВСП MOB Каждой точке вертикального годографа отраженной волны соответствует точка отражения на границе, а участку годо- годографа— участок границы. Длина этого участка [26] н\1„\ где #ь #2 — глубины регистрации; ф — угол наклона отражаю- отражающей границы; /—расстояние от ПВ до скважины; L — расстоя- расстояния вдоль границы. При ф = О aL e BЯВ - #2} BЯВ - Hi) ' Для продольного профиля AL = О (все отражения приходят из одной точки). Величина AL увеличивается -с увеличением / до некоторого значения, которое зависит от базы наблюдений по вертикали (Я2—#i) и глубины залегания отражающей гра- границы (чем больше Яв, тем меньше, участок AL). Если #2 = 0 (наблюдения на земной поверхности) , 1 Отметим, что название это весьма условно, так как годографы, по су- существу, не «обращенные», а уровенные. 240
а если Li = O (скважина пересекает отражающий горизонт), Нв = Ни AL = L2; А/= -2"-cos <p. Для границ, расположенных ниже забоя скважины, прослеживание начинается с некоторого расстояния Из приведенных уравнений можно, задавшись необходимой дли- длиной участка границы, определить величину /. Привлечение кратных волн позволяет увеличить длину этих участков. В этом отношении наибольший интерес могут пред- представить падающие кратно-отраженные от подошвы ЗМС волны, которые интенсивны и уверенно прослеживаются вдоль про- профиля. Площадки границы раздела, освещаемые кратными отра- отраженными вниз волнами, являются продолжением площадок, по- построенных по волнам, отраженным вверх, и суммарная длина площадок может примерно в 1,5—2 раза превышать длину по- последних. Суммарная длина сильно зависит от ф, /, Яв и в неко- некоторых случаях может превышать длину исследуемого верти- вертикального годографа. При наблюдениях на уровенных профилях получаются уро- венные годографы на заданной глубине. Участок границы, пост- построенный по уровенному годографу отраженной волны, больше участка, построенного по вертикальному годографу той же волны, и больше половины длины уровенного годографа, при- причем тем больше, чем глубже! размещены сейсмоприемники. От- Отрезок прослеживаемой границы определяется уравнением [26] Ь~ 2HB-H±tg<f> при ф = 0 2НВ-Н ' С увеличением глубины залегания границы интервал ее про- слеживаемости уменьшается. Важнейшей предпосылкой корре- лируемости волн является постоянство условий возбуждения и формы прямой волны, что, к сожалению, не всегда осуществимо, в особенности при уровенных наблюдениях на большом участке профиля в условиях изменяющегося строения ЗМС. Выбор глу- глубины уровенных наблюдений определяется сейсмогеологиче- скими условиями. При наличии интенсивных кратных волн ре- регистрация выполняется под основными жесткими границами. Когда уровень кратных волн не столь велик, наблюдения даже в сравнительно мелких скважинах, вскрывших ЗМС, могут также привести к улучшению качества материала, повышению разрешенности записи. ВСП MOB может выполняться как в се- серии скважин, так и в отдельно расположенной скважине. 16 Заказ № 201 241
Системы уровенных наблюдений определяются задачами ис- исследований. Линейные системы наблюдений отрабатываются с получением полных встречных годографов с непрерывным про- прослеживанием отражающих границ и необходимым для этого пе- перекрытием годографов. При площадных системах наблюдений; отрабатываются продольные -и непродольные профили. На рис. 87 приведена площадная система уровенных наблюдений, отработанная на структуре Тангикудук (восточная часть Турк- Туркмении), и структурная кар- карта, построенная в результа- результате работ ВСП MOB. При такой системе один профиль наблюдательных скважин позволяет получить разрезы по трем взаимно увязан- увязанным профилям, что может сократить объем бурения наблюдательных скважин,, охватить большие площади и повысить производитель- производительность работ. Системы многократных" перекрытий, создаются при регистрации волн в 3—4 скважинах из одних и тех же ПВ или при наблюде- наблюдениях в одной скважине на пазных глубинах из разных ПВ. Длина перекрытия Рис. 87. Система наблюдений и струк- структурная карта МОГ (Тангикудук): At = Н ± (//в~ sin / — профили MOB; 2 — наблюдательные сква- скважины, где выполнялись уровенные наблюде- наблюдения: 3 — изогипсы (в метрах) отражающего горизонта, залегающего вблизи поверхности соли; 4 — непродольные профили; 5 — продоль- продольные профили 2(tfB-#)cos2cp+ Я где «—» соответствует паде- падению, «±» — восстанию. Предельная длина годо- годографа зависит от условий корреляции волн, определяется опытным путем и по возможно- возможности не должна превышать глубины погружения зонда. Для не- непрерывного прослеживания границы расстояние между точками наблюдений (скважинами) должно быть меньше предельной длины годографа. Расстояние между ПВ А/ определяется углом наклона отра- отражающей границы, скоростями в покрывающей среде, периодами колебаний, глубиной регистрации, рельефом и ЗМС. В общем случае к1 _ уТBНъ-Н) ^ — 4(НВ~Н) sin ф * 242
Для платформенных районов расстояния между ПВ состав- составляют 100—200 м, при больших углах наклонов границ они уменьшаются до 50 м. При наличии специальных структурных скважин и достаточно длинных годографов возможно непре- непрерывное прослеживание границ. Наиболее часто структурные за- задачи ВСП решаются по наблюдениям в окрестности отдельно стоящих глубоких скважин — разведочных, опорных или экс- эксплуатационных. С этой целью отрабатываются системы продоль- продольных и непродольных профилей. Пункты возбуждения распола- располагаются на земной поверхности по радиальным линиями или по правильной сетке, позволяющей получить элемент отражающей границы на участке, пересекаемом скважиной, и определить эле- элементы залегания границ. Это позволяет ориентировать дальней- дальнейшее бурение. При решении структурных задач уровенные наблюдения це- целесообразно комбинировать с наблюдениями по вертикальному профилю. Система наблюдений и соотношение объемов регистрации по вертикальному и уровенному профилям определяются в каж- каждом конкретном случае в зависимости от геологических задач и сейсмогеологических условий. Наблюдения только по вертикаль- вертикальному профилю целесообразно выполнять там, где по наземным условиям нельзя расположить линию пунктов взрыва, или в глубоких скважинах, где можно отработать вертикальный профиль большой длины и" получить соответствующий ему отре- отрезок границы. В сложных наземных условиях обычно трудно располагать пункты взрыва по профилям, поэтому основное значение имеют наблюдения по вертикальному профилю. То же имеет место и при сложном глубинном строении, в частности при отражающих границах сложной формы с крутыми границами наклона, с дизъ- дизъюнктивными нарушениями, когда отраженные волны целесооб- целесообразно регистрировать на достаточно больших интервалах вер- вертикального профиля. Применение объемных систем путем наблюдений по верти- вертикальным и горизонтальным (наземным и уровенным) профилям позволяет изучить околоскважинное пространство с достаточной полнотой. § 2. ОСОБЕННОСТИ ОБРАБОТКИ ДАННЫХ ВСП MOB Специфическими этапами обработки данных ВСП MOB яв- являются построения временных и глубинных разрезов. Этим эта- этапам предшествует предварительная обработка, предусматриваю- предусматривающая традиционные процедуры выделения и прослеживания волн, определения их природы, расчета и введения кинематических по- поправок. Трудности в определении природы волн могут возник- возникнуть при наблюдениях в условиях крутопадающих границ. Су- 16* 243
щественную помощь здесь может оказать совместное изучение кинематики и направлений смещения частиц при ПМ ВСП. Зна- чительные трудности возникают при отождествлении одних и тех же волн, зарегистрированных на вертикальном профиле из раз- различных ПВ. Они могут быть отождествлены по горизонтальным (наземным или уровенным) профилям, отработанным по линии, проходящей через эти ПВ. Кинематические поправки рассчитываются по известным фор- формулам, однако наиболее точные данные получаются при ВСП. Кинематические поправки определяются из соотношения AtK — — t—^ос и приближенно могут быть вычислены с учетом глу- глубины регистрации из выражения м '2 где vcp — средняя скорость отраженной волны от устья сква- скважины до точки наблюдения; /Ос — время пробега отраженной волны от устья скважины до точки наблюдения по вертикали. При расчете кинематических поправок скорость будет изме- изменяться в зависимости от глубины точки наблюдения и может быть вычислена по формуле 2НВ-Н Статические поправки рассчитываются разными способами. В первом способе по известным данным о скоростях в припо- приповерхностной зоне все наблюдения приводятся к одному уровню, который выбирается вблизи и несколько ниже забоев взрывных скважин: л; hn — hB где hn— превышение рельефа; hB — глубина взрыва; иПл — ско- скорость в интервале между линией приведения и забоем самой мелкой взрывной скважины. Более полные данные получаются при использовании времен первых вступлений прямой волны, регистрируемой в скважи- скважинах или на поверхности у устья каротируемой скважины (на профиле). Обычно при работах ВСП MOB поправки вычис- вычисляются тремя способами и используются в качестве исходных, а затем уточняются при построении временных разрезов. По- Последние удобны, так как позволяют представлять данные ВСП в "виде, аналогичном данным наземной сейсморазведки, что су- существенно упрощает увязку и сопоставление данных, получен- полученных при наземных и скважинных наблюдениях, и более эффек- эффективно изменять интерференционные системы. 244
Коррекция статических и кинематических поправок прово- проводится обычно по нескольким C—5) хорошо прослеживающимся отражающим горизонтам. Критерием правильности введения по- поправок служит улучшение корреляции всех отражающих гра- границ. В последние годы разработаны алгоритмы построения вре- временных разрезов с учетом кинематических поправок для каждой- трассы. При наблюдениях на вертикальных профилях целе- целесообразно суммирование по общим пунктам взрыва, для уро- венных профилей — по общим точкам приема. Комплексирова- ние обоих видов регулируемого суммирования в ВСП МО& обеспечивает надежность определения кинематических парамет- параметров волн и улучшает качество временных разрезов. Совместная обработка временных разрезов из разных ПВ от- открывает большие возможности повышения эффективности наб- наблюдений ВСП [19]. Недостатком временных разрезов являются нелинейные соотношения масштабов времени и глубины,, а также неучет сейсмического сноса. Временные разрезы пере- считываются в глубинные по временам регистрации отражен- отраженных волн. Целесообразно это делать от первой жесткой гра- границы, средняя скорость до которой известна. Обычно при по- построении глубинного разреза пользуются методом полей времен" или подбором годографов. Точность построения границ при ВСП MOB зависит от наклона промежуточной преломляющей гра- границы, наличия горизонтальных градиентов скорости и кривизны самого профиля (скважины). Для глубинных разрезов харак- характерно неодинаковое перекрытие участков отражающих границ, расположенных на разных глубинах, что присуще скважинной сейсморазведке: если смежные участки глубоких границ перекры- перекрываются на некотором интервале, то мелкие границы не прослеживаются непрерывно. Для обработки материалов ВСП MOB созданы специализи- специализированные комплексы математического обеспечения, позволяю- позволяющие выполнять все процедуры обработки от выделения волн до построения глубинных разрезов. Способ ПМ ОГТ при ВСП. С целью улучшения условий выделения и прослеживания отраженных волн при уровенных наблюдениях могут применяться системы наблюдений с много- многократными перекрытиями, аналогичные системам при наземных наблюдениях. Особенностью применения ОГТ при ВСП в отли- отличие от наземных наблюдений является то, что при измене- изменении ПВ меняется направление смещения частиц среды и в связи с этим изменяется относительная интенсивность вертикальной составляющей колебаний. В этих условиях суммирование пол- полного вектора или следящих составляющих позволяет увеличить отношение сигнал/помеха и выделить слабые глубинные отраже- отражения на фоне регулярных волн-помех. ПМ ОГТ сравнительно легко может быть реализован на уровенных профилях. В методическом отношении трудности связаны с формиро- 245
ванием отраженных волн, соответствующих общей глубинной точке. Системы наблюдений в ПМ ОГТ при ВСП должны обеспе- обеспечить надежное выделение и прослеживание волн (РР, PS, SS и др.)- Системы наблюдений здесь, как и в наземной сейсмо- сейсморазведке, должны быть выбраны с учетом: кратности перекры- перекрытий, расстояний между пунктами взрыва, максимальной длины годографа, при которой происходит необходимое запаздывание волны-помехи (например, многократной волны), шага наблюде- наблюдений на вертикальном профиле, номера ПВ и каналов, записи от которых принадлежат общей глубинной точке. Для волн (РР, PS, SS) параметры системы получаются по наблюдениям ПМ ВСП. Максимальная длина годографа находится из условия обеспечения на конце базы суммирования остаточной кривизны годографа волны-помехи в 1,5 периода C0—50 мс), при которой происходит ее подавление. Суммирование по ОГТ может осуществляться лишь для одной границы, причем с изменением / меняется А/. Поэтому для изучения близко расположенных границ можно выбирать средний шаг суммирования и изменять его для различных интервалов времен, т. е. получать несколько временных разре- разрезов, в совокупности освещающих исследуемый разрез. При ВСП различия в кинематике однократных и многократных волн с глубиной наступают быстрее, чем при увеличении базы сум- суммирования. Поэтому эффективное суммирование при наблю- наблюдениях на разных глубинах может быть достигнуто уже при небольших длинах годографа и при сохранении максимальных расстояний между точками наблюдений. Применение ПМ ОГТ ВСП может обеспечить высокую точ- точность и достоверность структурных построений, наиболее полное изучение волнового поля и физических параметров разреза в околоскважинном пространстве. Изучение тектонических нарушений в около- и межскважин- ном пространстве имеет большое геологическое значение. Преимущества ВСП при изучении зон разломов определяются •более резким, чем при наземных наблюдениях, различием волн, связанных с- геологическими границами и с зонами разломов, а также с . возможностью при ВСП картирования крутона- крутонаклонных "границ. Накопленный опыт применения ВСП при изучении зон разломов в нефтяной, рудной и угольной геологии подтверждает эти преимущества, хотя сам характер зон разло- разломов для различных объектов неодинаков. В нефтяной геологии волны от разломов характеризуются слабой и неустойчивой интенсивностью и плохо прослеживаются по профилю, в то же время в рудной геологии разломы являются сильными отражаю- отражающими границами, что объясняется значительным понижением •скорости волн в самой зоне по сравнению со скоростью во вмещающих породах. . * 246
§ 3. ПРИМЕНЕНИЕ ВСП ПРИ РЕШЕНИИ СТРУКТУРНЫХ ЗАДАЧ В настоящее время накоплен большой опыт применения ВСП .MOB для решения структурных задач нефтяной, рудной и угольной геологии. В нефтяной геологии ВСП MOB применялось в различных сейсмогеологических условиях как в платформенных, так и в геосинклинальных областях. ВСП MOB применялось для разведки рифогенных массивов в подсолевых юрских отложе- Рис. 88. Разрез ВСП MOB (Средняя Азия, [26]) ниях (Узбекистан и Туркмения), в меловых отложениях под базальтовым покровом (Армения), в сложных условиях несоот- несоответствия структурных планов меловых и юрских горизонтов, обусловленных наличием размывов и угловых несогласий (Ка- (Каракумы), в условиях сильно развитых адыров (Таджикистан),, в условиях интенсивных многократных волн-помех, связанных с ВЧР (Пермь, Прикамье, Московская синеклиза), а также при ярко выраженной солянокупольной тектонике с наличием, развитой сети тектонических нарушений и выклиниванием от- отдельных горизонтов и комплексов (Прикаспийская, Днепрово- Донецкая впадины). Рис. 88 иллюстрирует применение ВСП MOB в сводовой части структуры при наличии резко пересечен- пересеченного рельефа, большой (до 100 м) и резко меняющейся мощ- мощности ЗМС и интенсивных волн-помех. В этих условиях на 247
наземных сейсмограммах волны от глубоких горизонтов про- проследить не удается, хотя на крыльях структуры они уверенно прослеживаются. Наблюдения ВСП MOB позволили просле- проследить горизонты в сводовой части структуры [26]. Опыт наблю- наблюдений показал эффективность применения ВСП MOB и при изучении рифов (рис. 89). При достаточно развитой системе наблюдений ВСП MOB позволяет построить не только разрез, но и структурную карту. Рис 89. Разрез МОГ (ВСП MOB) через Зевердинский риф [23] В качестве примера результатов таких площадных наблюдений может служить" структурная карта (см. рис. 87), построенная на месторождении Тангикудук [26]. В задачах нефтяной геологии большое значение имеет изучение тектонических нарушений. Рассмотрим пример при- применения ВСП для уточнения положения нарушения. В скв. 3 (рис. 90) была обнаружена газовая залежь, раз- размеры которой контролируются нарушением. Тектоническое на- нарушение находится между скв. 2 и 3 и выявлено наземными наблюдениями. Оно уверенно протрассировано на структурной карте отражающей поверхности на глубине около 4000 м. Для 248
MOD ПВ /Шм СкВ.З 600 Рис. 90. Уточнение-положения дизъюнктивного нарушения (Слюсаревская» Крым, по А. Н. Амирову) : а — расположение ПВ при ВСП в скв. 2, лучевые схемы й тектоническое нарушение в раз- разрезе; б — графики параметров прямой волны при наблюдении на глубине 3000 м из юж- южных A) и северных B) ПВ и положение тектонического нарушения на глубине 1000 м C); в —фрагмент структурной карты по отражающему горизонту II (Pi—Р2): / — глубокие разведочные скважины, 2 — изогипсы (в метрах) по отражающему горизонту, 3 — текто- тектоническое нарушение по данным наземных наблюдений ОГТ, 4 — тектоническое нарушение на глубине 1000 м по данным ВСП, 5 — ПВ при ВСП
уточнения положения нарушения в скв. 2 выполнено ВСП с шагом 20 м. Восемь пунктов возбуждения располагалось по меридиональному профилю вкрест простирания структуры, проходящему через обе скважины. Четыре пункта располага- располагались южнее скв. 2 и четыре северных — между скважинами (рис. 90, а). По полученным записям определялись значения лучевых скоростей v, амплитуд и периодов прямой волны. Сравнение этих параметров для южных ПВ, пересекавших разрез без нарушения, и север- северных ПВ, часть из которых на- находится в области нарушения, позволило определить положе- положение нарушения на глубине около 1000 м в плане и разрезе. Применение ВСП MOB в сравнительно неглубоких структурных скважинах не только существенно снижает стоимость работ, но и позво- позволяет развивать более полные системы наблюдений, необхо- необходимые для решения конкрет- конкретных геологических задач. В рудной геологии разве- разведочные возможности ВСП MOB связаны в основном с изучением сильно дислоциро- дислоцированных сред, и в частности с картированием крутонаклон- крутонаклонных границ, отраженные волны от которых на земной поверх- Рис. 91. Геологический разрез по дан- Е. Р. Литвиненко, 1976 г.): 1 — перидотиты, 2 — габбро-диабазы, 3 — •отражающие площадки, соответствующие контактам пород, 4 — отражающие пло- площадки, соответствующие зонам тектониче- тектонических нарушений, 5 — геологические границы ным ВСП MOB (по Ю. Г. Шапину, "ости не регистрируются. При разведке рудных месторожде- месторождений, несмотря на сравнительно небольшие расстояния между скважинами, уверенная кор- корреляция разрезов из-за слож- сложности строения невозможна. Картирование горизонтов в межскважинном пространстве существенно увеличивает достоверность разрезов. Большое количество разведочных скважин на рудных месторождениях позволяет отработать необходимые системы наблюдений. В Печенгском районе ВСП MOB позволило проследить крутые границы, которые соответствуют зонам тектонических нару- нарушений, секущих моноклинальную толщу (рис. 91). Разрезы по скв. 1 и 2, расположенным на расстоянии 200 м, нельзя было сопоставить из-за наличия разломов. Разрез, построен- 250
ный по ВСП MOB в скв. 1, показал, что резкое различие в строении объясняется ступенчатым сбросом между скважинами. ПМ ВСП существенно увеличивает возможности решения структурных задач. Это определяется не только улучшением условий корреляции продольных волн, но и возможностью совместно использовать волны разных типов (поперечные и обменные), а также использовать поляризацию колебаний для получения независимых сведений о пространственном поло- положении границ (см. гл. XII). На рис. 92 приведены сейсмо- сейсмограммы фиксированных составляющих, полученные на уровен- ном профиле. По сейсмограммам Z составляющей регулярные волны практически не прослеживаются, в то же время на сейсмограммах составляющих, различным образом ориенти- ориентированных в пространстве, уверенно выделяются и прослежи- прослеживаются волны разных типов с различными направлениями распространения. Разрез, построенный при комбинировании наземных и уровенных профилей, приведен на рис. 93, а. Такое комбинирование существенно расширяет возможности приме- применения сейсморазведки при изучении сложно построенных сильно дислоцированных сред и, в частности рудных месторождений. Сейсмогеологический разрез, построенный в районе Хибин- Хибинского щелочного массива по наблюдениям . ВСП MOB и с ис- использованием отраженных продольных, обменных и попереч- поперечных волн, приведен на рис. 93, б. В Северо-Уральском бокситовом районе ВСП позволило картировать Южно-Черепуховский сброс амплитудой 150 м, которым разорваны девонские отложения и залегающий в низах девона горизонт бокситов (рис. 94, а). Годограф отраженной от нарушения К волны РР значительно отличается от годогра- годографов волн, соответствующих границам Оокситов Б и подошве девонских отложений (Д) (рис. 94, б). Наблюдения ВСП позволили выделить волну от зоны нарушений (рис. 94, в) и границ в подошве девонских отложений (рис. 94, г). Корре- Корреляция волн от границ, разбитых сбросом, нарушается. Волны, соответствующие бокситовому горизонту, прослеживаются в основном от приподнятого блока. В опущенном блоке волны от бокситового горизонта практически не прослеживаются. В средней части зоны пониженных скоростей, общая мощность которой составляет 70 м, перепад скорости 2,0—2,5 км/с. Причем скорости в карбонатных отложениях над п. под 'зоной нарушения vv = 6,1 ±0,37 км/с...'. . - При ВСП MOB угол наклона границ (в диапазоне 0—10°) определяется с погрешностью в 1 градус. Для границ, распо- расположенных ниже забоя скважины, погрешность увеличивается, и при углах наклона границы около 3° она может достигнуть 2°. Точность построений может быть повышена путем учета ско- скоростных неоднородностей разреза. 251
Большие объемы работ ВСП на полиметаллических месторождениях Централь- Центрального Казахстана, сульфид- сульфидных медно-никелевых мес- месторождениях в районе Но- Норильска, бокситовых место- месторождениях Северного Ура- Урала, рудных месторождениях Кольского полуострова и в других районах пока- показали высокую эффектив- эффективность применения промыс- промысловой сейсмики при реше- решении поисковых и разведоч- разведочных задач. Речь идет о детальном изучении около- и межскважинного простран- пространства, в том числе о картиро- картировании границ в рудовмещаю- щих комплексах, оконтури- вании рудных тел, выявле- выявлении и трассировании текто- тектонических нарушений, зон дробления и др. В связи с наметившейся тенденцией поиска глубокозалегающих рудных тел, особое значение приобретает детальное изу- изучение структурных планов границ на больших глуби- глубинах. Промысловая сейсмика существенно повышает роль и достоверность результатов наземных сейсмических ис- исследований в рудной гео- геологии, повышает эффек- эффективность геологоразведоч- геологоразведочных работ в рудных рай- районах. На угольных месторож- месторождениях, которые» как прави- правило, отличаются сложной формой угольных пластов и развитой тектоникой, с целью повышения детально- детальности выполняются высоко- высокочастотные наблюдения ВСП 253
Рис. 94. Влияние сброса на волновое поле (скв. 5707, по О. М. Прокатору и др., 1978 г.): а — геологический разрез; б — теоретиче- теоретические вертикальные годографы; в — отра- отраженная волна РР от плоскости сброса; г — •отраженные волны от границ в подошве девонских отложений О,/_ 0,2 0,3 t,C ¦—«¦и ич^ш^Ц^^^^аАА^^ /V А л л
MOB A00—500 Гц) с шагом 2—3 м, что позволяет выявлять и трассировать тектонические нарушения с ампли- амплитудой 3—5 м. Большой объем работ ВСП MOB в Кузбассе [15] E0 углеразведочных скважин, распо- расположенных на восьми шахтных полях) подтвердил эффективность применения ВСП MOB для детального изучения тектонического строения угольных полей, выявления и трассирования разрыв- ных нарушений угольных пластов малой амплитуды и карти- картирования последних, выявления неоднородностей в околосква- жинном пространстве в различных условиях залегания уголь- угольных пластов. Высокочастотные наблюдения ВСП MOB E0— 500 Гц) позволили выявить и проследить на сейсмограммах продольные, обменные, кратные волны, отраженные от всех угольных пластов мощностью до 0,5 м на расстояниях до 200 м от наблюдательной скважины. Тектонические нарушения на сейсмограммах ВСП MOB выявляются по разрыву корреляции и относительному смещению оси синфазности волн, отраженных 256
от угольных пластов, а также по волнам, отраженным от плос- плоскости разрыва. При высокочастотных наблюдениях ВСП MOB выявляются тектонические нарушения амплитудой 2—3 м и бо- более, которые не могли быть выявлены бурением [15]. При при- применяемой сети разведочных скважин бурением могут быть выяв- выявлены тектонические нарушения амплитудой не менее 10—15 м; Выявленные нарушещш угольных пластов малой амплитуды CK6.B27U 6510 6282 50 100 150 200 250 300 350 Н,м Рис. 95. Сейсмогеологические разрезы на поле шахт «Южная» (а) и «Север- «Северная» (б) в Кузбассе: 1 — скважины, г — отражающие горизонты, 3 — линии тектонических нарушений могут быть протрассированы в около- и межскважинном про- пространстве. Угольные пласты картируются на расстояниях до 200 м во все стороны от скважины. Это позволяет уверенно отождествлять разрезы соседних скважин. На рис. 95 приведены примеры применения ВСП MOB на двух шахтных полях Кузбасса. На разрезах видно, что угольные пласты в около- и межскважинном пространстве рассечены серией тектонических нарушений, картирование которых ВСП MOB позволило отождествить разрезы в соседних скважинах. Имеется также опыт применения ПМ ВСП при межскважин- межскважинном просвечивании угольных пластов. В Подмосковном угольном 17 Заказ № 201 257
-бассейне ПМ ВСП позволил выявить и определить размеры карстовых проявлений с целью оценки пригодности угольных полей для комплексно-механизированной отработки, а также идентифицировать угольные пласты по разрезам в соседних скважинах. Для такого просвечивания использовались первые и каналовые волны, распространяющиеся в пластах бурого угля, которые являются волноводами. Интенсивность сейсми- сейсмических колебаний позволила выделять ненарушенные угольные пласты, для которых характерны интенсивные интерференцион- интерференционные сложно поляризованные волны псевдорелеевского типа с групповыми скоростями 400—600 м/с в диапазоне частот 60—100 Гц. Максимальная интенсивность наблюдается при рас- расположении приемника и источника в угольном пласте. Всякое нарушение угольного пласта или уменьшение его мощности приводит к резкому уменьшению интенсивности и одновремен- одновременному увеличению скорости и частоты интерференционных волн. Глава XI ИЗУЧЕНИЕ ФИЗИЧЕСКИХ СВОЙСТВ ПОРОД В ОКОЛОСКВАЖИННОМ ПРОСТРАНСТВЕ В изучении околоскважинного пространства помимо струк- структурных построений большое значение имеет изучение физических свойств пород, необходимое для прогнозирования разреза, и в первую очередь залежей углеводородов, твердых ископаемых, а также для физического обоснования возможностей прогнози- прогнозирования при наземных наблюдениях. С этой целью необходимо изучить влияние неоднородностей разреза на различные пара- параметры волнового поля. С изучением физических свойств пород связаны основные предпосылки применения сейсмических исследований на этапах разведки и эксплуатации месторождения. Определение физиче- физических свойств пород основано на использовании, помимо кине- кинематических, также и динамических особенностей волны. Это предъявляет особые требования к качеству полевых материалов. § 1. ТРЕБОВАНИЯ К ИСХОДНЫМ МАТЕРИАЛАМ Для динамической обработки необходимы материалы ВСП, которые стабильно фиксируют особенности формы и интен- интенсивности волн, и в первую очередь прямой волны. Критериями качества материалов могут служить: 1) получение записей в соответствующем частотном и ди- динамическом диапазонах, по возможности свободных от наложе- наложения различных регулярных и нерегулярных волн-помех; 2) повторяемость записи (амплитуд и спектров) при пов- повторных наблюдениях в точке; 258
3) повторяемость закономерностей изменений амплитуд и спектров при повторных наблюдениях в одной скважине (по вертикальному профилю) из одного и того же пункта взрыва; 4) достаточность материала для его статистической об- обработки. Качество материалов определяется факторами, связанными как с условиями возбуждения, так и с условиями приема. Для решения некоторых задач, помимо постоянства тради- традиционных параметров интенсивности и спектрального состава, существенное значение приобретает постоянство направленности источника. В этих случаях обычно применяют источники направленного возбуждения. Во многих случаях для исключе- исключения влияния непостоянства условий возбуждения наблюдаемые на больших глубинах импульсы прямой волны нормируют по записям этой же волны, полученным на малой глубине в срав- сравнительной близости от очага. Такое нормирование не всегда улучшает качество результатов, так как влияние различных ус- условий возбуждения на импульс прямой волны вблизи источ- источника и на большой глубине может быть (см. гл. V) различным. Иногда лучшие результаты можно получить при использовании записей контрольных приборов только для отбраковки недобро- недоброкачественных материалов. Аппаратура должна быть откалибрована, устранено влияние температуры и давления, которые изменяются вдоль вертикаль- вертикального профиля. Необходимо исключить различные паразитные резонансные явления, связанные с конструкцией самого скважинного сна- снаряда, качеством прижима снаряда к стенке скважины, цемен- тажом обсадных колонн, а также с условиями контакта со средой, которые могут меняться при переходе от точки к точке вертикаль- вертикального профиля. Необходимо учесть возможное влияние длины неразмотанного кабеля на барабане, от которого зависит индук- индуктивное сопротивление, влияющее на частотную характеристику канала. Это влияние можно выявить регистрацией калиброван- калиброванных электрических импульсов. Попытки определения физиче- физических параметров с использованием динамики волн по заведомо некачественному материалу (например, по записям прибора со скользящим прижимом или, того хуже, вообще свободно вися- висящего на кабеле и др.), неоднократно приводили к существенно неверным результатам. При изучении механизма поглощения целесообразно в каж- каждой точке наблюдений специально проверять условия уста- установки: надежность прижима, качество цементажа колонн (при наблюдениях в обсаженных скважинах). Система наблюдений должна предусматривать преимущест- преимущественно наблюдения не в отдельных разрозненных точках, а не- непрерывное корреляционное прослеживание волны. 17* 259
§ 2. ПОГЛОЩЕНИЕ СЕЙСМИЧЕСКОЙ ЭНЕРГИИ При распространении сейсмического импульса уменьшается его амплитуда и изменяется форма. В однородных средах умень- уменьшение амплитуд вызвано геометрическим расхождением фронта волны, а также поглощением энергии в неидеально упругой среде, связанным с необратимым переходом энергии упругих колебаний в тепловую энергию. В реальных средах, помимо расхождения фронта волны и поглощения, существенное влия- влияние на сейсмический импульс оказывают отражения и пре- преломления на границах слоистых сред, а также рассеяние энер- энергии на мелких неоднородностях. В тонкослоистых средах часть потерянной энергии, связанной с отражением от границ, возвращается в виде многократных отраженных волн, распро- распространяющихся в том же направлении. Поэтому интенсивность волны существенно зависит от условий наложения на нее крат- кратных волн, которые могут как усилить волну, так и ослабить ее. Изучение поглощения имеет большое практическое и тео- теоретическое значение, Практическое значение связано с тем, что коэффициент поглощения а определяется вне зависимости от скорости распространения сейсмических волн и, так же как и скорость, является параметром, характеризующим свойства пород — литологию, пористость, плотность, трещиноватость, наличие включений и др. Интерес к поглощению усилился в последние годы в связи с выявлением сильного влияния зале- залежей углеводородов на интенсивность волн и обнаружением на сейсмограммах волн с аномальными амплитудами. Кроме того, поглощение позволяет оценивать интенсивности различ- различных типов волн в процессе их распространения, что необходимо при интерпретации сложных волновых полей, наблюдаемых как на дневной поверхности, так и во внутренних точках среды. Теоретическое значение связано с изучением самого меха- механизма поглощения. Оба направления (прикладное и теорети- теоретическое) требуют принципиально различной точности резуль- результатов. Изучение поглощения при ВСП. Преимущества определе- определения поглощения по наблюдениям во внутренних точках среды определяются тем, что записи в значительной степени свободны от искажающего влияния ВЧР и ЗМС, а также возможностью изучения изменений спектров одной и той же волны в разных точках вертикального профиля. Особый интерес представляют -прямые волны, регистрирующиеся на спокойном фоне вдоль линии вертикального профиля. Наблюдения в скважинах для определения поглощения выполнялись еще задолго до создания ВСП. Н. Риккер A953) г. показал, что поглощение в однород- однородных глинистых сланцах соответствует поглощению упруго-вязкой среды [50]. Однако более поздние и качественные наблюдения, а также спектральный анализ при обработке данных, выпол- 250
ненные Ф. Мак-Доналом и др., не подтвердили этих результатов [45]. Р. Джолли [46], Ф. Левин и Р. Линн [49] исследовали спектры импульсов прямых волн, но непостоянство условий воз- возбуждения и контакта сейсмоприемников со стенкой скважины не позволило им определить поглощение. Развитие ВСП и связанное с ним усовершенствование мето- методики и техники сейсмических наблюдений в глубоких скважинах позволили получить новые данные о поглощении волн. Форма и структура импульса прямой волны. При определе- определении поглощения необходимо учитывать сильное влияние на пря- прямую волну ВЧР, которое проявляется в первую очередь в нало- наложении на первый импульс продольных кратно-отраженных волн. Такое наложение обычно дает устойчивую интерференци- интерференционную картину, которая мало меняется с глубиной и которую сравнительна легко можно изучить и исключить или учесть. Значительно труднее поддается учету влияние на прямую волну рассеянной энергии, связанной с различными неоднородно- стями в ВЧР, а также энергии вторичных объемных волн, обра- образовавшихся в результате преобразования энергии поверх- поверхностных волн. В этом отношении для устранения влияния ВЧР целесообразно наблюдения выполнять в условиях сравнительно однородной ВЧР. Кроме того, если речь идет о взрывах, то же- желательно погружать заряд на такую глубину, при которой волны-спутники уже вышли из интерференции с прямой волной. Во всех случаях строение ВЧР должно быть хорошо изучено. Большой объем работ ПМ ВСП в самых различных сейсмо- геологических условиях показал (см. гл. V), что даже самые простые и короткие импульсы прямой волны на записи Z состав- составляющей могут состоять из нескольких импульсов (см. рис. 28, 29, 30). Сдвиги фаз между импульсами могут составлять доли периода. Форма прямой волны определяется условиями наложе- наложения импульсов, причем эти условия могут меняться. Методические и технические трудности определения чистого поглощения обусловливают целесообразность расчленения за- задачи изучения закономерностей убывания амплитуд на две: определение общего убывания амплитуд (эффективного зату- затухания) и определение чистого (неупругого) поглощения, и его зависимости от частоты. К сожалению, не всегда проводится четкое разграничение получаемых данных. Поэтому до сих пор нет достаточно надежных сведений о зависимости коэффициен- коэффициентов поглощения от частоты, а имеющиеся данные во многих случаях противоречивы. Сопоставление спектров одной и той же волны в нескольких точках сравнительно легко выполнить для однородной толщи большой мощности, где убывание амплитуд с расстоя- расстоянием связано только с поглощением энергии и расхождением фронта волны. В неоднородных средах в слоях небольшой 261
мощности выделить среди перечисленных факторов, влияющих на сейсмический импульс, чистое поглощение очень трудно. Принципиальные трудности связаны с необходимостью исключения из общего затухания влияния геометрического расхождения и прохождения через тонкослоистую толщу, а также рассеяния на мелких неоднородностях. Для оценки этих потерь обычно применяют численное моделирование, при кото- котором по данным акустического каротажа вычисляются синтети- синтетические сейсмограммы. На точность определения расхождения существенно влияют: точность определения скорости (и в осо- особенности на сравнительно небольших глубинах, где геометриче- геометрическое расхождение оказывает очень сильное влияние на зату- затухание энергии); анизотропия скоростей; наклоны границы. Сопоставление полевых и синтетических сейсмограмм ВСП позволяет установить соответствие реальной среды расчетной модели. Однако, несмотря на совершенствование методов, результаты экспериментального определения неупругого погло- поглощения очень противоречивы и во многих случаях не согла- согласуются ни с наблюдаемыми волновыми полями, ни с теорети- теоретическими расчетами. Можно думать, что одной из возможных причин неудач здесь является неучет сложной структуры импульса прямой волны, механизм образования которой в слои- слоистых средах изучен недостаточно. Эффективное затухание. Полученные в реальных средах значения характеризуют не поглощение, а общее убывание амплитуд и изменение формы записи, соответствующие филь- фильтрующим свойствам разреза, которые можно рассматривать как следствие эффективного затухания. В то же время для неко- некоторых практических задач (например, прогнозирование раз- разреза, изучение волнового поля, построение модели реальных сред, определение интенсивности различных типов волн и др.) можно ограничиться значениями эффективного затухания. Ко- Коэффициент эффективного затухания обычно больше коэффици- коэффициента чистого поглощения, так как сюда относятся также потери энергии при прохождении тонких слоев и рассеянии ее на мел- мелких неоднородностях. В условиях однородной толщи амплитуды волн должны были бы убывать монотонно. В реальных средах наблюдается некоторый разброс амплитуд, связанный с измене- изменением свойств пород, существенно превышающий погрешности измерений. Обычно наиболее резкие изменения плавного хода амплитудной кривой связаны с наложением волн на участках профиля, пересекающих границы раздела. Характер убывания амплитуд сильно зависит от геологи- геологического строения разреза и для разных его интервалов неодинаков. В качестве примера определения эффективного затухания рассмотрим материалы наблюдений на Анастасиевско-Троицкой площади, полученные трестом «Краснодарнефтегеофизика» 262
(рис. 96). Наблюдения выполнялись по продольному вертикаль- вертикальному профилю трехточечным зондом с Z сейсмоприемниками и с независимым прижимом каждого снаряда. Заглублением взрыва до глубины 68 м удалось сместить волну-спутник на 60 мс и регистрировать прямую волну вне зоны интерферен- интерференции. Применение малых зарядов (пять детонаторов) позволило получить широкополосный импульс и сохранить постоянство условий возбуждения навеем вертикальном профиле (рис.96, а). По записям глубинного контрольного прибора и приборов трехточечного зонда рассчитывались амплитудные спектры прямой волны во временном окне, охватывающем практиче- практически всю ее энергию. Основная часть энергии прямой волны на глубинных приборах заключена в интервале частот 20—120 Гц. В этом интервале спектр изменяется с частотой не резко. Кривые изменения амплитуд в интервале глубин 400—1570 м строились раздельно для каждого прибора зонда, что позво- позволяло уменьшить влияние возможной неидентичности каналов зонда. По кривым, построенным для фиксированных частотных составляющих, видно (рис. 96, б), что с увеличением частоты происходит более быстрое убывание амплитуд. Сравнение кри- кривых амплитуд первого прибора, исправленных за непостоянство условий возбуждения и неисправленных, позволяет оценить эффективность исправления. Для отдельных интервалов глубин с монотонным убыванием амплитуд коэффициент эффективного затухания определялся по формуле - \gAj2-\gAn а где An и Аи — значения амплитуд на нижней и верхней гра- границе слоя мощностью АН. Величина а определяется по наклону графика изменения с глубиной логарифма амплитуд после приближенного учета изменения амплитуд за счет геометрического расхождения. Результаты изменения логарифмов амплитуд для каждой ча- частотной составляющей на отдельных интервалах осреднялись методом наименьших квадратов (рис. 96, в). На графиках lg A =/(//), построенных для трех приборов зонда, раздельно для частотных составляющих 40, 60, 80 100 Гц, можно выделить несколько зон с различными коэф- коэффициентами затухания. Результаты определения а приведены в табл. 6. Полученные значения в целом соответствуют затуханию в водо- насыщенных глинистых и песчанистых породах. На значение затухания влияет смена песчаника на глины. Особо следует отметить аномально высокое затухание по обеим скважинам в интервале глубин соответствующем газо- газонасыщенным песчаникам. Здесь значение а в 4—6 раз превы- 263
а Рис. 96. Определение эф- эффективного затухания (ПВ 100 м, скв. 693, Анастасиевско-Троицкая, заряд из пяти детонато- детонаторов, ЛВЗр=68 м): а — сейсмограмма Z состав- составляющей, геологическая ко- колонка и данные промысловой геофизики; б — графики из- изменения амплитуд различ- различных частотных составляю- составляющих по двум приборам (/ и 2), а также графики ам- амплитуд по сейсмоприемнику /, исправленных по данным контрольного сейсмоприем- ника C); в —графики эффек- эффективного затухания для трех приборов (/—3) lip»
f-WOTu, IB 18 20 Продолжение рис. 96
0,5-10 Jb l,k-10 1,2-10
Таблица 6 Интервал глубин, Эффективное затухание а-103, м~1 Породы 400-800 800-1220 1020-1200 1200-1400 1450-1550 700-970 970-1150 1200-1450 1450-1550 1600-1750 1,3 1,6 2,0 0,5 3,3 0,5 3,5 1,5 6,7 1,0 Скв. 693 Водонасыщенные песчано-глинистые отло- отложения Глинистая толща с включением песчаников Чистые глины Газонасыщенные горизонты Скв. 1641 Глинистая толща Глины с небольшим содержанием песчани- песчанистого материала Понтические глины Газонасыщенная часть горизонта Глины с прослоями песчаников шает значение в покрывающей толще и в б раз выше значения а в подстилающих породах. В пределах этого слоя наблю- наблюдается резкое сужение спектра за счет затухания высоких частот и понижения скорости распространения продольных волн. Отраженная волна от кровли газонасыщенного слоя наиболее интенсивная, что хорошо видно на сейсмограмме (см. рис. 96, а). Этот же слой выявляется также и по призна- признакам поляризации (см. гл. XII). Коэффициент эффективного затухания можно определить не только по прямой, но и по отраженной и кратно-отраженной волнам. Поскольку отраженная волна в отличие от падающей прямой является восходящей, то влияние скорости на ее харак- характер будет обратным и убывание амплитуд вдоль отраженного луча будет иным, чем у падающей волны. В табл. 7 приведены значения эффективного затухания по прямой (а) и отражен- отраженной (а') волнам [5]. Из табл. 7 видно, что на больших глубинах (от 500 до 3000 м) d>d' в 1,5—2,5 раза. Опыт показывает, что значения а, найденные по убыванию амплитуд прямой (а), однократной (а') и двукратно-отражен- двукратно-отраженных (а") волн, наиболее резко отличаются в ВЧР, которая обычно представлена терригенными отложениями. В последние годы величину а" определяют по соотношениям амплитуд дву- двукратно-отраженных и однократно-отраженных волн, измеренным вблизи точек пересечения их вертикальных годографов (Н. И. Берденникова, 1979 г.). Значения а, а' и а" позволяют получить представление о разрезе и основных факторах, влияю- влияющих на наблюдаемое соотношение интенсивности однократных и многократных волн. 267
Таблица 7 Изменение скорости всегда сопровождается изменением затухания, но однозначной зависимости между ними обнару- обнаружить не удалось. Расчленение разреза по затуханию очень существенно, в особенности в средах со слабой скоростной дифференциацией. Затухание приводит к увеличению длительности импульса и уменьшению амплитуды экстремумов. Причем это уменьше- уменьшение для различных экстремумов неодинаково. С увеличением расстояния импульс становится менее четким, более сглажен- сглаженным (уменьшается - коэффициент затухания импульса). Экстре- Экстремальные значения амплитуд смещаются в сторону больших времен, что приводит к тому, что меняется отношение площа- площадей половинок импульса (при делении экстремума ординатой средней точки). Если разделить площадь экстремума ординатой средней точки на Si и S2, то с увеличением затухания отношение площадей S1/S2 уменьшается — затухание приводит к непропор-. циональному изменению площадей половинок. На реальных сейсмограммах аномалии форм могут быть завуалированы интерференцией. Определение отражающих и поглощающих свойств для про- проходящих поперечных волн. В связи с развитием поляризацион- поляризационного и других методов, основанных на совместном использова- использовании продольных и поперечных волн, в последние годы увеличи- увеличивается объем исследований ВСП коэффициентов поглощения и отражения поперечных волн. Особое значение это имеет при пря- прямых поисках нефти и газа. 268
Для определения параметров поглощения используются не только первые прямые поперечные волны, но и падающие об- обменные проходящие и отраженные волны SV, возбуждаемые при обычном ненаправленном взрыве. При некоторых допущениях (горизонтально-слоистая среда и продольный профиль) доста- достаточно изучать только одну горизонтальную составляющую волны SV в лучевой плоскости. С этой целью применяется мето- методика, аналогичная применяемой для волны Р. Величина as* определяется по амплитудным графикам падающей обменной волны /4ps(#): А\ , , Z где i — номер точки наблюдений внутри интервала обработки; Hi — расстояние между первой и i точками; A\jAi — отношение амплитуд в первой и i-й точках; L\/L2 — относительное геомет- геометрическое расхождение между первой и i точками, вычисляемое по формулам лучевого метода. Величина as* определяется также по отношению амплитуд волн Apss/Ass(H) для каждой фиксированной глубины по фор- формуле 1 где bshi — расстояние от точки наблюдений до границы, на кото- которой образовалась волна PSS; j4ps/V1pss— отношение амплитуд волн на глубине Яг-; ?ps/?pss — относительное геометрическое расхождение фронтов волн PS и PSS, вычисленное для глубины Hi\ /Cs — коэффициент отражения. Величина Ks снималась с гра- графика .4pssA4ps в непосредственной близости от отражающей гра- границы. Она необходима для вычисления asi, но и представляет са- самостоятельный интерес. Значения коэффициентов затухания волн приведены в табл. 5 (В. В. Молчанов, 1976 г.). Из табл. 5 следует, что коэффициенты затухания, определенные по падаю- падающим волнам, превышают коэффициенты затухания, найденные по ^pssMss, в среднем в 1,5 раза. Такое расхождение можно отнести за счет неучета влияния тонких пластов, не отмечаемых по данным сейсмокаротажа. Коэффициенты затухания поперечных волн as больше таких же для продольных волн, ap/as варьируют в интервале 0,24— 0,27, т. е. затухание волн S в реальной среде в 3—4 раза больше волн Р. Коэффициент отражения обменных волн PSS в среднем в 2—3 раза больше коэффициента отражения продольных волн. Так, при Я =1480 м для кровли среднего ордовика /Cs = 0,66; /Ср = 0,27. Этим, в частности, можно объяснить, почему, не- несмотря на большое поглощение волн S, интенсивности отражен- отраженных волн PSS и РР могут быть сопоставимы. 269
Дисперсия. Изменение формы сейсмического импульса опре- определяется зависимостью от частоты как поглощения, так и фа- фазовой скорости. Поглощающая среда обладает дисперсией. При наблюдениях в тонкослоистой среде дисперсия скоростей может быть связана с интерференцией волн разной кратности. Эту дисперсию нужно отличать от дисперсии, вызванной неидеаль- неидеальной упругостью в однородных и изотропных средах. Параметры поглощения, определяемые экспериментально, сильно зависят от частоты. Коэффициенты поглощения в акустическом диапа- диапазоне частот могут в 5—6 раз превышать те же значения, опре- определяемые в сейсмическом диапазоне частот. Такое расхождение объясняется в основном разрушением стенок скважины при бу- бурении. Определение неупругого поглощения. Несмотря на то что цифровая регистрация позволила количественно изучать записи в широких динамическом и частотном диапазонах, определить поглощение, связанное с неидеальной упругостью, в реальных средах трудно. Еще более трудно определить зависимость коэф- коэффициента поглощения от частоты, необходимую для изучения механизма неупругого поглощения. Однако поглощающие свой- свойства реальных сред изучены значительно лучше, чем дисперсия. Только совместным изучением поглощения и дисперсии можно построить теорию поглощения волн в неидеальноупругой среде и получить совпадение расчетных и наблюденных данных. Такое совместное изучение коэффициентов поглощения a(f) и диспер- дисперсии скорости C(f) проводилось на горных породах в лабора- лабораторных условиях (на образцах), в естественном залегании и на искусственных материалах. Приведем некоторые ре- результаты. В. В. Жадин A960 г.) по наблюдениям прямых поперечных волн в скважинах получил для песчаников линейную зависи- зависимость a(f) и декремент поглощения y = 0,25 в диапазоне ча- частот 25—100 Гц, а дисперсию практически не обнаружил. При- Примерно такие же результаты были получены ранее при изучении продольных волн для песчаников в диапазоне частот от 100 до 900 Гц. П. Вюншель в 1965 г., обрабатывая экспериментальные данные Ф. Дж. Мак-Донала [45] в глинистых сланцах в диа- диапазоне частот от 25 до 500 Гц, установил линейную зависимость a(f) и показал, что фазовые скорости увеличиваются с часто- частотой на 2% (от 2205 м/с для 25 Гц до 2251 м/с для 400 Гц), т. е. наблюдается аномальная дисперсия фазовых скоростей. Им по- показана возможность расчета дисперсии волн по известной зави- зависимости коэффициента поглощения от частоты и импульсу в од- одной из точек. Такие расчеты оказались возможными благодаря работе В. Футермана A962 г.), который вывел аналитическую формулу, связывающую дисперсию с поглощением, если изве- известны параметры распространения волн и амплитуда импульсов в одной точке. 270
Помимо волн, вызванных взрывами, изучались зависимости а(/) и C(f) релеевских волн при возбуждении стационарных колебаний электромагнитными излучателями. Е. В. Карус полу- получил зависимость а(/) в диапазоне частот от 80 до 5000 Гц, близ- близкую к линейной для различных пород: y = 0,20 (джергилиты), 0,25 (железистые роговики); 0,12 (сильвиниты); 0,66 (суглинки); 0,48 (глетчерный лед). При изучении дисперсии ВСП фазовые скорости могут опре- определяться прямым методом с использованием спектров прямой волны, зарегистрированной вдоль вертикального профиля. По фазовым спектрам могут быть построены вертикальные фазовые годографы, по которым определяется фазовая скорость. Данных о дисперсии волн и связи ее с коэффициентом погло- поглощения для горных пород очень мало, и подчас они противоре- противоречивы. Большинство авторов все же полагают, что если диспер- дисперсия и существует, то для объемных волн она не очень велика (не более нескольких процентов при изменении частоты в 10— 12 раз) и имеет аномальный характер. Поглощение приводит к тому, что скорости, измеренные по первым вступлениям и по последующим фазам, могут не сов- совпадать. В сильно поглощающих средах (например, в ВЧР) можно определять по фазовым спектрам импульсов скорость и ее зависимость от частоты. При стратиграфической привязке отраженных волн по данным ВСП использование импульса мо- может привести к погрешностям определения глубины отражаю- отражающих границ. Следует также иметь в виду фазовые сдвиги сей- сейсмического канала на различных частотах. Применение обрат- обратной фильтрации позволяет практически устранить влияние поглощения на форму записи и на определение скорости. § 3. ОТРАЖАЮЩИЕ СВОЙСТВА РАЗРЕЗА Отражающие свойства, определяемые значениями коэффици- коэффициентов отражения К и их зависимостью от частоты,, являются одними из основных характеристик разреза. Рассмотрим отра- отражающие свойства разреза в интервале глубин, вскрытом и не вскрытом скважиной. Определение коэффициента отражения от границ, пересечен- пересеченных скважиной. Относительная интенсивность и форма отра- отраженных и многократных волн вблизи границ определяются ха- характеристиками падающей волны, значениями коэффициента от- отражения К на границах и его зависимостью от частоты K(f). Последняя зависит от отношения скоростей, плотностей, мощ- мощностей в граничащих слоях и угла падения волны на границу. На границах мощных однородных слоев аргумент коэффици- коэффициента отражения при углах падения, меньших предельного, ра- равен нулю или я и не зависит от частоты и отраженная волна по- повторяет по форме падающую. В тонкослоистой" среде коэффи- 271
циент отражения является функцией частоты и отраженная волна по форме будет отличаться от падающей волны. Знание зависи- зависимости K(f), полученной непосредственно поданным полевых наб- наблюдений, позволяет оценивать интенсивности волн различной кратности. Разработаны . различные способы определения коэффици-* ента К как по наземным наблюдениям, так и по наблюдениям во внутренних точках среды [8]. ВСП позволяет по наблюде- '20 JO' fyO 50 60 Рис. 97. Записи прямых и отраженных волн при нормальном (ПВ 100 м) и на- наклонном (ПВ 1200 м) падениях (а), спектры этих волн (б) и спектры коэффи- коэффициента отражения (в) (скв. 2, Старо-Минская) ииям прямой в.олны в различных точках профиля определять а(/), а затем сопоставлением формы прямой и отраженной волн по наблюдениям вблизи отражающей границы определять вели- величину К. Коэффициент К определяется на таких расстояниях от границ, где отраженная волна уже вышла из области интерфе- интерференции; с прямой волной. При этом поглощение, которое опреде* ляется с большой погрешностью, значительно меньше влияет на величину К, чем при определении его по наземным наблюде- наблюдениям. Рассмотрим результаты определения спектров коэффициента отражения от пачки тонких слоев для двух, углов падения. Для 272
определения-К(/) использованы записи волн из ПВ 100 м и ПВ 1200 м (рис. 97) на глубине 1100 м. Углы падения, соответ- соответствующие этим пунктам взрыва, составляют 0 и 40°. Коэффи- Коэффициент отражения К имеет резко выраженный максимум, кото- который с увеличением угла падения смещается в сторону высоких частот (от 43 Гц при угле 0° до 54 Гц при угле 40°). Значения коэффициента отражения в экстремальных точках равны 0,58 и 0,65. По форме спектра коэффициента отражения видно, что отражающая граница не является «толстым» слоем. Разработан также способ определения величины К по запи- записям прямой и отраженной волн не в одной точке, а по всему интервалу прослеживания отраженной волны и записи прямой волны в области отражающей границы. Определение вели- величины /С так же как и других параметров, основанное на дина- динамике волн, регистрируемых в последующей части записи при ВСП, связано с большими трудностями, определяемыми интер- интерференционными явлениями и сложностью выделения отражен- отраженной волны в чистом виде. Для выделения волн в наименее иска- искаженном виде применяются способ вычитания пакетов волн с уточнением формы выделяемой волны, а также различные виды селекции волн по частоте и в особенности обратная филь- фильтрация. Эта процедура достаточно эффективна, что обычно под- подтверждается стабильностью формы падающей волны вдоль вер- вертикального профиля. Приведем результаты определения коэффициента отражения на границе ангидрит-соль киммеридж- титонских отложений верхней.юры в районе Денгизкульского поднятия в Западном Узбекистане [38]. По данным ВСП были получены следующие значения К: Верхние ангидриты—верхние соли. . 0,15±0,03 Верхние соли — верхние ангидриты . . —0,22±0,04 Средние ангидриты — нижние соли . . . 0,22±0,04 Нижние соли — нижние ангидриты. . ^0,23±0,04 Физические свойства пород, приведенные в табл. 8, позво- позволили рассчитать коэффициент отражения К = —0,306±0,034. Таблица 8 Параметр Соли Ангидриты Плотность, г/см3 Скорость, м/с Акустическая жесткость, г/(см2-с) 2,13±0,02 4450 ± 200 9478,5 ±435 2,95 ±0,05 6 000 ± 200 17 580 ±658 При сопоставлении расчетного и наблюденных значений К выявляется систематическое занижение наблюденных по ВСП значений К на 25—50 % по отношению к расчетным. По мнению авторов, это, возможно, связано с постепенным переходом от со- 18 Заказ № 201 273
лей к ангидритам, обусловленным наличием вблизи границы мелких прослоев соли в ангидритах и прослоев ангидрита в солях. Особый интерес представляет изучение отражающих свойств разреза ниже забоя скважины. Прогнозирование разреза ниже забоя скважины. Методика использования данных ВСП для прогнозирования разреза была предложена и развита А. А. Табаковым [38]. Прогнозирование разреза осуществляется решением обратной динамической за- задачи [2]. Последняя сводится к построению вдоль оси z кри- кривой акустического импеданса при некоторых упрощенных пред- представлениях о среде (одномерная, изотропная, идеально упругая). Следует отметить, что в настоящее время находят широкое применение также методы прогнозирования разреза по данным наземных наблюдений. Развиваются известные методы: «Сей- слог» (Канада), «Велог» (Франция), псевдоакустический каро- каротаж ПАК (СССР). Однако данные ВСП, содержащие падаю- падающие волны и волны, отраженные от границ, расположенных глубже забоя скважины, обладают для решения обратной за- задачи существенными преимуществами перед наземными наблю- наблюдениями. Эти преимущества определяются возможностью эффек- эффективного разделения падающих и восходящих волн по направле- направлению распространения, эффективностью деконволюции данных ВСП с использованием импульса прямой волны, более широкой частотной полосой регистрации. Все это позволяет получить раздельно падающую и восходящие отраженные волны, менее искаженные помехами, чем это удается сделать при наземных наблюдениях. Это является основной предпосылкой для решения обратной задачи. Используются различные способы решения обратной задачи: непосредственное решение уравнений или решение уравнений с предварительным получением импульсной сейсмограммы. В по- последнем случае решение основано на схеме обращенного алго- алгоритма Баранова—Кюнеца. На рис. 98, 99 приведены результаты прогнозирования разреза по наблюдениям в двух скважинах Уз- Узбекской ССР [38]. Обработка материалов выполнялась комплексом программ, который условно можно разделить на две части: предваритель- предварительная обработка волнового поля и прогнозирование разреза. Про- Программы предварительной обработки имеют целью разделение волновых полей падающих и восходящих волн и получение их в наименее искаженном виде. Материалы предварительной об- обработки были приведены в гл. III (см. рис. 16). В первую оче- очередь определялась форма падающих и восходящих волн, прира- приращение времени от трассы к трассе и коэффициенты относитель- относительной интенсивности волн. Для определения формы волн применяется метод вычитания. После вычитания коэффициент корреляции для падающих волн равен 0,92—0,95, а для восходя- 274
а О 0,1 D,2 t,C D 0,1 0,2 t,C Рис. 98. Прогнозирование разреза ниже забоя скважи- скважины (скв. 7, Хаузак): а — импульсная сейсмограмма; •б — восходящие отраженные вол- волны; в — сопоставление прогноз- прогнозной кривой акустической жест- жесткости, полученной на уровне 2000 м, с геологическим разре- разрезом; г — прогнозные кривые аку- акустической жесткости, получен- полученные на разных уровнях прогно- прогнозирования: 1 — ангидриты, 2 — каменная соль; 3 — плотные карбонаты, 4 — пористые рифогенные извест- известняки, 5 — газонасыщенный ин- интервал
щих — 0,88—0,92. По форме падающей волны рассчитывается* фильтр предсказательной деконволюции, пропускающий задан- заданную начальную наиболее интенсивную часть импульса @,070 с) и подавляющий колебания в последующей (до 0,4) части записи^ По заданной форме импульса падающей волны была вы- выбрана формирующая фильтрация и проведено повторное разде- а А /ч /\ 6 6 -0,2 0 0,2 7,5 10,0 12,5 15,0 #10? -21- 30 -16- 101 75 I Atl кг/м2 л Рис. 99. Прогнозирование разреза ниже забоя скважины (скв. Денгизкуль-1, на уровне прогноза 1950 м): а — геологический разрез; б — импульсная сейсмограмма; в — сравнение прогнозной (/) и фактической (//) кривых акустической жесткости: / — ангидриты, 2 — каменная соль,. 3 — плотные карбонаты, 4 — пористые рифогенные известняки, 5 — газонасыщенный ин- интервал ление волн. Это позволило существенно повысить разрешенность записи отраженных волн, а также проследить их непосредст- непосредственно к первым вступлениям' (см. рис. 98, а). На этом заканчи- заканчивается этап предварительной обработки. Для прогнозирования разреза поле отраженных волн подвер- подвергается пикообразующей фильтрации. Трасса отраженных волн с заданной точностью представляется в виде свертки падающей волны с искомой импульсной сеймограммой. На рис. 98, б пред- представлены импульсные сейсмограммы, рассчитанные для разных уровней наблюдений. На импульсных сейсмограммах кровля пласта с повышенной акустической жесткостью отображается отрицательным коэффициентом отражения, что объясняется раз- разным направлением смещения падающей и восходящей волн од- одного знака на регистрирующем приборе. 276
Следующим этапом прогнозирования является решение об- обратной динамической задачи с учетом кратных волн при задан- заданной начальной акустической жесткости на уровне наблюдений» Решение очень чувствительно к уровню шумов. При наличии шумов в исходных записях, превышающих 10 % от уровня отра- отраженных волн, применяется накапливание результатов решения обратной динамической задачи на базе 150 м. В связи с этим, в данном примере получены не абсолютные значения акустиче- акустической жесткости, а их относительные изменения. Прогнозируемая кривая (см. рис. 98, в) хорошо коррели- руется с геологическим разрезом. Слою пониженных скоростей,, связанному с газовой залежью, соответствует понижение акусти- акустической жесткости. Прогнозные кривые акустической жесткости,, полученные на различных ' уровнях прогнозирования (см. рис. 98, г), хорошо согласуются между собой и могут служить основой прогнозирования разреза ниже уровня наблюдений в невскрытой скважинной части разреза. На рис. 99 приведен прогноз разреза на глубину до 2500 м при наблюдениях на уровне 1950 м. Сравнение прогнозной и фактической кривой акустической жесткости показывает, что на прогнозной кривой выделяются все основные пласты. Интервал газовой залежи отмечается четким уменьшением акустической, жесткости. Для этого примера в отличие от предыдущего про- прогнозируются абсолютные значения акустической жесткости. Описанная методика прогнозирования опробована, создан технологичный комплекс математического обеспечения, разра- разработаны специфические методические приемы поисковых ра- работ, обеспечивающие повышение разрешенности и качества записи. В 1980 г. были опубликованы также материалы применения ВСП для прогнозирования разреза в Северном море [47]. Дан- Данные ВСП были получены в скважине, находящейся в бурении при забое на глубине 3100 м (рис. 100, а). Отраженные волны в интервале глубин, вскрытом скважиной, хорошо согласуются с кривой акустической жесткости (рис. 100), рассчитанной по данным наблюдений скоростного и плотностного каротажа в скважине. На сейсмограммах зарегистрировано также не- несколько отраженных волн от границ ниже забоя скважины. После деконволюции данных ВСП по времени регистрации, ин- интенсивности и полярности отраженных волн от границ ниже забоя была вручную рассчитана кривая акустической жесткости на участках разреза, не вскрытых скважиной (рассчитанная кри- кривая пристроена к наблюденной, рис. 100, б. Наблюдения ВСП по- после завершения бурения (рис. 100, в) позволили достроить кри- кривую по данным скоростного и плотностного каротажа, с которой хорошо коррелируются отраженные волны на сейсмограмме ВСП. Предсказанная (рассчитанная) и наблюденные кривые в основных элементах хорошо согласуются. 277
Применение ВСП для изучения разреза ниже забоя сква- скважины очень эффективно, позволяет сократить объемы дорого- дорогостоящего бурения и не вызывает сомнения, что это направление будет быстро развиваться. I 11 . (l|im i \\ ¦ '¦ ^ Рис. 100. Прогнозирование разреза ниже забоя скважины: а — кривая акустической жесткости и временной разрез, полученные в процессе бурения; б — дан- данные, полученные после завершения бурения; в — прогнозная кривая акустической жесткости до (/) и после фильтрации на полосовом фильтре 10-40 Гц (II) § 4. ОПРЕДЕЛЕНИЕ УПРУГИХ ПАРАМЕТРОВ Упругие параметры среды зависят от структуры и состава пород, глубины их залегания, степени деформации и в совокуп- совокупности могут характеризовать породы и их локальные изменения. Упругие свойства определяются одной из пар констант: моду- модулем Юнга Е и коэффициентом Пуассона а, постоянными Ламе л и fx, скоростями продольных vp и поперечных v$ волн, которые 278
связаны между собой следующими известными зависимостями: Рис. 101. Изучение физических свойств разреза (по Ю. Д. Мирзояну) откуда где р — плотность пород. ПМ ВСП позволяет одновременно изучать разрез по ско- скоростям продольных Up и поперечных v$ волн. Значения плотно- плотности могут быть получены прямыми измерениями по керну или по результатам ГГК. При отсутствии таких измерений сведения о плотностях могут быть получены по корреляционной зависимо- зависимости скорости и плотности. Данные ПМ ВСП позволяют получать сведения и расчленять разрез по упругим параметрам пород. Результаты изучения физических свойств песчано-глинистых отложений неоген-палеогена на Калужской площади Запад- Западного Предкавказья приведены на рис. 101. Разрез представлен: чередованием глин, песков, песчаников, выделяется ряд слоев мощностью от 200 до 500 м, приуроченных к различным лито- лого-стратиграфическим комплексам. По скоростям волн S раз- 279
рез расчленен больше, чем по волнам Р. Отношения скоростей vvlvs даже на глубинах до 1700 м равны примерно 2,5, что объ- объясняется свойствами пластичных ,-глин Майкопа. Максимальным значениям параметров v?lv§ и о соответствуют повышенные значения модулей Юнга и сдвига. Литология пород оказывает решающее влияние на их упругие свойства. Обращает на себя внимание резкое увеличение модуля Юнга на границе чокрак- ских и майкопских отложений (Н = 1700 м), в то время как по плотности резких изменений здесь не наблюдается. Результаты определения упругих параметров пород на Узеньском участке Южного Мангышлака приведены в табл. 9 [42]. Скорости волн определялись по обменным проходящим вниз волнам при наб- наблюдениях по непродольным профилям. Средние пластовые зна- значения плотности пород получены по результатам ГГК. Погреш- Погрешности определения модуля Юнга достигали 4—5 %, а коэффици- коэффициента Пуассона— 1—8 %. Причем погрешности обоих параметров увеличивались с увеличением у. Из табл. 9 видно, что коэффициент Пуассона с глубиной уменьшается, а модуль Юнга — увеличивается. Сопоставление аналогичных данных для одновозрастных пород, залегающих на разных глубинах, пока- показало, что физические параметры пород зависят от глубины. Та- Такое различие может быть объяснено разными факторами (дав- (давлением, вещественным составом и др.), однако для выяснения причин необходимо накопить больше материалов, которые могут стать'дополнительным источником сведений о среде. Получен- Полученные данные позволяют думать, что изучение упругих парамет- параметров может явиться дополнительным эффективным средством прогнозирования разреза, и в частности для изучения литологии пород, пористости, разбуриваемости, поисков коллекторов. Таблица 9 Возраст горных пород Палеоген+сан- тон+турон Сеноман Альб Апт Неоком+Оксфорд Оксфорд+келло- вей Глубина скорост- скоростной границы, м 70 180 275 360 430 575 680 790 850 920 1055 Скорости, м/с vs 730 680 770 770 930 930 1000 ИЗО ИЗО 1440 1440 VP 2900 1800 2300 2000 2250 2430 2430 2900 2400 3100 2780 0,25 0,38 0,33 0,38 0,41 0,38 0,41 0,39 0,47 0,46 0,52 Коэффици- Коэффициент Пуассона 0,47 0,42 0,44 0,42 0,40 0,42 0,40 0,41 0,36 0,37 0,31 Плотность, г/см3 1,86 1,96 2,07 2,40 2,49 , 2,55 2,37 2,35 2,43 2,42 Модуль Юнга Я-108, 0,25 0,34 0,35 0,55 0,63 0,73 0,87 0,86 1,40 1,37 280
В инженерно-геологических скважинах ВСП выполняется для определения физико-механических свойств грунтов, необ- необходимых для строительных целей. Эти параметры рассчиты- рассчитываются по вертикальным годографам волн. § 5. ВСП И ПРОГНОЗИРОВАНИЕ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗРЕЗА Проблема прогнозирования геологического разреза (ПГР) включает в себя задачи, которые можно разделить на две группы — геологические и технологические. К геологическим за- задачам относятся: 1) прогнозирование литологии и генезиса осадочных пород; расчленение разреза на литолого-стратиграфические комплексы; 2) выявление структурных и неантиклинальных ловушек,, перспективных на нефть и газ; оценка коллекторских свойств по- пород и состава флюидов; 3) оконтуривание залежей, расчленение и картирование про- продуктивных отложений. К технологическим можно отнести задачи, связанные с про- проектированием и бурением самой скважины с целью: прогнозиро- прогнозирования буримости пород и выбора оптимального режима буре- бурения; выявления зон АВПД и определения давления; картирова- картирования забоя скважины в пространстве и управления направленным бурением, что может иметь особое значение при бурении на- наклонных скважин, а также в различных аварийных ситуациях. Решение задач в существенной степени зависит от возмож- возможностей изучения кинематических и динамических параметров различных типов волн с целью их использования для определе- определения физических свойств пород, слагающих разрез. Эти возмож- возможности ограничиваются: сложностью реальных сред, сравнительно небольшими эффектами влияния залежи, недостаточной разре- разрешающей способностью методов и чисто техническим качеством получаемых материалов. В этих условиях, несмотря на то что объемы исследований по проблеме прогнозирования разреза в последние годы резко возросли, их физические и геологиче- геологические предпосылки нельзя считать достаточно обоснованными. Это в значительной степени объясняется ограниченными воз- возможностями наземных наблюдений при изучении динамики волн. Исследования ВСП, выполненные на современном техниче- техническом уровне, являются источником сведений, которые позволяют оценить и физически обосновать принципиальные возможности прогнозирования разреза. Не вызывает сомнений, что все эф- эффекты влияния неоднородностей, и в частности залежей на вол- волновое поле, будут значительно резче проявляться при наблюде- наблюдениях во внутренних точках среды, чем при наземных наблюде- наблюдениях, и только некоторые наиболее сильно выраженные влияния могут быть выявлены при наземных наблюдениях. 281
В задачах ВСП применительно к проблеме прогнозирования разреза можно выделить два основных направления: а) изуче- изучение характеристик разреза и их влияния на параметры сейсми- сейсмических волн; б) прямые поиски залежей в околоскважинном пространстве. Первое направление, в частности, имеет значение для обоснования физических возможностей прогнозирования разреза по данным наземных наблюдений. Основными предпосылками к использованию сейсморазведки для прямых поисков нефти и газа являются количественные раз- различия кинематических и динамических параметров сейсмических „волн, прошедших через водо-, нефте- и газонасыщенные породы или отразившихся от них. Влияние залежи нефти и газа на значение сейсмических ско- скоростей. Теоретические и модельные, а также полевые исследо- исследования показали, что скорости fp в нефтеносных и газоносных коллекторах меньше, чем в водоносных. Однако количественные оценки здесь дают большой разброс значений. Скорость vP в нефтенасыщенных коллекторах на 6—10 % ниже, чем в водо- насыщенных. Наличие залежи приводит также к уменьшению эффективных скоростей, однако не более чем на 1,0—1,5%. Данные акустического каротажа также указывают на уменьше- уменьшение скорости vp в нефтенасыщенных и особенно в газонасыщен- газонасыщенных отложениях. Наличие залежи газоконденсата приводит к закономерному уменьшению величины up на 3,5—5,8 % в сква- скважинах, расположенных в контуре, и увеличению ее на 1,5—5,8 % в законтурных скважинах (Е. П. Пуздровский и М. Н. Павлюк, 1975 г.). Обнаружены различия скоростей продольных волн в нефте- и водонасыщенных пластах по данным низкочастотного акусти- акустического каротажа на 15 %, по высокочастотному АК — на 10— 25 %, а в водоносных и газонасыщенных пластах — на 25—30 %. Снижение скорости, связанное с увеличением объема порового или трещинного пространства, является одним из критериев прогнозирования наличия коллекторов. В то же время нефте- тазонасыщенность практически не влияет на скорость. Дисперсия скорости за счет разночастотных измерений в карбонатных коллекторах (нефтенасыщенных пористых сре- средах) при комплексных сейсмических и акустических исследова- исследованиях в условиях необсаженной скважины составляет 18—25%, а в тех же породах в обсаженной скважине достигает 29—33 %. Расхождение годографов, полученных при акустическом и сей- сейсмическом каротажах в интервале рассматриваемых глубин, и дисперсия фазовой скорости C0%) связаны, по-видимому, •с повышенной трещиноватостью и вызванной ею восходящей миграцией нефти и термальных вод. Большая дисперсия в об- обсаженной скважине (по сравнению с необсаженной) для нефте- нефтенасыщенных пород может быть объяснена расформированием в обсаженной скважине зоны проникновения и большим погло- 282
щением акустического сигнала. На разность может влиять различие частот (в тонкослоистых средах): скорости высоко- высокочастотных волн на 5—10 % выше, чем для низкочастотных волн. В результате невысокая точность определения сопоставляемых величин не позволяет выявить четкие закономерности в соотно- соотношениях скоростей. Влияние залежи на затухание сейсмических волн. Анали- Анализом полевых наземных материалов в различных районах удалось отметить повышенное затухание сейсмических волн в районе залежи. Однако в большинстве случаев достоверность и надежность полученных данных были недостаточными для окончательных выводов. На ранних этапах развития ВСП выявить четко выраженное влияние залежи на общее затухание сейсмических волн не удалось. Работами последних лет на том же месторождении Анастасиевско-Троицком, как мы видели (см. рис. 96), повы- повышенное затухание было выявлено уверенно. Следует отметить,, что повышенное затухание энергии сейсмических волн обычно- охватывает не только интервал глубин, соответствующий самой залежи, но и значительный интервал над залежью, для которого характерно вторичное изменение пород. Эти аномаль- аномальные эффекты сильно зависят от глубины залежи и от зоны вторичного изменения пород над залежью. Затухание сильно- зависит от пористости и резко увеличивается с ее повышением. Залежь оказывает сильное влияние на затухание волн S,, поскольку с увеличением пористости уменьшается модуль сдвига без изменения модуля объемной упругости. К изменению пори- пористости динамические характеристики волн в несколько раз более чувствительны, чем кинематические характеристики. Влияние залежи на отражающие свойства пласта. Измене- Изменение интенсивности волн, отраженных от кровли газонасыщен- газонасыщенного коллектора, обусловливается изменением скорости и объем- объемной плотности в зависимости от характера флюидов, заполняю- заполняющих поровое пространство коллектора: газонасыщенная часть коллектора имеет меньшую акустическую жесткость, чем водо- насыщенная. Даже сравнительно небольшое замещение воды газом приводит к существенному увеличению коэффициента отражения. Имеются также данные, подтверждающие возмож- возможности регистрации отраженных волн от водо- и газонефтяных контактов, связанные с различием акустических свойств газо-, нефте- и водонасыщенных пластов в терригенных и карбонат- карбонатных отложениях. Наблюдения ПМ ВСП, выполненные на Ана- Анастасиевско-Троицком месторождении, подтвердили резкое уменьшение скорости и увеличение поглощения в газонасыщен- газонасыщенных породах, увеличение коэффициента отражения от кровли залежи, а также аномалии параметров поляризации колеба- колебаний, связанные с этим слоем. Работы последних лет показали возможности оконтуривания залежи в окрестности скважины, 283
а Рис. 102. Влияние газовой залежи на некоторые параметры волнового поля (скв. 4, Голицинская структура, Черное море, по А. Н. Амирову): о — схема расположения ПВ и скважин: / — ПВ, 2 — контур структуры по отражающему горизонту Ша, 3, 4 —- прогнозируемые контуры газовых залежей в отложениях Майкопа, 5—то же, в палеоцене; б—г — графики изменения параметров #пл, а, А, а с глуби- глубиной (/ — скв. 1, 2 — скв. 2, 3 — скв. 4); д — сейсмограммы ВСП (скв. 4) из ПВ 2000 м. расположенных над залежью (восточный ПВ, /) и вне ее (южный ПВ, //); е — сейсмо- сейсмограмма из ПВ 4000 м (обменные проходящие волны пересекают залежь снизу)
.а также выявления залежи, не обнаруженной при испытании «скважины. Такое прогнозирование может иметь большое значе- значение для выбора рациональной технологии глубокого бурения. Это, в связи с высокой стоимостью глубокого бурения, может дать большой экономический эффект. В качестве примера влияния газовой залежи на волновое лоле приведем материалы наблюдений, полученные на Голи- цинской площади (Черное море). Отметим, что морские условия позволяют сравнительно легко обеспечить хорошую пов- повторяемость условий возбуждения и в этом отношении благопри- благоприятны для исследований. При наблюдениях в скв. 4, располо- расположенной в центре контура газоносности (рис. 102, а), пункты возбуждения располагались на равных расстояниях, но в раз- разных направлениях от скважины и находились как в контуре газоносности, так и вне его. Газовая залежь й майкопских отложениях расположена на глубине примерно 500 м, мощность •ее около 50 м. Коэффициент эффективного затухания, опреде- определенный по первой продольной волне, в газонасыщенных частях разреза в 2,5 раза больше, чем под залежью (рис. 102, б). Поэтому амплитуды первой продольной волны, зарегистрирован- зарегистрированные под газовой залежью из ПВ, расположенного над залежью (восточный ПВ), примерно в 2 раз меньше амплитуд волн из TIB, расположеных вне залежи (западный ПВ, южный ПВ) (рис. 102, в). Кроме того, частоты первых волн из ПВ над залежью более низкие, чем из ПВ вне залежи. Средние скоро- скорости продольных волн над залежью и в ней уменьшаются (рис. 102, г). Интенсивность поперечных волн, пересекающих залежь (обменных проходящих волн, связанных с мелкими границами в ВЧР), существенно ниже, чем у таких же волн, не пересекающих залежь. Это видно по сейсмограммам на рис. 102, д. Сильное влияние на интенсивность поперечных волн можно проиллюстрировать сейсмограммами, полученными из ПВ 4000 м (рис. 102. е). Обменные проходящие волны, связан- связанные с границами на глубине около 2000 м, в газонасыщенных частях разреза практически полностью затухают. Приведенные материалы, к сожалению, не позволяют оценить все параметры количественно, так как наблюдения выполнялись Z прибором. ПМ ВСП позволит количественно изучить параметры всех волн. Тем не менее даже эти материалы позволили по наблюде- наблюдениям в скважинах уточнить контур залежи. Опыт применения ВСП для прогнозирования контура газо- газовой залежи рассмотрим на примере Южно-Сивашской сква- скважины. К моменту наблюдений ВСП газовая залежь обнаружена по результатам испытаний в скв. 1 (рис. 103). Залежь распо- расположена в отложениях майкопской серии на глубине около 2200 м. Коллектором являются глинисто-песчано-алевролитовые породы, пористость коллектора около 30%. Мощность продук- продуктивного пласта 10 м. Покрышкой для залежи являются про- 285
слойки глин мощностью 5—15 м. В скв. 3—5 залежь не выяв- выявлена. По материалам наземных наблюдений ОГТ (Z составляю- Я б 2 к Б 8 ЮА,т д 2,0 2,2 Уср,*ы/с 1L 0 2b gg-ff.V О IP 2,{j 3,0 l,m 1,0 ©S Д Рис. 103. Прогнозирование контура залежи по данным ВСП (Южно-Сивашская, Крым, по А. Н. Амирову): а — графики средних скоростей: / — газонасыщенный пласт, 2 — скв. 3 и 5, 3 — скв. / и 2; б — графики амплитуд A) и а B); в — лучевая схема (штриховкой показана макси- максимальная глубина наблюдений в скв. 2); г—¦ схема, характеризующая поглощающие свойства разреза: /—глубокая разведочная скважина, 2—скважина, в которой произ- производились наблюдения ВСП, 3 —ПВ при ВСП в скв. 2, 4 — ПВ при ВСП в скв. 3 щая), аномалий типа «яркого пятна», обусловленных залежью, не обнаружено, аномалии скорости выражены очень слабо и не- недостаточны для выявления залежи. Изученный по материалам 286
ВСП коэффициент затухания а в области залежи и сопутствую- сопутствующего ей диффузионного столба увеличивается в 2—3 раза, а в собственно залежи — в 5—б раз. В диффузионном столбе а на частоте 30 Гц составляет 0,002—0,003 м~~', а в вышележащей толще — 0,001 м (рис. 103, б). Мощность диффузионного столба значительно больше мощности собственно залежи, и на- наблюдаемые аномалии обусловлены вторичными изменениями разреза. Интересно отметить, что и наземными наблюдениями ОГТ выделены аномалии затухания (по изменению частоты). Однако они не уверены из-за интенсивных волн-помех, которые недостаточно подавляются системой ОГТ. Для оконтуривания залежи наблюдения ВСП (Z составляю- составляющая) выполнены в скв. 2 и 3. В скв. 2 наблюдения выполнялись из восьми ПВ, удаленных на расстояниях от 700 до 3300 м на север, северо-восток, восток и юго-восток (рис. 103, г). Регистра- Регистрация выполнялась в интервале глубин 2400—1400 м с шагом 20 м. В скв. 3 наблюдения проведены из двух ПВ на расстояниях 1500 и 2500 м в интервале глубин 3000—100 м с шагом 20 м. Взрывы производились под ЗМС. На каждом ПВ специально установленными сейсмоприемниками строго контролировалось постоянство условий возбуждения. Средние скорости в скв. 1—3, вскрывших залежь, ниже скоростей в законтурных скважинах (рис. 103, а). Однако ос- основное значение имели закономерности изменения амплитуд волн из ПВ, расположенных в различных направлениях. Причем параметры волн из ПВ, расположенных на север от скв. 2, рассматривались как аномальные и с ними сравнива- сравнивались значения амплитуд из других ПВ. Малая глубина скв. 2 существенно ограничивала возможности прогнозирования, так как призабойная часть разреза прямыми волнами освещалась только на сравнительно небольшое расстояние от ствола (рис. 103, в). Для освещения разреза на большую глубину возникла необходимость использовать отраженные волны, кото- которые заметно искажены падающими волнами. По данным ВСП были выявлены области аномально высо- высокого затухания сейсмической энергии /// (рис. 103, г) и пони- пониженного затухания V, что позволило уточнить контур залежи, который не совпадает ни с предполагаемым контуром газонос- газоносности по данным геологов //, ни с предполагаемой линией выклинивания коллектора /. Следует отметить, что из-за малой глубины скв. 2 область IV осталась неосвещенной. Правильность прогнозируемого ВСП контура была позднее подтверждена. В частности, скв. 6, заданная в пределах предполагаемого контура V, не обнаружила залежь. Зоны аномально высоких пластовых давлений. ВСП приме- применяется также для прогнозирования зон с аномально высоким пластовым давлением. Это необходимо для проектирования кон- конструкции скважин, исключающих неожиданные выбросы и ава- 287
рии при разбуривании пород с внутрипластовым давлением, для увеличения скорости бурения и снижения его себестоимости. Наиболее перспективным методом прогнозирования этих зон до бурения (определения глубины и давления) в настоящее время считается сейсмический. С целью физического обоснова- обоснования этого способа были проанализированы материалы ВСП по 23 скважинам Восточного Предкавказья [13]. Скорости пород с глубиной при нормальном уплотнении увеличиваются. Умень- Уменьшение интервальных скоростей свидетельствует о разуплотне- разуплотнении пород, связанном с высоким поровым давлением. Сравнения кривых изменения интервальной скорости с глубиной в усло- условиях нормального и аномально высокого давлений показали возможность выявления зон повышенного давления и оценки его значения. Неучет при интерпретации материалов изменения скоростей, связанного с наличием АВПД, приводит к искажению структурных планов. Полученные в настоящее время количественные оценки влияния залежи на параметры волнового поля не всегда согла- согласуются между собой. Это в первую очередь объясняется слож- сложностью самой задачи, требующей специально поставленных экспериментов и соответствующего качества материала. К сожа- сожалению, эти условия далеко не всегда выполняются. Представ- Представляется необходимым продолжить исследования влияния залежи, комплексируя ПМ ВСП и АК. Особый интерес может предста- представить совместное изучение влияния залежи как на продольные, так и на поперечные волны. Наблюдения в скважинах необхо- необходимо комплексировать с наземными наблюдениями для того, чтобы оценить, в какой степени выявленные в скважине эф- эффекты залежи будут проявляться на земной поверхности, и тем самым оценить возможности выявления залежи по наземным наблюдениям, а также картирования внутреннего и внешнего контуров нефтегазоносной залежи. Для изучения строения самой залежи необходимо повышение детальности изучения разреза, для чего необходимо получать записи с частотами до 150 Гц. Большое значение может иметь преобразование сейсмических трасс в кривые акустической жесткости, позволяю- позволяющие прослеживать тонкие слои и наблюдать их изменение по площади. § 6. МЕЖСКВАЖИННОЕ ПРОСВЕЧИВАНИЕ Большими возможностями в изучении межскважинного пространства обладает просвечивание. Эти наблюдения пока не нашли широкого применения, однако имеющийся опыт показы- показывает их перспективность. Наиболее широко такое просвечивание применяется в рудной геологии. При этом для прозвучивания (просвечивания) применяется тональный сигнал. Дифферен- 288
Скв U33 Снв. 368 Рис. 104. Результаты применения межскважинного прозвучивания (по Л. С. Прицкеру и др., 1978 г.): а — медно-цинковое месторождение: / — суглинки, 2 — туфоиды, 3 — кварцево-серицитовые и серицито-хлорито-КБарцевые сланцы, 4— углекисло-хлорито-глинистые сланцы, 5 — хло- хлорит, 6 — руда прожилковато-вкрапленная, 7 — рудное тело по данным межскважинного прозвучивания, 8 — геологические границы, 9 — изолинии относительного затухания; б — магнетитовое месторождение: / — диорит средне- и мелкозернистый, 2 — порфирит пла- гиоклазовый, сильно скаполитизированный, слаботрещиноватый, 3 — чередование диори- диоритовых порфиритов с плагиоклазовыми, 4 — руда магнетитовая, 5 — известняк мелкозерни- мелкозернистый, массивный, 6 — гранит альбитовый метасоматитовый, сильнотрещиноватый, 7 — гео- геологические границы, 8 — изолинии относительного затухания 19 Заказ № 201
циация горных пород по коэффициенту поглощения на фикси- фиксированных частотах звукового диапазона позволяет локализо- локализовать неоднородности с различными упругими свойствами и выяв- выявлять рудные тела и изучать их морфологию. Метод был. внедрен на хромитовых месторождениях Казахстана, где магнитные и электрические методы неприменимы из-за того, что эти свой- свойства рудных тел не отличаются от вмещающих серпентизирован- ных ультраосновных пород. Прозвучивание при частоте около 3,3 кГц позволило обнаружить хромитовые тела при расстоя- расстояниях между скважинами до 200 м,что примерно в 4 раза больше расстояния между скважинами, применяемого при разведке. При изучении медноколчеданных месторождений дальность прогнозирования в ненарушенном массиве достигла 300—400 м, а в нарушенной зоне—100—150 м. На магнетитовом место- месторождении дальность прозвучивания превышает 200 м. В результате изучения межскважинного пространства на медно-цинковом месторождении (рис. 104, а) прозвучиванием между скв. 972 и 971 выявлен раздув медно-цинковых руд, подтвержденный затем скв. 1301. На магнетитовом месторож- месторождении (рис. 104, б) прозвучивание позволило определить мор- морфологию рудных тел между скважинами. Создание стабильных высокочастотных скважинных источников позволит разработать методику межскважинного просвечивания и реализовать прин- принципиальные возможности таких наблюдений. Межскважинное просвечивание целесообразно комплексировать с ВСП на верти- вертикальных и горизонтальных (наземных и уровенных) про- профилях. Имеющийся опыт показывает, что ВСП позволяет получать наиболее полную информацию о залежи (геометрии, целост- целостности, давлении, литолого-стратиграфических особенностях), необходимую для получения самых первых представлений о возможных запасах месторождения и для выбора схемы его разработки. Глава XII ВОЗМОЖНОСТИ ИЗУЧЕНИЯ ОКОЛОСКВАЖИННОГО ПРОСТРАНСТВА ПО ДАННЫМ ПОЛЯРИЗАЦИИ СЕЙСМИЧЕСКИХ ВОЛН Идея использования - в сейсмической разведке поляризации колебаний для получения сведений о среде принадлежит ака- академику Г. А. Гамбурцеву, по инициативе которого еще в 50-е годы было начато изучение поляризации колебаний, заверши- завершившееся созданием азимутального метода сейсмических исследо- 2G0
ваний [7]. Однако из-за сильного искажающего влияния ЗМС и ВЧР оказалось невозможным при наземных наблюдениях пе- переходить от параметров поляризации в точке к параметрам волны в объеме. Дальнейшее экспериментальное изучение поля- поляризации колебаний на земной поверхности и в скважинах [11] показало целесообразность использования поляризации колеба- колебаний при наземных наблюдениях, главным образом для селекции волн, что и послужило основой поляризационио-позиционной корреляции (ППК) [9]. В ВСП оба направления изучения поляризации исполь- используются для анализа волнового поля и для получения непосред- непосредственных сведений о среде. Оба эти направления начали раз- развиваться одновременно [11], однако в связи со специфическими трудностями трехкомпонентных измерений в глубоких скважи- скважинах и недостаточной теоретической изученностью поляризации сейсмических волн в реальных средах второе направление на начальном этапе создания ВСП развивалось медленней пер- первого [8, 9]. При наблюдениях во внутренних точках среды траектории движения частиц менее подвержены искажающему влиянию ЗМС, что позволяет осуществлять их количественную интерпре- интерпретацию и существенно расширяет возможности их использования для изучения околоскважинного пространства. Параметры поляризации определяются изменением во вре- времени полных векторов движения частиц среды и характеризуют траекторию, описываемую частицей, охваченной колебательным процессом. Для линейно поляризованного колебания такими параметрами являются направление смещения, определяемое двумя углами (в вертикальной плоскости ф и в горизонтальной плоскости со), а также модуль вектора А. Для эллиптически поляризованного колебания такими параметрами являются ориентировка плоскости поляризации в пространстве, которая определяется направлением ее нормали (фп, озп), форма эл- эллипса, определяемая отношением осей & = а/А (или е=1—а/А), и ориентировка эллипса в плоскости поляризации, определяе- определяемая направлением большой оси (q>A, g>a)- В некоторых слу- случаях удобно изучать параметры траектории по их проекциям на вертикальную и горизонтальную плоскость. Для получения сведений о среде могут быть использованы различные пара- параметры поляризации, анализ которых во временной и частотной областях позволяет получить более полные представления о среде и,в частности, оценить влияние неоднородностей различ- различных масштабов. Связь между параметрами поляризации и осо- особенностями строения была выявлена уже в первых работах по развитию ВСП [11]. С созданием поляризационного метода использование поляризации колебаний для получения непосред- непосредственных сведений о среде получило существенное" развитие [9]. 19* 291
§ 1. ПОЛЯРИЗАЦИЯ СЕЙСМИЧЕСКИХ ИМПУЛЬСОВ Изучению сейсмических импульсов посвящено много работ. Однако основное внимание при этом уделяется форме импульса и влиянию на него различных факторов. Поляризация сейсмиче- сейсмических импульсов изучена очень мало. В то же время поляриза- поляризация импульса может быть очень информативна, так как она, в отличие от формы импульса, в существенно меньшей степени зависит от условий возбуждения и определяется, главным обра- образом, строением среды [8, 9, 11]. В соответствии с нулевым при- приближением лучевого метода принято считать, что импульсы первых объемных волн в изотропных средах поляризованы линейно. Полученные до последнего времени эксперименталь- экспериментальные данные с достаточной точностью соответствовали нулевому приближению. Однако до сих пор нет достаточно убедительных данных, в какой степени нулевое приближение лучевого метода приме- применимо к реальным средам. В связи с созданием ПМ ВСП и развитием способов, осно- основанных на использовании поляризации колебаний, изучение поляризации и структуры импульсов прямых объемных волн в реальных средах приобретает особое значение. Поляризация колебаний является очень чувствительной пространственно- временной характеристикой волнового поля и уже в первом приближении лучевого метода возникает необходимость учета слагаемых поперечного типа для продольных волн и слагаемых продольного типа для поперечных волн. Наличие в последующих фазах импульсов волн Р и S в прифронтовых зонах колебаний этих слагаемых должно приводить к нарушению линейной по- поляризации. ПМ ВСП позволяет исследовать поляризацию им- импульсов первых волн Р и S. Наиболее надежные данные можно получить для волн Р, которые регистрируются на сейсмограм- сейсмограммах первыми на спокойном фоне и еще не сильно искажены наложением волн разных типов, образующихся на неоднород- ностях разреза. Поляризация волн S более, чем поляризация продольных волн, чувствительна к параметрам разреза. Однако трудность ее изучения связана с тем, что поперечные волны регистрируются в последующей части записи в условиях нало- наложения различных типов волн. При изучении поляризации прямой волны особый интерес представляет поляризация простых и коротких импульсов. Среди большого количества таких импульсов, зарегистрирован- зарегистрированных при ПМ ВСП, иногда наблюдаются импульсы, поляризация которых остается линейной в течение всего времени регистрации волны. На рис. 105, а приведены трехкомпонентные и полярные сейсмограммы простых колебаний, первые два экстремума которых поляризованы линейно. 292
Рис. 105. Сейсмограммы трехкомпонентные, полярные и РНП I рода. Ориенти- Ориентировка составляющих сейсмограмм РНП I рода
Однако в большинстве случаев прямые волны в реальных средах поляризованы нелинейно. Нелинейность поляризации, как правило, увеличивается с увеличением номера экстремума, но очень часто наблюдается нарушение поляризации уже пер- первого экстремума. На рис. 105, а и б приведены трехкомпонентные и полярные сейсмограммы импульсов прямых волн, зарегистрированных в разных скважинах и на разных глубинах. При внимательном рассмотрении полярных сейсмограмм можно выявить нарушение линейной поляризации. Еще более наглядно сложность поляри- поляризации обнаруживается по сейсмограммам РНП I рода (рис. 105, г), составляющие в которых расположены в плоскости нулевых смещений волны Р (рис. 105, в). Детальный анализ большого количества материала показал, что при изучении поляризации прямой волны необходимо исследовать ряд факторов, связанных с условиями возбуждения, техникой регистрации и геологическим строением в окрестности точки регистрации. На характер поляризации колебаний сильное влияние ока- оказывают особенности геологического строения в окрестности точки наблюдения. Обращает на себя внимание приурочен- приуроченность нарушения линейной поляризации к определенным участкам разреза. Наблюдается связь между характером и сложностью поляризации прямой волны и сложностью всей сейсмограммы. Последняя определяется сложностью самого разреза. Характер поляризации первой волны зависит от спектра частот в импульсе прямой волны. С увеличением преобладаю- преобладающих частот поляризация колебаний, как правило, усложняется. Это определяется тем, что все более мелкие неоднородности начинают влиять на характер поляризации, и для каждой породы будет существовать такая предельная частота, начиная с которой поляризация колебаний становится сложной и при дальнейшем увеличении частоты остается такой же. Эта пре- предельная частота, определяемая структурой самой породы, мо- может являться параметром, характеризующим породу. Необходимо иметь в виду возможное сильное влияние на характер поляризации техники измерений. Сюда относятся условия установки прибора, жесткость контакта снаряд—стенка скважины, вибрация колонн, паразитные вибрации самого сна- снаряда и др. При использовании поляризации колебаний целесообразно выделить два этапа, связанных с изучением поляризации в рам- рамках линейно поляризованных и сложнополяризованных колеба- колебаний. На первом этапе изучаются и используются только направ- направления смещения частиц. На втором этапе изучаются и исполь- используются характер поляризации, форма траектории, ориентировка 294
плоскости поляризации и др."До последнего времени исследова- исследования выполнялись в основном в рамках модели линейно поляри- поляризованных колебаний. Однако накопленный опыт позволил пе- перейти к изучению параметров сложно поляризованных волн. § 2. НАПРАВЛЕНИЯ СМЕЩЕНИЯ ЧАСТИЦ В АНИЗОТРОПНОЙ СРЕДЕ При наблюдениях во внутренних точках среды направления подхода волн, а также направления смещения частиц в общем случае меняются от точки к точке. В однородных, однородно- изотропно-слоистых и изотропных средах эти направления в ос- основном соответствуют направлениям распространения волн. В этих условиях закономерности изменения направлений смеще- смещений могут быть количественно интерпретированы для получения независимых и дополнительных сведений о неоднородностях среды, скоростном разрезе, элементах залегания границ на участке, примыкающем к скважине. В общем случае неоднород- неоднородной, негоризонтально-слоистой среды направления смещения могут располагаться в различных азимутах. В наиболее про- простых случаях осесимметричной среды можно ограничиться рас- рассмотрением направлений только в вертикальной плоскости. Эти случаи встречаются в практике довольно часто [8]. В анизотропных средах направления смещения частиц в продольных волнах могут не совпадать с направлением рас- распространения и зависят от параметров анизотропии, и в част- частности от ориентировки направления распространения волн относительно направления оси анизотропии. Развитая в послед- последние годы теория распространения сейсмических волн в анизо- анизотропных средах расширила возможности изучения поля смеще- смещений в анизотропных средах [30]. Это существенно, так как при экспериментальном изучении поляризации колебаний воз- возникают трудности, связанные, в частности, с разделением влияния анизотропии и неоднородностей среды. В анизотропной среде могут распространяться независимо продольная Р и две поперечные Si и S2 волны. В каждой точке -*¦ фронта продольной волны векторы нормальной vH и лучевой vn скоростей, а также смещения частиц ир не совпадают. Век- Векторы смещений «si и WS2 не лежат в плоскостях, перпендикуляр- ных к лучу или нормали к фронту (ил и vH). Только для наи- наиболее простого случая поперечно-анизотропной модели в на- -*¦-*¦-»¦ правлении оси анизотропии векторы ял, vH, uv будут совпадать, а смещения в волне S перпендикулярны к оси анизотропии, т. е. лежат в плоскости изотропии. Для других направлений, как правило, направления векторов не совпадают. Однако всегда 295
для волн Р и Si векторы ил, vB, и лежат в одной плоскости, проходящей через ось анизотропии. Для волны S2 векторы -*¦ -* _». ¦ил и va остаются в той же плоскости, а вектор us2 лежит в плоскости изотропии и, следовательно, всегда перпендикуля- перпендикулярен к векторам 1>л и vH. Векторы и и vн вдоль одного луча остаются параллельными. Вектор uS2 перпендикулярен к век- векторам up и «si как для одного направления нормали, так и для луча, вектор usi перпендикулярен к вектору мр только при совпадении нормалей к фронту волн Р и S. Приведем примеры направлений смещений для некоторых наиболее простых частных случаев 1. Рассмотрим направления смещения частиц в волнах Pi, Si и S2, преломленных на горизонтальной границе двухслойной среды и регистрируемых непосредственно под границей. Верх- Верхний изотропный слой (i>p = 2,5 км/с, os=l,5 км/с) имеет мощ- мощность 1,5 км. Нижнее полупространство анизотропно (индикат- (индикатрисы скоростей показаны на рис. 106, А, а), ось анизотропии составляет с вертикалью угол 20°, угол между направлением на источник и осью анизотропии составляет 45°. Для удобства и наглядности все построения выполнены на стереографических сетках, где С?л— плоскость, проходящая через направления оси анизотропии и направления ил, vH; Qh— плоскость, прохо- проходящая через нормали к фронтам падающей и преломленной болн. Рассмотрим направления смещения для волн Р, Si и S2 .(рис. 106, А, б—г), регистрируемых в одной точке. В случае изотропной среды направления нормали и луча падающей волны совпадают между собой (точка 5.) То же имеет место и для преломленной волны (точка 6), и оба направления лежат в одной плоскости QH, проведенной через источник, приемник и нормаль к границе (в рассматриваемом примере— вертикаль). В случае анизотропной среды направления нормали и луча падающей волны (точка 1) и нормали к преломленной волне (точка 2) отклоняются от плоскости Qn\ и лежат в плоскости падения Qw2- Вектор смещения преломленной волны (точка 3) •и_ луч преломленной волны (точка 4) для волн Р и Si лежат в лучевой плоскости <3Л, проходящей через ось анизотропии. Вектор смещения в волне Si отклоняется в сторону оси анизо- 'тропии и от такого же вектора в изотропной среде (точка 7). Для всех трех волн преломленный луч (точка 4) отклоняется от плоскости падения, максимальное отклонение наблюдается 1 Расчеты выполнены Б. М. Каштаном, построения —В. А. Гохблитом. •295
для волны Si. Направления смещения для трех типов волн не перпендикулярны между собой и образуют углы 98, 95 и 93°. А а б б г О 0,5 1,0 fj 2,0 2.S J.ffv-.км/с Рис. 106. Направления смещения частиц в анизотропных средах: А —скорости продольных и поперечных волн (а), направления смещений волн Р, S2, Si (б—г), регистрируемых в одной точке; на сетках нанесены следующие направления: О — ось анизотропии, / — нормаль и луч падающей волны, 2 — нормаль преломленной волны, 3 — вектор смещения преломленной волны, 4 — луч преломленной волны, 5 и 6 — нормаль и луч падающей и нормаль и луч преломленной волн в случае границы двух изотропных сред, 7 — вектор смещения в волне Si в случае изотропных слоев: Б — изменения направлений смещений в преломленных волнах Р, S2 и Si (а—в) при из-* менении направлений падающей волны. / — интервал направлений лучей и нормалей па- падающей волны; //—интервал направлений нормалей преломленной волны; ///—интер- ///—интервал направлений лучей преломленной волны; IV—направления смещения преломленной волны; V — область направлений смещений для падающей волны Рассмотрим теперь изменения направлений векторов ил, vB и и для преломленных волн Р, Si и S2 с изменением направле- направления падающей волны (рис. 106, Б). В падающих волнах направ- 297
ления лучей изменяются в диапазоне значений 20—25° для волн Р, 7—25° для волны Si и 9—34° для волны S2. В вертикальной плоскости QH, проведенной через источ- источник—приемник, лежат только нормали падающих и преломлен- преломленных волн. При преломлении направления ил отклоняются от вертикальной плоскости, и лучи уже не будут попадать в сква- скважину. Для волн Р и Si векторы t;H, vn и и лежат в одной плос- плоскости, проходящей через ось анизотропии. Для волны 52вэтой плоскости лежат только векторы ил и vn. На рис. 106, Б пока- показаны такие плоскости, соответствующие крайним направлениям рассматриваемых интервалов. Для волны Р поверхность, описы- описываемая лучами, смещена от вертикальной плоскости источник- приемник в сторону оси анизотропии. Еще больше в ту же сто- сторону смещена поверхность, описываемая направлениями сме- смещения. Направления смещений приближаются к вертикали. Для волны S2 лучи смещены в сторону оси анизотропии и направле- направления смещения лежат в плоскости изотропии QH. Для различных направлений волны Si наблюдаются разные соотношения между направлениями ил и vHt vH и «si и ил и US2- Это определило су- существенно более сложную поверхность, описываемую вектором смещения в волне Si. Приведенные примеры показывают сильное влияние анизотропных свойств среды (направления оси анизо- анизотропии и соотношения других параметров) на направления сме- смещений. Это может быть использовано для выявления анизотро- анизотропии и определения ее параметров. Однако этот вопрос пока мало изучен. Здесь необходимы дальнейшие теоретические и экспериментальные исследования, связанные с изучением поля- поляризации разных типов волн в различных средах. Помимо анизотропии в вертикальном направлении в реаль- реальных средах наблюдается также анизотропия в горизонтальных направлениях. Такая анизотропия обусловливается главным образом напряженным состоянием пород. Поэтому, в частности, поляризация колебаний особенно поперечных волн может быть использована для изучения изменения напряженного состояния пород во времени. Определение скоростей по наблюдениям на непродольных профилях. Зависимости направления смещения от скоростного строения в рамках модели изотропной среды могут быть исполь- использованы для получения дополнительных и независимых сведений о скоростном строении среды при наблюдениях на непродоль- непродольных профилях. В качестве примера использования направлений смещений рассмотрим определение истинных скоростей по непродольным годографам первых волн. При определении истинных скоростей непродольные годографы приводятся к продольным годографам, по которым определяются истинные скорости. Однако при таком приведении возникает необходи- необходимость вводить сильно упрощающие представления о среде, 298
которые существенно обесценивают результат. Направления смещения позволяют определять истинные скорости без пере- пересчета годографов. Пример определения истинной скорости по двум непродольным годографам, полученным из ПВ б м и ПВ 15 м, приведен на рис. 107. С этой целью используются кривые О 0,4- 0,6 0,8 1fit,c 5,0 ^к,км/с 90 150 90 150 2,0 3,OffucnKM/c 500 1000 1500 2000 2Ш И \ \ <р,градус Рис. 107. Определение истинных скоростей (скв. 66, Ново-Дмитриевская): / — пв б м: 2 — пв 15 м кажущихся скоростей и кривые направлений смещений (см. рис. 107). При этом предполагается, что направления смещения соответствуют направлениям распространения волн, что, как отмечалось, не всегда справедливо. Однако получаемые результаты в целом соответствуют кривым скоростей, построенным по продольным годографам. § 3. НАПРАВЛЕНИЯ СМЕЩЕНИЯ ЧАСТИЦ В ВЕРТИКАЛЬНОЙ ПЛОСКОСТИ Направления движения удобно представлять в виде полей, т. е. такой совокупности направлений, которая позволяет непре- непрерывно проследить в вертикальной плоскости изменения на- направлений движения по горизонтали и по вертикали. Такое 299
поле можно построить для одного пункта взрыва при наблкн дениях в большом числе скважин или по наблюдениям в одной скважине из большого количества пунктов взрыва, расположен- расположенных на поверхности вдоль какой-то линии (профиля). В этом, случае при построении поля все пункты взрыва мысленно совмещаются в одну точку, расположенную у устья скважины, а полученные направления движения частиц наносятся под пунктами взрывов на соответствующих глубинах. Такие построе- построения допустимы при осевой симметрии среды на участке, охва- охватываемом полем. Рассмотрим поле направлений движения частиц, полученное в Южной Киргизии (рис. 108). Верхняя часть разреза здесь представлена терригенными отложениями со слабой скорост- скоростной дифференциацией. По скоростному разрезу выделяются три границы раздела на глубинах 18,34 и 55 м (рис. 108, а). Глубже скорость возрастает по линейному закону с коэффици- коэффициентом нарастания р = 0,001 м~]. Система наблюдений в верти- вертикальной плоскости из ПВ 30—330 м в интервале глубин 0—90 м позволила построить поле направлений движения (рис. 108, б). При ПВ 30 м векторы на самых малых глубинах A0 и 14 м) направлены сверху вниз, что соответствует приходу прямой волны. С увеличением / на тех же малых глубинах первой регистрируется волна, преломленная на первой и более глубо- глубоких границах раздела. При />150 м на поверхности в первых вступлениях появляется волна, преломленная на второй границе. При / около 130 м на глубине около 55 м находится точка вы- выхода волны, преломленной на третьей границе. Эта волна в пер- первые вступления на поверхности выходит при /=330 м. В большин- большинстве точек, расположенных у границ раздела, наблюдается нарушение линейной поляризации первой волны. Этот факт может иметь самостоятельный интерес. Правильность интерпре- интерпретации волновой картины подтверждается сопоставлением поля направлений движения с наблюденными комбинированными годографами (рис. 108, а). Изучение поля направлений смещений и поля изохрон пер- первых волн из ПВ, расположенных на земной поверхности и па двум взаимно перпендикулярным профилям* (меридиональному и широтному) на расстоянии / = 2000 м (рис. 109), показывает; что направления смещений не везде совпадают с направлениями вектора градиента поля изохрон, что свидетельствует об ани- анизотропных свойствах среды. Это убедительно подтверждается горизонтальными сечениями поля изохрон на разных уровнях, (рис. 109, б). Наиболее четко это видно на уровнях 810 и 1210 м. Поле направлений смещений в условиях слабой скоростной дифференциации подробно описано в работах [8, 9]. Количественное изучение закономерностей изменения на- направлений движения частиц позволяет получать дополнительные данные о природе регистрируемых волн и деталях скоростного 300
90 150 210 270 ПВЛОп б О 30 SO 90 50 ¦ 120 150 180 210 Z40 270 300 3301,n \ см ¦j/j ли s ж ^> i. -— -*¦ 4 ¦?¦ j< 100 /7,м Рис. 108. Семейство комбинированных горизонтальных и вертикальных годогра- годографов (с) и поле направлений смещений (б). Заштрихованы области регистрации преломленных волн, связанных с разными границами раздела " '
Рис. 109. Поля направлений смещений и времен в вертикальной плоскости (а) и поле времен в горизонтальных плоскостях на разных уровнях (б) (по Ю. Д. Мирзояну): / — наблюденные времена; 2 — нормальное поле
разреза и, в частности, не только выявлять градиент скорости, но и определять значение коэффициента ее нарастания, а также определять природу регистрируемых волн и области смены волн. Особый интерес представляют случаи нарушения поля- поляризации или несовпадения направления движения частиц в пер- первой продольной волне с направлением ее распространения. Такие случаи наблюдаются для проходящих вниз волн на участ- участках профиля, примыкающих к преломляющей границе (сколь- (скользящие лучи), и для рефрагированных волн на участке макси- максимального проникания. В скользящих лучах проходящей волны имеет место нарушение линейной поляризации [9], где смеще- смещения не совпадают с направлением распространения волны и могут быть представлены двумя составляющими: радиальной, совпадающей с направлением распространения волны, и со- составляющей, близкой к направлению смещения в головной волне. Последняя у границы существенно больше радиальной, однако с удалением от границы она быстро убывает и начинает преобладать радиальная составляющая — проходящая волна становится линейно поляризованной. Направления смещений позволяют определить природу волн даже в случаях, когда одних кинематических данных недостаточно. К таким случаям можно отнести среды со слабой скоростной дифференциацией. Известно, что выявить точно смену волн по вертикальному годографу не всегда удается. При смене прямой волны на головную (выход головной волны в область первых вступлений) кривая направлений движения частиц скачкообразно переходит в область отрицательных углов. Резкое изменение направлений движения внутри среды (не на границе раздела) может свидетельствовать об интерфе- интерференции или смене волн. § 4. ИЗУЧЕНИЕ НАПРАВЛЕНИЙ СМЕЩЕНИЙ В ПРОСТРАНСТВЕ В общем случае направления смещения частиц изменяются не в плоскости, а в пространстве. Пренебрежение изменениями азимутов движений частиц может привести к существенным погрешностям интерпретации материалов. Для случаев простого строения сред разработаны способы определения элементов за- залегания границы по направлениям движения частиц на участке, пересекаемом скважиной. Для дальнейшего изучения траекто- траекторий движения частиц в пространстве, и их количественной интер- интерпретации необходимо получать трехкомпонентные записи, ориен- ориентированные в пространстве. При изучении направлений смещений в первых волнах на полиметаллическом месторождении Жайрем на первом этапе выполнялись наблюдения ПМ ВСП в серии скважин. Рас- Рассмотрим наблюдения в скважинах, расположенных на расстоя- 303
нии около 600 м друг от друга. Каждая скважина отрабатыва- отрабатывалась из нескольких ПВ: скв. 3130 — из трех ПВ, скв. 3106 — из четырех ПВ (рис. 110). Вертикальные годографы первых волн представлены плав- плавными линиями. По графикам пластовых скоростей, а также по данным акустического каротажа разрез высокоскоростной и слабо дифференцирован. По кривым направлений смещений, в вертикальной плоскости выделяются и прослеживаются интервалы профиля с аномальными значениями углов. В скв. 3106 (рис. ПО, а), помимо резкого скачка углов, связан- связанного с границей на глубине около 80 м, в интервале глубин 220—280 м наблюдается увеличение углов, соответствующее- слою пониженных скоростей, характерному для желваковистых известняков и поджелваковистых горизонтов туфопесчаников и туфопелитов. Мощность пласта по данным ПМ ВСП около 40 м. В скв. 3130 (рис. 110, б) слой пониженных скоростей отмечается на глубинах 130—200 м. Таким образом, по данным направлений смещений наблюдается падение слоя пониженных скоростей в южном направлении. В скв. 3130 из 3 ПВ в интервале глубин 360—500 м, а из- 1 ПВ в интервале 500—600 м наблюдаются аномалии углов, достигающие 30—40°. Второй слой пониженных скоростей соответствует пласту, представляющему собой свинцово-цин- ковые руды с сильной баритизацией. Глубины аномалий свиде- свидетельствуют о погружении баритового тела в юго-восточном направлении. В скв. 3106 описанная аномалия не наблюдается и кривая направлений смещений в основном совпадает с тео- теоретическими кривыми, рассчитанными для однородной среды. Рассмотренные закономерности устойчиво прослеживаются по материалам наблюдений ПМ ВСП во всех девяти скважинах на территории Жаильминской синклинали (рис. 111). По сводным вертикальным годографам, построенным для участка Восточный Жайрем, расчленить разрез трудно. Гра- Графики ф(Я) позволяют проследить подошву ЗМС, низкоскорост- низкоскоростной пласт желваковистых известняков и подстилающие их туфопесчаники и туфопелиты. В отдельных скважинах из не- некоторых ПВ выделяется аномалия углов, связанная с бари- баритовой залежью (см. рис. НО). На втором этапе изучались направления смещения на уро- венных профилях. Регистрация выполнялась в скв. 3100 на трех глубинах: над (# = 240 и 460 м) и под (#=760 м) рудной залежью. На каждой глубине регистрировались колебания из пунктов взрыва, расположенных на земной поверхности через 50 м, по шести прямолинейным лучам длиной 1000 м. Рассмотрим материалы наблюдений на глубине #=760 м (рис. 112). В случае однородной среды все направления смеще- смещения располагались бы в вертикальных плоскостях, соответст- 304
20 Заказ К» 201
вующих лучам I—VI (рис. 112, а). Однако наблюденные на- направления не лежат в этих плоскостях (рис. 112, б). ПВ 1000м л' ПВ Юм i лв да м Рис. 112. Изучение направлений смещений на уровенных профилях #=760 м (скв. 3100, Жайрем, по Р. Н. Хайрутдинову и Т. Г. Частной): а — поле времен (в миллисекундах) (крестиками показан контур оруденения по геологи- геологическим данным); б—поле наблюденных направлений смещений (стереографическая сетка) для лучей I—VI (Г—VI' — исправленные направления смещений за наклон сква- скважины). Для луча /// показаны: / — наблюденные направления, 2 — направления, исправ- исправленные за наклон скважины, 3 — направления на источники при наклонной скважине. 4 — линии направлений, соответствующие равноудаленным источникам; в — аномалии углов с вертикалью; г — аномалии азимутов ' Из-за кривизны скважины проекция точки наблюдения смещена относительно устья скважины. На глубине 760 м ось скважины наклонена к вертикали под углом 28° и это сме- смещение с азимутом 240° составляет приблизительно 100 м. 20* 307
Поэтому наблюденные направления были исправлены за наклон скважины. На рис. 112, б для всех лучей нанесены уже исправ- исправленные направления {2) и только для одного луча///нанесены наблюденные направления (/) и направления на источники при наклонной скважине (<?). Из наблюденных данных вычи- вычитались нормальные значения углов с вертикалью ф и азиму- азимутов со, рассчитанные в предположении однородной среды. По значениям углов ф и со построены поля аномалий углов и азимутов (рис. 112, в, г). Область отрицательных аномалий в юго-восточной части соответствует зоне пониженных значений скоростей, связанной с рудным телом, погружающимся в юго- восточном направлении. Этой же области соответствуют отри- отрицательные азимутальные аномалии, связанные с общим харак- характером напластования на склоне мульды. Сопоставление полей направлений смещений и времен подтверждает, что направления смещения частиц значительно более чувствительны к неоднородностям среды, чем времена пробега. По данным кинематики аномалия не выявляется (рис. 112, а). Изучение полей смещений на разных уровнях по- показало, что на каждом уровне эти поля отражают закономер- закономерные изменения направлений. Поля смещений по данным уровен- ных наблюдений (см. рис. 112) согласуются с направлениями смещений, полученными на вертикальных профилях (см. рис. 111). § 5. ИЗУЧЕНИЕ ПАРАМЕТРОВ ЭЛЛИПТИЧЕСКИ ПОЛЯРИЗОВАННЫХ КОЛЕБАНИЙ В рассмотренных выше примерах изучение поляризации вы- выполнялось в рамках линейно поляризованных колебаний. Однако, как уже отмечалось, в реальных средах прямая волна, строго говоря, поляризована нелинейно. Среди различных при- причин сложной поляризации прямой волны основной является неоднородность среды. В первую очередь это относится к сло- слоистости, с которой связаны регулярные волны, образующиеся в реальных средах, а также различного масштаба (большие и малые) неоднородности, с которыми не связаны регулярные волны, но на них происходит дифракция и рассеяние объемных волн. Неоднородности обоих типов влияют на поляризацию прямой волны. Однако характер этого влияния не совсем одинаков. Влияние слоистости. При прохождении прямой волны через слоистую среду на участках профиля, примыкающих к границам раздела, в результате интерференции со вторичными волнами, образующимися на границах, линейная поляризация прямой волны нарушается. В качестве иллюстрации рассмотрим случай нарушения линейной поляризации прямой волны при ее прохождении через 308
границу раздела. На рис. 113 приведена рас- расчетная сейсмограмма участка профиля, примы- примыкающего к границам двух полупространств. На достаточно боль- больших расстояниях от гра- границы вне области интер- интерференции падающая вол- волна поляризована линейно. По мере приближения к границе все более ран- ранние фазы прямой волны вступают в интерферен- интерференцию с отраженной волной. На трассе 10 интерферен- интерференцией охвачен весь второй период импульса. С при- приближением к границе ли- линейная поляризация на- нарушается практически для всего импульса. Мы рассмотрели толь- только наложение одной про- продольной отраженной вол- волны, однако у границы наблюдается наложение также и обменной отра- отраженной волны и характер нарушения поляризации волн может быть значи- значительно сложнее. Аналогичная картина наблюдается и под гра- границей, где преломив- преломившаяся прямая продоль- Рис. 113. Нарушение линейной поляризации первой волны на участке профиля, примыкаю- примыкающем к границе раздела. Справа показаны импульсы интерфе- интерферирующих волн и траектории движения частиц в плоскости поляризации: N — номера дискретов; A3 — фазо- фазовые сдвиги интерферирующих волн рр 309
ная волна интерферирует с обменной проходящей волной. В расчетах период обменной волны принят в 1,5 раза большим, чем для волны Р (импульсы показаны внизу справа). Непосред- Непосредственно под границей весь импульс сложно поляризован. С ЛВШм ПВШ7м 1\В2Ю0м ПВШм ПВ/750М № 1395м О 0,4 0 0,4 О 0,Ь О ОА ' 0 jk 'О ОА Рис. 114. Экспериментальное изучение параметров поляризации а — схема расположения скважины и ПВ (/, 2 — внутренний и наружный контуры тичности траекторий, построенные в интервале до 1-го (/) и 2-го экстремумов B); в, рованных частотных составляющих: 1 — 20 Гц, 2 — 40 Гц, 3 — 60 Гц, 4 — 80 Гц, 5 — 2-м экстремумах; е — графики лением от границы постепенно сокращается область интерфе- интерференции и соответственно увеличивается начальный интервал импульса, поляризованного линейно. Даже только одна граница может привести к нарушению линейной поляризации на значительном интервале профиля (на рис. ИЗ этот интервал заштрихован). Причем это наруше- нарушение захватывает практически весь импульс или его отдельные фазы. Области нарушения поляризации меняются закономерно. 310
При наличии нескольких границ и тем более в тонкослоистых средах области нарушения поляризации колебаний, обусловлен- обусловленные различными границами, накладываются друг на друга и по- поляризация волн Р может быть очень сложной даже по всему о o,i г д ~\ 1 | о '\г | х |j | д 0,3 В. D 0,2 0 0,? О 0,2 ?_ -10 О Ю Аи граЯус -10 0 10 W 120 V \5 Я гРа3йс 120 40 120 W 120 ЬО 120 ill 120 ' прямой волны (скв. 693, Анастасиевско-Троицкая): нефтегазоносное™) и сейсмограмма Z составляющей, ПВ 100 м; б — графики эллип- г — кривые эллиптичности в вертикальной и горизонтальной плоскостях для фикси- 100 Гц, 6—120 Гц; д — графики разности азимутов направлений смещений в 1-м и углов в вертикальной плоскости для ПВ 600—2100 м вертикальному профилю. Проиллюстрируем сказанное материа- материалами наблюдений на Анастасиевско-Троицкой площади (рис. 114). По данным промысловой геофизики в разрезе выде- выделяются три зоны. Верхняя зона до глубины 720 м очень неодно- неоднородная, представлена чередующимися слоями глин и песчани- песчаников. В этой зоне образуется большое количество интенсивных отраженных волн, что видно на сейсмограмме продольного про- профиля (рис. 114, а). 311
Средняя зона в интервале глубин 720—1400 м представлена в основном однородными глинами, содержащими отдельные слои песчаника, некоторые из них водонасыщенны. Отраженных волн, связанных с этой толщей, значительно меньше, и они отли- отличаются сравнительно небольшой интенсивностью. Имеются до- достаточно большие интервалы разреза, где отраженные волны во- вообще не выделяются (Н = 800—1100 м). По данным промысло- промысловой геофизики, толща практически не расчленена. Нижняя зона 1400—1560 м неоднородна и представлена га- газонасыщенными песчаниками с прослоями глин. С газовой за- залежью связано крупное месторождение. Наличие зон с резко отличным строением определили благоприятные условия для изучения параметров поляризации. Параметры поляризации определялись путем расчета на ЭВМ траекторий частиц по ма- материалам цифровой регистрации с шагом квантования 0,002 с. На графиках е(#), характеризующих эллиптичность траек- траектории в плоскости поляризации при наблюдениях из нескольких пунктов взрыва, расположенных на различных расстояниях и в различных азимутах по отношению к устью скважины (рис. 114, а), видно, что: для всех ПВ наблюдается очень слож- сложный характер кривых для неоднородных (верхней и нижней) зон и сравнительно спокойный характер для однородной (сред- (средней) зоны; для всех зон эллиптичность увеличивается с удале- удалением пункта взрыва (с увеличением угла падения волны) мини- минимальная эллиптичность наблюдается в интервале первого экстре- экстремума; для близких ПВ (продольный профиль) в однородной толще на значительных интервалах имеет место практически ли- линейная поляризация; для верхней неоднородной зоны харак- характерны резкие изменения параметров эллиптичности для всех ПВ при более высоких значениях параметров. На отдельных локальных интервалах глубин F75—700 м) наблюдается рез- резкое увеличение эллиптичности. Наблюдается сильная зависи- зависимость параметров поляризации от длительности анализируемого интервала. Такая зависимость показана на рис. 114, б для наи- наиболее удаленного ПВ 2100 м (А^= 14,26 и 32 мс). Сразу же при переходе во вторую зону эллиптичность уменьшается и поляри- поляризация приближается к линейной. Наблюдаемые аномалии е приурочены либо к интервалам разреза, с которыми связаны отраженные волны, либо к интер- интервалам, в которых по данным наблюдений микрозондом выяв- выявляются тонкие неоднородности разреза. При переходе в третью неоднородную зону A420—1560 м) вновь наблюдается резкая дифференциация кривых е(#). Боль- Большой интерес может представить изучение зависимости парамет- параметров поляризации от частоты (спектрально-поляризационный анализ). В сложных неоднородных средах различные монохро- монохроматические составляющие могут быть поляризованы по-раз- по-разному. Спектрально-поляризационный анализ сейсмических волн 312
может выполняться путем частотной селекции исходных трасс трехкомпонентной записи узкополосными фильтрами с после- последующим поляризационным анализом записи каждой частотной составляющей. Однако технологически более удобно разложе- разложение сигнала по отдельным гармоникам комбинировать с разло- разложением каждой монохроматической составляющей векторного сигнала по признаку поляризации [1]. Спектрально-поляриза- Спектрально-поляризационный анализ показывает, в какой степени различные вектор- векторные монохроматические составляющие различаются между со- собой по признакам поляризации. Эти различия, обусловленные неоднородностями среды, должны позволить получить некото- некоторые представления о характере этих неоднородностей. Спектрально-поляризационный анализ эллиптичности для продольного профиля (ПВ 100 м) в диапазоне частот от 20 до 120 Гц показал, что с увеличением частоты е увеличивается. Результаты анализа приведены в виде графиков эллиптич- эллиптичности в вертикальной ев и горизонтальной ег плоскостях для шести составляющих спектра 20, 40, 60, 80, 100 и 120 Гц (рис. 114, в, г). В связи с тем что значения е для близкого ПВ значительно меньше, чем для удаленного, графики e(f) представлены в бо- более крупном масштабе, причем масштаб графика ег примерно в 2 раза крупнее масштаба графика ев. На приведенных графи- графиках видно, что верхняя неоднородная зона отличается резкой дифференцированностью. В верхней неоднородной зоне в интер- интервале 575—650 м низкочастотный обширный максимум е, охва- охватывающий весь интервал при А*1 = 32 мс, на высокой частоте расчленяется на два. При переходе во вторую однородную зону кривые ев и ег сразу же становятся менее дифференцированными. В целом ев меньше ег, однако для разных частот эти различия не посто- постоянны. Зависимость е от частоты (спектр е) различная для разных интервалов профиля и в основном определяется параметрами разреза и образующихся вторичных волн. При переходе в нижнюю однородную зону вновь наблю- наблюдается увеличение дифференцированности кривых е(/), однако существенно более слабое, чем в верхней зоне. Следует отметить, что в рассматриваемом примере пара- параметры поляризации в горизонтальной плоскости коррелируются с разрезом более уверенно, чем в вертикальной плоскости. В ча- частности, очень уверенно отождествляются аномалии кривых ег с водонасыщенными слоями второй зоны. Связь параметров поляризации с разрезом можно ви- видеть и по кривым разности азимутов смещений Дсо = оJо—ю* (рис. 114, д). Изменение направлений смещения в вертикальной плоскости представляет особый интерес, поскольку оно сильно зависит от 313
изменения скорости. На кривых ф(#) (рис. 114, е) определен- определенных по энергии первого экстремума для разных ПВ, видно, что основные особенности кривых хорошо коррелируются между со- собой и согласуются с разрезом. Особенно четко на кривых отме- отмечается слой пониженных скоростей, связанный с газонасыщен- 0 0,1 0,4 С,ь Рис. 115. Влияние строения среды на параметры поляризации (скв. 693 Ана- стасиевско-Троицкая): а — кривые ф(#) для ПВ 2100 м на участке профиля, пересекающем залежь, построен- построенные по различным интервалам импульса (скв. 693): / — по первому дискрету, 2— по амплитуде первого экстремума, 3 — по энергии импульса; б — изменение эллиптичности при пересечении неоднородного слоя и кривая КС слоя (скв. 1641); /—/=40 Гц, 2 — /=60 Гц ными песчаниками. Этот же слой уверенно выделяется по рез- резкому увеличению коэффициента затухания (см. гл. XI). Следует отметить, что для увеличения детальности изучения скоростного 314
разреза в условиях нелинейно поляризованных колебаний суще- существенное значение приобретает сам способ определения направ- направлений смещений. Для сравнения на рис. 115, а приведены кри- кривые ф(#), полученные при измерении по первому дискрету и по четвертому дискрету, практически совпадающему с первым экстремумом, и по энергии первой фазы. Кривая ср(#) по пер- первому дискрету существенно отличается от двух остальных, ко- которые между собой практически совпадают. Кривая по первому дискрету лучше коррелируется с разрезом и более четко отме- отмечает кровлю слоя газонасыщенных песчаников. ПВ 1390 м О Дф, градус П В1150 ПВ1200 ПВ1220 а о а Рис. 116. Кривые Аф(Я) (скв. 693, Анастасиевско-Троицкая) Подошва газонасыщенного песчаника также резко отли- отличается на кривых 8В (рис. 115, б). При переходе из слоя песча- песчаника в подстилающий однородный слой глин эллиптичность резко уменьшается и поляризация становится практически ли- линейной. Влияние строения среды на направления смещения можно видеть на кривых изменения разности углов смещений Аф(Я) (рис. 116). Зоны пониженных скоростей начинают проявляться в рассматриваемом примере с ПВ 1150 м, и с удалением ПВ они проявляются все более четко. На последней кривой из ПВ 2100 м очень уверенно отмечаются две зоны пониженных скоростей. Первая из них связана с водонасыщенными песчаниками (// = = 1230—1300 м) и вторая более резкая — с газонасыщенным продуктивным слоем. Кривая Дф(#) хорошо согласуется с дан- данными промысловой сейсмики. Отмеченные зоны пониженных ско- 315
ростей по разности времен вступления первых волн практически не отмечаются. Приведенный анализ параметров поляризации убедительно показывает, что в отличие от формы и интенсивности прямой волны характер ее поляризации не зависит от строения среды в окрестности источника и определяется в основном строением среды в окрестности точки наблюдения. Это объясняется тем, что сам импульс в источнике и вторичные продольные волны, образующиеся на неоднородностях среды в окрестности точки возбуждения или между точками возбуждения и наблюдения, распространяются в одном и том же направлении, имеют оди- одинаковые направления смещения и любая их интерференция не приводит к нарушению параметров поляризации первого им- импульса. Что касается обменных преломленных волн, которые обра- образуются на тех же границах и поляризация которых резко от- отлична от поляризации Р волн, то из-за различия скоростей (t>s<Cfp) область их регистрации смещается в последующую часть записи и прямая волна, регистрирующаяся первой, быстро освобождается от интерференции с обменными волнами, образо- образовавшимися на неоднородностях, расположенных на значитель- значительных удалениях от точки наблюдений. Таким образом, характер поляризации прямой волны (линейный или сложный) опреде- определяется условиями наложения вторичных волн, образующихся на неоднородностях среды в окрестности точки наблюдения. Строение же среды между областями источника и приема вли- влияет на направление подхода первой волны, от которого зависят параметры образующихся вторичных волн. Поэтому параметры поляризации будут зависеть также от строения среды между источником и приемником. Однако при наблюдениях в соседних точках вертикального профиля из одного и того же ПВ направ- направление подхода меняется плавно, и параметры поляризации бу- будут определяться в основном строением среды в окрестности точки наблюдения. Указанное свойство открывает принципиально новые воз- возможности использования поляризации для расчленения разреза по характеру пород при наблюдениях во внутренних точках среды (ПМ ВСП) и изучения строения верхней части разреза при наземных наблюдениях. Существенное значение здесь имеет сочетание изучения параметров поляризации в частотной и вре- временной областях *. Одновременно это же свойство поляризации сильно ограни- ограничивает возможность использования поляризации при изучении разреза методами просвечивания. Отметим, что поляризация ко- колебаний является единственным параметром, определяемым по 1 На этом свойстве поляризации основан способ сейсмической разведки (Г. И. Аксенович, Е. И. Гальперин, А. В. Фролова и др., 1973 г.). 316
наблюдениям в одной точке. Для определения всех остальных па- параметров (скорости, поглощения) необходимы наблюдения на некоторых базах. Влияние разномасштабных аномалий. Наиболее интенсивные из отмеченных аномалий параметров поляризации были приуро- приурочены к участкам разреза, с которыми связаны отраженные волны. Особый интерес представляют аномалии параметров по- поляризации, не приуроченные к отражающим границам. Такие аномалии в рассматриваемом примере наблюдаются, в частно- частности, по кривым 8Г(/) в интервале 860—900 м. Изучение пара- параметров поляризации позволяет получить качественные представ- представления о характере неоднородностей [29]. Размеры неоднород- ностей оцениваются в сравнении с поперечником первой волны Френеля: где Я — длина волны; пиг2 — расстояния от неоднородности до приемника и источника. К большим неоднородностям отнесены неоднородности, раз- размеры которых больше Ф, к средним — неоднородности с разме- размерами, сопоставимыми с Ф, и к меньшим — неоднородности с раз- размерами, меньшими Ф. Спектрально-поляризационный анализ позволяет определить период пространственных флуктуации па- параметров поляризации, который близок к периоду флуктуации амплитуд и фаз. Для таких исследований необходимы более полные пространственные системы наблюдений. Поляризация волн в последующей части записи. Изучение поляризации волн в последующей части записи связано с боль- большими трудностями из-за сложного интерференционного поля, обусловленного наложением волн разного типа. Для количест- количественного изучения поляризации отдельных волн необходимо усо- усовершенствовать способы эффективного разделения волн. Однако качественные оценки поляризации возможны. Они показывают тесную связь параметров поляризации со строением среды. По материалам наблюдений на Анастасиевско-Троицкой пло- площади, эта связь проявляется в азимутальных отклонениях на- направлений смещений в отраженных волнах РР и PS, знаки и величины которых соответствуют структурным особенностям гра^ ниц. В этом отношении параметры поляризации позволяют полу- получать дополнительные данные о конфигурации границ на уча- участке, примыкающем к скважине. Поляризация обменных проходящих волн, отличаясь в дан- данном районе особой сложностью, характеризуется наличием тан- тангенциальных составляющих. Причем интенсивность этих состав- составляющих различна для разных границ, и это может быть харак- характеристикой свойств границы. 317
Поляризация волны S при обычных взрывах, как правило, определяется условием наложения волн Si и S2, поляризован- поляризованных в различных направлениях (в условиях осесимметричной изотропной среды волн SH и SV). Кроме того, существенное влияние на поляризацию волн S оказывают обменные попереч- поперечные волны PS, обменявшиеся в окрестности источника. Они ре- регистрируются с некоторым опережением по отношению к моно- монотипной волне S, интерферируют с нею и образуют длительный цуг колебаний. Вопросы использования закономерностей поля- поляризации первой волны изучены недостаточно. Можно думать, что поляризация явится источником дополнительных сведений об однородности среды, анизотропных свойствах, о размерах и характере включений, а также других свойствах разреза, пред- представляющих большой интерес, которые не могут быть получены другими способами. Однако в использовании поляризации имеется много трудностей. Здесь в первую очередь необходимо отметить сложную структуру прямой волны (см. гл. V). Меха- Механизм ее формирования, так же как и природа формирующих его импульсов, практически не изучен. Все эти вопросы должны явиться предметом дальнейших исследований, как теоретиче- теоретических, так и экспериментальных. § 6. ВЛИЯНИЕ ЗМС НА НАПРАВЛЕНИЯ СМЕЩЕНИЯ ЧАСТИЦ СРЕДЫ Зона малых скоростей сильно искажает направления смеще- смещений и тем самым ограничивает возможности их использования для количественной интерпретации. На направления движения частиц при наземных наблюдениях, помимо отражения энергии от земной поверхности, существенное влияние оказывают неод- неоднородности строения самой верхней части разреза. Наличие вблизи земной поверхности одного или нескольких слоев с по- повышенной скоростью приводит к образованию интерференцион- интерференционных волн и изменениям направлений движения. Эти изменения зависят от отношения скоростей распространения упругих волн в слое и подстилающем полупространстве, а также от отноше- отношения длины волны Я и мощности слоя d. Зависимости кажущихся углов падения волны на свободную поверхность от отношения X/d, рассчитанные по теоретическим сейсмограммам интерферен- интерференционных волн, показывают, что когда i/d мало, направлен ния движения частиц в продольной волне соответст- соответствуют направлению распространения волн в слое, т. е. определяются только верхним слоем. При значительном отно- отношении kfd направления движения частиц соответствуют направ- направлению падения волны на нижнюю границу и слой не оказывает на них никакого влияния. Переход от малых величин Xjd к боль- большим начинается для различных углов падения в интервале зна- значений A,/d = 2,0—4,5. В случае одного слоя при Я/с?=1О—15 по- 318
лучаются значения, близкие к асимптоте. Зависимость кажуще- кажущегося угла выхода сейсмической радиации от частоты по идее Г. А. Гамбурцева была использована для изучения закона из- изменения скорости с глубиной в верхней части разреза. ВСП позволило дополнить данные расчетов эксперимен- экспериментальными исследованиями, а также оценить соответствие на- направлений движения во внутренних точках среды направлениям подхода волн [8]. Особый интерес представляла оценка влия- влияния ЗМС на направления движения частиц в тех случаях, когда для ЗМС характерен сильный скачок скоростей (в 3—5 раз). Опытные работы проводились в Куйбышевской области, где ВЧР представлена толщей песчано-глинистых отложений мощ- мощностью около 133 м, залегающей на карбонатных породах. ЗМС мощностью около 12 м образована суглинками и песками. Ско- Скорость распространения продольных волн в зоне около 600 м/с, под зоной 1580 м/с. Две серии экспериментов — ВСП (при взрывном и ударном возбуждениях) и торпедирование — позво- позволили изучить направления движения частиц на земной поверх- поверхности и под зоной. При наземных наблюдениях на расстояниях 240—680 м от ПВ на сейсмограммах четко выделяются две группы волн: Рь соответствующая кровле кунгура с ^ = 6000 м/с, и Р2 с vK = = 1700 м/с, связанная с ВЧР (рис. 117). Наличие двух доми- доминирующих групп волн с резко отличными направлениями под- подхода определяло благоприятные условия эксперимента. По по- полученной сейсмограмме и по сейсмограммам ПМ ВСП были определены направления смещений в волнах Pi и Р2 как на зем- земной поверхности, так и по вертикальному профилю. Направле- Направления смещений частиц для волны Pi составляют с вертикалью в ЗМС 7°, под ЗМС— 18°; для Р2 в ЗМС —20°, под ЗМС—79°. На лучевой схеме показаны фронты волны Pt и Р2. Влияние ЗМС на направления смещения проиллюстрируем также сейсмограммами ПМ ВСП, полученными от свободно па- падающего груза, сбрасываемого с высоты 5 м на расстоянии 11 м (рис. 117, б). Направления движения, определенные по сейсмо- сейсмограммам, вполне удовлетворительно соответствуют лучевой схеме, рассчитанной по скоростному разрезу (рис. 117, б). На участке вертикального профиля длиной 26 м произошло изменение на- направлений движения частиц в прямых продольной и поперечной волнах почти на 180°. В рассмотренном наиболее простом случае строения ЗМС направления движения частиц среды изменялись только в вер- вертикальной плоскости. Однако даже при сравнительно слабом рельефе подошвы ЗМС и больших скачках скоростей на ней мо- могут быть сильные азимутальные отклонения лучей [8]. Все это сильно затрудняет использование направлений движения частиц среды по наблюдениям на земной поверхности для количествен- количественной обработки сейсмических материалов. Попытки учета неод- 319
Рис. 117. Изменение направления дви- движения частиц при переходе через ЗМС: а — при сравнительно удаленном взрывном источнике (ПВ 280 ы); сейсмограммы: назем- наземная Z составляющая (вверху), полярная (в центре) и трехкомпонентные (внизу); фронты, лучи и направления движения частиц волн Pi и Ps; б — при близком ударном воз- возбуждении, трехкомпонентные сейсмограммы G), лучевая схема и направления движения частиц (//)
нородностей среды и введения поправок в направления движе- движения частиц из-за сильного искажающего влияния ЗМС малоэф- малоэффективны. Эти выводы относятся к волнам сейсморазведочного диапазона частот. При переходе в область более длинных волн влияние ВЧР уменьшается и направления движения частиц по- позволяют определять азимут и угол выхода волн, в частности азимут направления на очаг землетрясения. Использование направлений смещений для получения не- непосредственных сведений о среде пока не нашло широкого применения, поскольку не были решены задачи распростране- распространения сейсмических волн в анизотропных средах. В настоящее время благодаря работам Г. И. Петрашеня [30] появляется возможность количественной обработки полей направлений сме- смещений, и, возможно, при этом будут получены дополнительные и независимые сведения о среде. Глава XIII РАЗВЕДОЧНЫЕ ВОЗМОЖНОСТИ ВСП И ПУТИ ЕГО ДАЛЬНЕЙШЕГО РАЗВИТИЯ При оценке разведочных возможностей ВСП необходимо рассмотреть раздельно два основных направления применения ВСП: повышение эффективности наземных наблюдений и изу- изучение околоскважинного пространства. § 1. ВСП И ВОЗМОЖНОСТИ ПОВЫШЕНИЯ ЭФФЕКТИВНОСТИ НАЗЕМНЫХ НАБЛЮДЕНИЙ НА ЭТАПЕ ПОИСКА И ПОДГОТОВКИ СТРУКТУР Изучение условий возбуждения. ВСП позволяет количест- количественно оценить параметры (частотный спектр, интенсивность, на- направленность и др.) различных типов источников, как взрыв- взрывных, так и невзрывных, с целью выбора оптимальных условий возбуждения и управления формой и спектром взрыва, а также эффективность различных способов группирования взрывов и единичных возбуждений в различных схемах на- накапливания. В ПМ ВСП условия возбуждения приобретают особое зна- значение. ПМ ВСП позволяет изучить естественную направлен- направленность взрыва и выбрать условия, оптимальные для одновре- одновременного возбуждения от единого источника как продольных, так и поперечных волн. Изучение скоростного разреза. При ВСП скорости продоль- продольных и поперечных волн могут быть определены по вертикаль- вертикальным годографам не только прямых, но и отраженных восхо- 21 Заказ № 201 321
2000 2W0 2200 дящих и падающих продольных, обменных и поперечных волн, многократно пересекающих исследуемую толщу. Это позволяет существенно увеличить по сравнению с обычным сейсмокаро-- тажем детальность расчленения разреза. ВСП позволяет опре- определять значения скорости в любом наклонном направлении, что- важно при наблюдениях на больших расстояниях, и в особен- особенности в сильноанизотропных средах для обработки данных огт. Выявление отражающих горизонтов. Наблюдения ВСП не- непосредственно на больших глубинах позволяют выявить отра- отражающие горизонты и тем самым оценить перспективы сейсмо- сейсморазведки. В качестве иллюстрации приведем два примера. ¦ При наблюдениях в Узбекистане одним из основных ре- результатов ВСП считается выявление в Бемкентском и Карабе- каульском прогибах (Се- (Северные Камаши, Каракум, Гумбулак) отраженной вол- волны от продуктивных подсо- левых отложений известня- известняков келловей-оксфорда [4]. На наземных сейсмограм- сейсмограммах проследить непрерывно эту волну вдоль профиля практически не удается. В то же время по наблюде- наблюдениям ВСП в интервале глу- глубин от 2000 до 3000 м (рис. 118) эта волна до- доминирует. ВСП позволило изучить основные особенно- особенности образования волн от продуктивных горизонтов и определить рациональную методику наземных наблю- наблюдений для решения геологи- геологической задачи. Другой пример иллюст- иллюстрирует случай, когда по данным ВСП, выполнен- выполненного в скважине глубиной 5500 м, было установлено, что отложения глубже за- забоя скважины не содержат отражающих границ (см. рис. 14). Рис. 118. Сейсмограммы ВСП, иллю- Определение природы стрирующие наличие отраженных волн регистрируемых волн. При от глубоких горизонтов (скв. 8, Памук) наземных наблюдениях от- 322
сутствуют достаточно физически обоснованные критерии опре- определения природы зарегистрированных волн. С увеличением расстояния от ПВ трудности определения природы регистриру- регистрируемых волн при ВСП существенно увеличиваются. С развитием ПМ, при котором одновременно прослеживаются волны разных типов, проблема определения природы регистрируемых волн приобретает особую важность. ППК. существенно улучшает возможности выделения и прослеживания по вертикальному профилю волн разных типов. Повышение разрешающей способности. Повышение разре- разрешающей способности связано с регистрацией волн более высо- высокой частоты. A00—130 Гц). В выборе оптимальной фильтрации особое значение имеет изучение спектральных характеристик ЗМС и ВЧР. ВСП является наиболее эффективным способом их оценки. С целью повышения частоты регистрируемых волн в неко- некоторых случаях целесообразны наблюдения под ЗМС. Эффек- Эффективность таких наблюдений определяется отношением погло- поглощающих свойств самой среды и ЗМС. В высокоскоростных кар- карбонатных разрезах при мощной ЗМС наблюдения под зоной мо- могут быть очень эффективными. Тем более это наблюдается при сильно поглощающей зоне, например, в условиях торфяников и болот (см. рис. 49). Естественно, что повышение частот регистрируемых волн в первую очередь связано с более высокочастотным возбужде- возбуждением (см. гл. V). Стратиграфическая привязка сейсмических горизонтов.- При наземных наблюдениях стратиграфическая привязка носит до- довольно условный характер, и речь идет лишь о границе раздела в пределах толщи. Это относится к отражающим и еще в боль- большей мере к преломляющим границам. Стратиграфическая при- привязка волн является одной из основных задач ВСП во всех ме- методах наблюдений MOB (РНП, ОГТ), а также КМПВ. В толстослоистых средах для стратиграфической привязки достаточно по наблюдениям вблизи границы отождествить фазы прямой и отраженной волн и найти глубину общей точки годографов этих фаз, на участке же профиля вблизи земной поверхности отождествить фазы волн по горизонтальному и вертикальному профилям. Обратная фильтрация приводит к сокращению длительности сейсмического сигнала и увеличивает надежность отождествле- отождествления одних и тех же фаз падающей и отраженной волн. В тонкослоистых средах понятие «отражающая граница» является условным, поскольку отраженные волны здесь сум- суммарны и приурочены не к отдельным границам слоев, а к ка- каким-то интервалам разреза (рис. 119). В этих условиях речь может идти о выделении в разрезе пачки слоев или интервала глубин, соответствующих данной 21* 323
суммарной волне. Существенное значение здесь могут иметь синтетические сейсмограммы. Эффективным способом повышения точности стратиграфи- стратиграфической привязки является РНП I рода. Если направление сме- а 300 S00 600 2 3 4 Jzrt км/с 0,32 0,U2 0,52 0,В2 0,721,С —>/1/\лл б V, КМ/С Рис. 119. Примеры стратиграфической привязки волн по моделям при нали- наличии в разрезе резкой отражающей границы (а) и тонкослоистой пачки (б) [28] щения в прямой и отраженных волнах не совпадает, отражен- отраженные волны могут быть выделены в плоскости нулевых смеще- смещений волны Р и уверенно прослежены непосредственно в первых вступлениях на сейсмограмме (рис. 120). Стратиграфическая привязка преломленных (слаборефраги- рованных и головных) роли в принципе может осуществляться по форме годографов первых волн и наблюдаемому нарушению 324
линейной поляризации волны при переходе через границу (в основном для головных волн). Точность стратиграфической привязки преломленных волн значительно ниже, чем отражен- отраженных волн. Вертикальные синтетические сейсмограммы. Они позволяют расчленять волновое поле и изучать различные волны раз- раздельно. Сопоставление расчетных и наблюденных сейсмо- сейсмограмм позволяет выделить основные кратнообразующие границы, изучить кинематические характеристики и области су- существования кратных волн и их влияние на волновое поле. Рассмотрим пример синтетических сейсмограмм, рассчитанных для разреза, характерного для Русской платформы, представлен- представленного терригенными и карбонатными отложениями с сильной дифференциацией по скоростям (рис. 121). В разрезе условно можно выделить терригенную толщу с иСр = 2 км/с, карбонат- карбонатную толщу с 1>Ср = 4—4,5 км/с и нижнюю терригенную толщу с 1>Ср = 3—3,5 км/с. Для карбонат- карбонатной толщи характерны градиент скорости и наличие резких гра- границ раздела, связанных с чере- чередованием карбонатных и терри- генных отложений. Суммарное волновое поле об* разовано большим числом вос- восходящих и падающих интерфери- интерферирующих между собой волн (рис. 121, а). Разобраться в та- таком поле трудно. На сейсмограм- сейсмограммах однократно-отраженных волн (рис. 121, б) видно, что в разре- разрезе образуется около 15 отражен- отраженных волн, не интерферирующих между собой. Поле падающих волн с учетом отражений любой кратности от всех границ (рис. 121, в) представлено боль- большим числом очень интенсивных волн, занимающих значительный интервал сейсмограмм. На сей- сейсмограмме кратных волн, по- построенной с учетом всех кратно- стей (рис. 121, г), уверенно вы- выделяются частично-кратные вол- волны. Количество кратных волн очень велико, поле сложное и от- относительная их интенсивность увеличивается при подходе к земной поверхности. Рис. 120. Сейсмограмма наклон- наклонной составляющей при ф=30° и @ = 300° (скв. 693, Анастасиевско- Троицкая) 325
Сильная зависимость синтетической сейсмограммы от каче- качества кривой акустического каротажа, которая не всегда удов- удовлетворяет необходимым требованиям, ограничивает возможно- а О2Ьи-,кгА/с 0,5 1,0 1,5 2,0 t,C 1,5 t,C Рис. 121. Синтетические сейсмограммы ВСП [35]: а — суммарное волновое поле; б — однократно-отраженные волны; в — падающие волны с учетом волн любой кратности стй использования синтетических сейсмограмм для количествен- количественных оценок. Положение осложняется приближенными данными о поглощении и дисперсии волн, сильным влиянием очень не- неоднородной ВЧР и другими факторами. Поэтому синтетические сейсмограммы следует комплексировать с данными ВСП. Такое 326
комплексирование позволит получить больше достоверных све- сведений о разрезе и в каждом конкретном случае объективно оценить реальную предельную детальность сейсмических наб- наблюдений. Увеличение глубинности исследований. При оценке возмож- возможности увеличения глубинности исследований непосредствен- непосредственными . наблюдениями на больших максимально доступ- доступных глубинах выявляются отраженные волны, связан- связанные с границами, расположенными в толщах, представ- представляющих геологический интерес, и определяются их параметры. На следующем этапе изучаются причины, мешающие прослежи- прослеживанию волн от глубоких границ на наземных сейсмограммах. Данные о природе и параметрах полезных волн и волн-помех, получаемые при ВСП, могут позволить более объективно вы- выбрать оптимальную систему для выделения полезных волн. Применение данных ВСП для деконволюции материалов наземных наблюдений. Эффективность деконволюции су- существенно зависит от исходного импульса, по которому рассчи- рассчитывается оператор фильтра. Использование импульса прямой падающей волны, наблюдаемой при ВСП, в качестве исходного импульса для деконволюции показывает перспективность та- Рис. 122. Эффективность деконволюции наземных наблюдений по данным ВСП (Кеннет и др., 1980 г.): а — кривая АК; б — данные ВСП после деконволюции; в — наземная сейсмограмма после стандартной деконволюции; г — наземная сейсмограмма после деконволюции но дан- данным ВСП кого подхода для наземных наблюдений вблизи скважины. На наземном временном разрезе, построенном в результате декон- деконволюции с оператором по данным ВСП (рис. 122, г), отме- отмечается четкая корреляция с данными АК [47]. Сравнение раз- разрезов, полученных после деконволюции по данным ВСП и при стандартной обработке (рис. 122, в), показывает, что, несмотря 327
на общую схожесть записей, деконволюция по данным ВСП по- позволила получить более разрешенную запись. Так, на ней сняты колебания, связанные с донными отложениями (t = 3 с), и уве- уверенно прослеживается интенсивная волна. Природа ее опреде- определяется по сейсмограмме ВСП после деконволюции — это отра- отражение от сильной границы с отрицательным скачком скорости. ПМ ВСП и ПМ ОГТ. ПМ ОГТ позволяет, используя поляри- зационно-позиционную корреляцию, выделять и прослеживать волны вне зависимости от их типа, направления, распростране- распространения и поляризации [9]. Особый интерес представляют обмен- обменные отраженные волны. Широкое комплексирование ПМ ОГТ и ПМ ВСП является основной предпосылкой повышения эффективности наземных наблюдений ПМ ОГТ. Оценка возможностей сейсморазведки в конкретной геоло- геологической ситуации и выбор оптимальной методики наблюдений. Наблюдения во внутренних точках среды в непосредствен- непосредственной близости от отложений, представляющих геологический интерес, позволяют определить параметры всех связанных с ними волн и подобрать наиболее эффективные условия воз- возбуждения. Сейсмические наблюдения в скважинах при реше- решении этих задач могут рассматриваться как рекогносцировочные. Данные ВСП позволяют критически оценить результаты сей- сейсмических работ предыдущих лет, выяснить причины расхожде- расхождений с данными бурения и произвести переинтерпретацию сейсми- сейсмических материалов. Физическое обоснование прогнозирования геологического раз- разреза при наземных наблюдениях. Влияние на волновое поле различных неоднородностей разреза и, особенно, залежей угле- углеводородов при наблюдениях ВСП значительно сильнее, чем при наземных наблюдениях, при которых все эффекты влияния ока- оказываются более сглаженными. Изучение эффектов влияния не- неоднородностей при ВСП позволяет объективно оценить и обо- обосновать физические возможности ПГР при наземных наблюде- наблюдениях и выбрать оптимальные параметры, контролирующие эти неоднородности в различных сейсмогеологических условиях. ВСП и изучение разрезов в региональном плане. Во многих районах волновое поле, как показало ВСП, настолько устой- устойчиво, что позволяет изучать строение наблюдениями по про- профилю скважин, расположенных на больших расстояниях друг от друга. Рассмотрим два примера. В одйом из них разрез построен для глубин, вскрытых скважинами, в другом — для интервалов глубин ниже забоя скважины. В Волгоградской области ВСП выполнено по профилю скважин, пересекающему Доно-Медведецкий вал, Приволжскую моноклиналь и входящему в Прикаспийскую впадину (рис. 123). Однотипность наблюдаемой волновой картины позволила выде- выделить, проследить и отождествить отраженные волны, связанные 328
с одними и теми же стратиграфическими горизонтами перм- пермского, карбонового и девонского возрастов. Второй пример относится к изучению додевонских отложе- отложений и рельефа кристаллического фундамента на территории Прикамья (рис. 124). Несмотря на большие объемы наземных работ по изучению додевонских отложений, эффективность их до настоящего времени оказывалась недостаточной из-за высо- Ш Рис. 123. Сейсмограммы ВСП по профилю скважин Волгоградской области (по В. М. Кривоносову, 1971 г.): / — скв. 104, Кудиновская, //— скв. 19, Логовская; III —скв. 20, Логовская; IV — скв. 51, Октябрьская; V — скв. 53, Октябрьская кого уровня помех на земной поверхности. ВСП было выпол- выполнено в серии скважин, расположенных по региональному про- профилю. По данным ВСП, в скв. 92 в интервале времени от 1,7 до 3,15 с зарегистрировано семь отраженных волн от границ, не вскрытых скважиной. Последнее отражение, приуроченное к кровле кристаллического фундамента, зарегистрировано на времени 3,75—3,85 с. Оно представлено многофазным колеба- колебанием и на сейсмограммах, как правило, в условиях глубокого залегания фундамента регистрируется последним на спокойном фоне. Сопоставление волновых полей, полученных на соседних скважинах, позволило отождествить волны и построить по дан- данным ВСП сейсмогеологический разрез, характеризующий регио- региональное строение интересного в тектоническом отношении района. 329
Изучение рыхлых отложений акваторий и шельфов. Опыт применения ВСП в акустическом диапазоне частот (вертикаль- 'шшшшт Ч2-пСк5.1О Рис. 124. Волновое поле по скв. 92 (Ножовская) (а) и сейсмогеологический разрез (б) по данным ВСП (по В. А. Силаеву, В. К. Ахматову, 1974 г.) ное сейсмоакустическое профилирование) показал его высокую эффективность при инженерно-геологическом изучении аквато- акваторий и поисках морских россыпей. ВСП на акустических часто- частотах позволяет существенно увеличить достоверность результа- 330
тов сейсмоакустических наблюдений на акваториях, оценить ре- реальные возможности метода непрерывного горизонтального профилирования, оптимально выбрать параметры аппаратуры и методику наблюдений, осуществить стратиграфическую при- привязку волн и определить скорости, произвести литолого-страти- графическое расчленение водонасыщенных отложений шельфа и построить геологосейсмоакустический разрез. Инженерно-изыскательские работы. ВСП нашло применение также при изучении самой верхней и самой неоднородной части разреза: в условиях суши ВСП позволяет определять физико- механические параметры пород, необходимые для проектных и строительных целей. § 2. ВОЗМОЖНОСТИ ВСП НА ЭТАПЕ РАЗВЕДКИ И ЭКСПЛУАТАЦИИ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ВСП существенно расширило возможности сейсмических ис- исследований, и в первую очередь для решения структурных за- задач, что позволило комплексированием ВСП с наземными наб- наблюдениями повысить эффективность сейсмических исследований на этапе подготовки структур к глубокому бурению [23]. Од- Однако после того как структура передается в разведку и начи- начинается ее разбуривание, сейсмические исследования на пло- площади, как правило, прекращаются. Этим, на наш взгляд, объясняется очень большой объем непродуктивного бурения,за- бурения,затрачиваемого на законтурное бурение или разбуривание пустых структур. В то же время существенный прогресс в сейсмических наб- наблюдениях, и особенно в ПМ ВСП, расширил разведочные воз- возможности скважинных наблюдений. В отличие от всех других геофизических исследований в скважинах, изучающих разрез только по линии скважины, ПМ ВСП открыл существенно но- новые возможности изучения физических свойств разреза в около- и межскважиином пространстве в интервале глубин, вскрытом скважиной, и глубже забоя скважины. Эти возможности яви- явились предпосылкой широкого применения ПМ ВСП на таких, не свойственных сейсмическим исследованиям, но имеющих ог- огромное значение, этапах геологоразведочного процесса, как разведка месторождения, подготовка его к эксплуатации, а также эксплуатация месторождения. Актуальность и важность таких работ обусловливаются сле- следующими обстоятельствами: снижением эффективности геолого- геологоразведочных работ, имеющим место в последнее время; быст- быстрым ростом стоимости глубокого бурения и в связи с этим за- задачами оптимального размещения скважин для существенного сокращения объемов дорогостоящего бурения; необходимостью обоснованного выбора метода добычи, возможностью ускорения ввода месторождения в эксплуатацию, а также возможностью 331
контроля за залежью в процессе эксплуатации месторождения. Большое значение имеет также возможность применения ВСП для решения технологических задач, связанных с бурением са- самой скважины. ПМ ВСП создал предпосылки развития нового направле- направления — промысловой сейсмики, или сейсмики околоскважинного пространства, основной целью которого является применение сейсмики на этапе разведки и эксплуатации месторождений. Промысловая сейсмика основана на широком комплексирова- нии ПМ ВСП с другими геофизическими исследованиями в скважинах и на тесном комбинировании с глубоким буре- бурением. Промысловая сейсмика находится в стадии становления,, однако накопленный опыт позволяет рассмотреть ее задачи [33]. Задачи ВСП на этапе разведки можно разделить на струк- структурные и литолого-стратиграфические. Структурные задачи. К структурным задачам относится изу- изучение структурных особенностей объекта; картирование границ и определение элементов их залегания, в том числе не вскры- вскрытых скважиной; определение характера залегания слоев и кар- картирование зон выклинивания; установление структурных эта- этажей; выявление и трассирование тектонических нарушений и определение амплитуды нарушений. Литолого-стратиграфические задачи. Решение литолого-стра- тиграфических задач определяется возможностями изучения физических свойств пород в околоскважинном пространстве, что становится все более важной и актуальной задачей, и с нею связана проблема ПГР. Следует особо отметить, что при изу- изучении околоскважинного пространства существенно повышаются возможности стратиграфической и литологической сейсмики, основанные на детальном расчленении разреза по скоростям с использованием записи в сейсморазведочном диапазоне частот. Основной геологической задачей является изучение залежей. Эта крупная задача включает в себя: выявление залежи, вскрытой скважиной, но не обнаруженной при испытании сква- скважины; прогнозирование залежи, не вскрытой скважиной, но расположенной в ее окрестности; изучение фациаль- ных, литологических и стратиграфических особенностей раз- разреза; изучение самой залежи — определение ее размеров, объема, контуров, геометрии залежи в межскважинном простран- пространстве; изучение целостности залежи и выявление тектонических разрывов; изучение коллекторских свойств, и особенно пористо- пористости; определение положения контактов; оценка запасов на на- начальном этапе; выявление зон аномально высоких пластовых давлений и определение давлений. Все эти вопросы могут уже решаться ВСП на ранних эта- этапах подготовки залежи к эксплуатации. От их решения зависит выбор оптимального метода добычи, который должен соответ- 332
ствовать качеству и характеру залежи. Следует отметить, что перечисленные задачи ПГР в первую очередь относятся к зале- залежам углеводородов. Однако аналогичные задачи могут ре- решаться и при разведке и эксплуатации месторождений твердых (рудных) ископаемых. К технологическим задачам относится: изучение физико-ме- физико-механических свойств разреза с целью прогнозирования буримо- сти и выбора режима бурения, в частности определение глу- глубин горизонтов с резко меняющимися физико-механическими свойствами; своевременное выявление зон АВПД и определе- определение давления с целью выбора необходимой технологии буре- бурения; определение в пространстве забоя бурящейся скважины (в особенности в аварийных ситуациях), а также управление направленным бурением и ориентирование стволов скважин в процессе бурения. Прогнозирование разреза глубже забоя скважины. Прогно- Прогнозирование разреза глубже забоя скважины в процессе бурения позволяет своевременно выявлять зоны повышенного давления (АВПД) и соответственно применять необходимую технологию' вскрытия горизонтов. Кроме того, своевременное обнаружение того, что бурящаяся скважина находится вне контура залежи, позволяет не производить спуска колонн или даже вообще прекратить бурение. Представляет также интерес изучение разреза глубже забоя скважины, достигшей проектной глубины. На площадях, где наземная сейсмика из-за сложности ВЧР или интенсивных многократных волн малоэффективна, наблю- наблюдения даже в сравнительно неглубоких (структурных) сква- скважинах позволяют получить представление о разрезе. В част- частности, такие наблюдения могут быть использованы при окон- туривании залежей. Очень благоприятны для таких наблюдений моря и океаны. Опыт показывает, что интервал прогноза для глубоких скважин может составлять до 1,5 км. Основными задачами на этапе эксплуатации являются: определение газожидкостных контактов и изучение изменения их положения в процессе эксплуатации, особенно при примене- применении методов законтурного и внутриконтурного обводнения; изу- изучение контуров залежи в процессе эксплуатации месторожде- месторождения; определение изменений свойств пластов (залежей) в про- процессе бурения и эксплуатации; управление заводнением пла- пластов; оценка эффективности различных способов воздействия на пласт; контроль за целостностью залежи; контроль за из- изменением давления в залежи; планирование добычи. Применение ПМ ВСП в промысловой сейсмике в методиче- методическом отношении основано на: использовании волн разных ти- типов; обработке систем наблюдений с исследованием не только прямых и отраженных (продольных и поперечных), но и ре- фрагированных и обменных проходящих волн; развитии прост- 333
ранственных (трехмерных) систем наблюдений; проведении высокоразрешающих (высокочастотных) наблюдений; широ- широком использовании всех параметров волнового поля; всесто- всесторонней обработке динамики волн. Промысловая сейсмика очень тесно смыкается с прогнози- прогнозированием разреза, предусматривающим в частности: а) про- прогнозирование литологии и генезиса осадочных пород с выявле- выявлением наличия коллекторов и флюидов; б) обнаружение неанти- неантиклинальных ловушек; в) получение данных, необходимых для проектирования глубоких скважин, в том числе выявление и изучение зон АВПД. В этом отношении прогнозирование раз- разреза в околоскважинном пространстве является одной из задач промысловой сейсмики. Специфические преимущества наблюде- наблюдений во внутренних точках среды позволяют прогнозировать околоскважинное пространство значительно более надежно, чем это может быть сделано по наземным наблюдениям. Кроме того, поскольку залежи углеводородов и другие не- неоднородности разреза при наблюдениях во внутренних точках среды проявляются значительно сильнее, чем на земной поверх- поверхности, промысловая сейсмика может использоваться для фи- физического обоснования возможностей ПГР наземными наблю- наблюдениями. Сравним эффективность данных ПМ ВСП с целью поисков углеводородов (табл. 10) с данными других методов (назем- (наземной сейсморазведки, скважинной и промысловой геофизики) по данным нефтяной промышленности США [43]. Из табл. 10 следует, что данные наземной сейсморазведки обладают хоро- хорошей информативностью для оценки некоторых параметров. В то же время данные ПМ ВСП (приводимые нами) для суще- существенно большего числа параметров могут являться наиболее информативными. Сравнение информативности данных назем- наземной сейсморазведки и ПМ ВСП убедительно показывает преи- преимущество ПМ ВСП в промысловой сейсмике. Однако, естест- естественно, данные ВСП должны дополняться данными наземных наблюдений и только широкое комбинирование обоих видов наблюдений позволит в полной мере реализовать возможности сейсмических исследований. Исследования на этапе разведки и эксплуатации связаны с существенным увеличением объемов сейсмических наблюде- наблюдений в каждой скважине. Это неминуемо приведет к значитель- значительному повышению стоимости работ, в то же время это может быть рентабельно, так как альтернативой сейсмике является только бурение, стоимость которого с увеличением глубины скважины резко возрастает. Любые дополнительные сведения о строении недр, полученные сейсмическими наблюдениями, мо- могут привести к огромной экономии на бурении. Однако в связи с увеличением стоимости сейсмических исследований необхо- необходимо получать наиболее полную информацию из сравнительно 334
335
небольшого числа скважин, т. е. увеличить объемы околосква- жинного пространства, изучаемого в каждой скважине. Про- Промысловая сейсмика применяется на площадях, где создается сеть глубоких скважин и комбинируется с процессом бурения. Это требует, в первую очередь, оперативной отработки системы наблюдений в полевых условиях и еще более оперативной обработки материалов наблюдений, необходимых для планиро- планирования дальнейшего глубокого бурения. Для выполнения этих условий необходимы унифицированные оптимальные системы наблюдений, основанные на комбинировании площадных назем- наземных наблюдений и наблюдений ВСП по уровенным и верти- вертикальным профилям. Такие объемные системы наблюдений удобно отрабатывать специальными партиями промысловой сейсмики, приспособленными для одновременных площадных наземных и скважинных наблюдений ВСП и оснащенными соответствую- соответствующей цифровой техникой. Для оперативности обработки материалов промысловой сей- сейсмики должны быть созданы специальные комплексы матема- математического обеспечения, предусматривающие поэтапную обра- обработку с привлечением все новых параметров волнового поля и все более глубокой их интерпретации с широким комбиниро- комбинированием с данными других геофизических методов и разработ- разработкой комплексных параметров, характеризующих залежи угле- углеводородов. Для промысловой сейсмики необходимо одновременное комплексное планирование буровых и сейсмических работ с предоставлением скважин на срок, достаточный для отра- отработки унифицированной системы. Полученные и ожидаемые в дальнейшем результаты позволяют смело финансировать ра- работы по развитию и внедрению промысловой сейсмики.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ I. Большой объем наблюдений ВСП позволил детально изучить волно- волновые поля, наблюдаемые в различных средах. При этом было показано, что- в реальных средах большое значение имеют поперечные волны, возбуждае- возбуждаемые при обычных взрывах и образующиеся в среде, а также то, что с одними и теми же границами разреза связаны волны разных типов. Эти результаты явились основной предпосылкой создания поляризационного метода сейсми- сейсмических исследований. Общность и эффективность поляризационного метода определяется следующими основными особенностями: а) для анализа вол- волнового поля используются все его параметры, включая поляризацию коле- колебаний; б) для получения сведений о среде одновременно выделяются, про- прослеживаются и обрабатываются волны разных типов (продольные,, поперечные и обменные); в) метод применим к различным видам сейсмиче- сейсмических исследований на земной поверхности (ПМ MOB, ПМ ОГТ, ПМ КМПВ) и в скважинах (ПМ ВСП). II. Из различных модификаций ПМ наиболее развит в настоящее время ПМ ВСП, что объясняется двумя обстоятельствами. 1. При наблюдениях по вертикальному профилю направления подхода волн вдоль профиля меняются от точки к точке даже при наблюдениях из одного ПВ. В этих условиях прослеживание одной фиксированной в пространстве- составляющей колебаний малоэффективно и переход к прослеживанию сле- следящих составляющих на основе поляризационно-позиционной корреляции позволяет выделять и прослеживать регулярные волны разных типов вне зави- зависимости от их кажущейся скорости и поляризации колебаний; 2. При наблюдениях во внутренних точках среды траектории движения частиц среды менее искажены влиянием ЗМС и ВЧР и могут быть исполь- использованы для количественной интерпретации с целью анализа волнового поля и получения независимых и дополнительных сведений о среде. С развитием ПМ существенно возросла роль самого ВСП как основного источника све- сведений о природе большого количества волн различных типов, выделяемых на наземных сейсмограммах. III. ВСП применяется для решения широкого круга задач, которые можно условно разделить на две большие группы: задачи, связанные с уве- увеличением эффективности наземных наблюдений, и задачи изучения около- скважинного пространства. Задачи первой группы существенно влияют не- неэффективность сейсмических исследований и, особенно, на глубинность ис- исследований и достоверность результатов геологической интерпретации сейс- сейсмических материалов. При изучении околоскважинного пространства ВСП на первом этапе своего развития решало в основном структурные задачи. Развитие ПМ ВСП, открывшего принципиально новые возможности использования динамики волн, позволило на основе изучения физических свойств пород решать также и литолого-стратиграфические задачи. Возможности ВСП при изучении околоскважинного пространства суще- существенно расширили роль сейсморазведки в общем комплексе геологоразве- геологоразведочных работ и позволили не ограничивать сейсмические исследования тра- традиционными для них этапами поиска и подготовки структур к глубокому бурению, но и широко применять их на этапах разведки и эксплуатации ме- месторождений. ПМ ВСП привел к созданию нового направления — промысло- промысловой сейсмики или сейсмики околоскважинного пространства. Для нее ха- характерно: широкое комплексирование с другими видами геофизических ис- исследований в скважинах и тесное комбинирование с бурением. Особое значение имеет прогнозирование разреза ниже забоя скважины в процессе бурения. Экономический эффект промысловой сейсмики определяется воз- возможностью существенного сокращения необходимого для разведки каждого месторождения дорогостоящих глубоких скважин, поэтому народнохозяйст- народнохозяйственное значение промысловой сейсмики не требует комментариев. 22 Заказ № 201 337
IV. Параметры поляризации прямой волны в отличие от других (форма, интенсивность) параметров зависят в основном от строения среды в окрест- окрестности точки наблюдения. Изучение параметров поляризации в частотной и временной областях позволяет расчленить разрез по характеру отложений более детально, чем это может быть сделано по данным кинематики. V. ВСП подтвердило правильность основных положений динамической теории распространения сейсмических волн о значении различных типов в ре- реальных средах и позволило оценить разведочные возможности существую- существующих методов сейсмических исследований. Показано, что в реальных средах основными механизмами возврата энергии к земной поверхности являются отражение и рефракция. Отраженные волны являются основным типом волн, регистрирующихся в последующей части сейсмограммы. Головные волны во всех случаях слабее запредельно-отраженных. В слу- случае тонких слоев с повышенной скоростью запредельно-отраженные волны могут быть на два и более порядка интенсивнее головных волн. В случае мощных слоев первыми на больших расстояниях регистрируются рефрагиро- ванные волны, интенсивность которых сильно зависит от коэффициента на- нарастания скорости. Обменные волны широко развиты в реальных средах. Отраженные об- обменные волны были выделены на всех доступных наблюдениям глубинах и почти от всех границ, с которыми связаны продольные волны, в том числе и от кровли кристаллического фундамента, что позволяет увеличить глубин- глубинность метода обменных отраженных волн. Обменные отраженные волны в комплексе с продольными волнами обладают большими разведочными воз- возможностями, которые остаются пока нереализованными. Проходящие снизу обменные волны позволяют увеличить эффективность региональных исследований для изучения кровли кристаллического фунда- фундамента в условиях слабодифференцированпой по скоростям осадочной толщи. В средах с резкой скоростной дифференциацией осадочной толщи пока нет физически обоснованных критериев отождествления на наземных сейсмограм- сейсмограммах продольных и обменных волн, связанных с одной границей. VI. Зона малых скоростей и верхняя часть разреза оказывают сильное влияние на волновую картину, наблюдаемую на всех расстояниях от источ- источника как на дневной поверхности, так и во внутренних точках среды, и во многих случаях являются основными причинами, ограничивающими разве- разведочные возможности сейсмических наблюдений. В окрестности источника сравнительно простой импульс, образующийся в источнике, преобразуется в сложный цуг падающих волн. Взрыв и неоднородности среды в его окрест- окрестности следует рассматривать как сложный очаг. В ВЧР образуется волно- волновое поле помех. На малых расстояниях от пункта взрыва основными клас- классами волн-помех являются отраженные, рефрагированные и кратные им про- продольные, поперечные и обменные волны, на больших расстояниях (КМПВ) — суммарные отраженно-преломленные и преломленно-отраженные волны в на- начальной части записи и низкоскоростные интерференционные волны в после- последующей части записи. В волновом поле, наблюдаемом на больших глубинах, помимо волн, образующихся в ВЧР и распространяющихся почти по верти- вертикали, существенную роль играют волны, образовавшиеся в результате пре- превращения энергии поверхностных волн во вторичные объемные волны. VII. Основной объем наблюдений выполнялся в сейсморазведочном диа- диапазоне частот, однако многие полученные результаты могут представить ин- интерес для понимания волновой картины, наблюдаемой в других методах сейсмических исследований — глубинном зондировании и сейсмологии. ВСП может служить основой моделирования волновых полей в реальных средах в их естественном залегании. При изучении рыхлых отложений акваторий и шельфов при ВСП регистрируются волны с частотой до 2000 Гц. VIII. ВСП активно внедряется в практику работ производственных пред- предприятий. ВСП, включающее в себя все виды сейсмических исследований (ка- (каротаж на волнах Р и S, скважинную сейсморазведку и др.), является основ- основным методом наблюдений в скважинах на сейсмических частотах, а поля- поляризационный метод позволяет полностью реализовать возможности ВСП и 338
можно рекомендовать повсеместно все работы ВСП выполнять в его поля- поляризационной модификации. ВСП должно быть включено в обязательный комплекс геофизических исследований параметрических, поисковых и разве- разведочных скважин. Возможности ВСП могут оказаться настолько решающими, что во многих случаях может стать целесообразным и экономически выгод- выгодным на площадях с большим объемом сейсмических исследований специ- специальное бурение скважин (если таких нет) для ВСП. Целесообразна организация специальных партий промысловой сейсмики, приспособленных для одновременных наблюдений по вертикальным и гори- горизонтальным профилям, с целью оперативной обработки объемных систем промысловой сейсмики. IX. Полученные результаты оправдывают продолжение широких иссле- исследований по дальнейшему развитию метода с целью все более полной реали- реализации его принципиальных возможностей. Основными направлениями здесь являются: 1) совершенствование техники измерений (особенно ПМ ВСП); получе- получение многоточечных неискаженных ориентированных в пространстве записей в широком (от 5—10 до 200 Гц) диапазоне частот в нефтяных и рудных скважинах; развитие дифференциальных модификаций ПМ ВСП с расшире- расширением диапазона частот до 3000 Гц; 2) разработка рационального комплекса скважинных (ВСП, АК и про- мыслово-геофизичсских) и наземных наблюдений промысловой сейсмики с,целью изучения околоскважинного пространства, а также физического обоснования методов прогнозирования разреза; 3) теоретическое и экспериментальное изучение поляризации сейсмиче- сейсмических волн в реальных сложно построенных средах и разработка способов и математического обеспечения количественной интерпретации параметров по- поляризации волн с целью получения дополнительных и независимых сведений о среде; 4) изучение ВЧР и ЗМС и их влияния на сейсмический эффект воз- возбуждения, структуру сейсмограмм и эффективность сейсмических исследо- исследований. Весь накопленный опыт работ ВСП позволяет утверждать, что с разви- развитием метода будет расширяться круг решаемых задач и областей примене- применения метода, появятся новые возможности, многие из которых' даже трудно пока четко сформулировать. 22*
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Александров С. И., Гамбурцев А. Г., Стародубровская С. П. Опыт прямого сейсмического просвечивания неоднородной зоны.— В кн.: Иссле- Исследование Земли невзрывными сейсмическими источниками. М., Наука, 1981. 2. Алексеев А. С. Обратные динамические задачи сейсмики.— В кн.: Не- Некоторые методы и алгоритмы интерпретации геофизических данных. М., Наука, 1967. 3. Амиров А. Н. Изучение однократных и многократных отраженных волн по данным вертикального сейсмического профилирования.— Геофизиче- Геофизический сборник АН УССР, вып. 55. Киев, 1973, с. 86—94. 4. Бархударьян А. А. Опыт увеличения разрешающей способности сей- сейсморазведки в условиях Юго-Западного Узбекистана.— Экспресс-информация. Регион, развед. и промысловая геофизика. М., ВИЭМС, 1975, вып. 6, с. 52—57. 5. Берденникова Н. И., Белозеров А. А., Чижова М. В. К эксперимен- экспериментальному определению некоторых эффективных параметров верхней части разреза.— В кн.: Вопросы динамической теории распространения сейсмиче- сейсмических волн, вып. XII. Л., Наука, 1974, с. 144—150. 6. Быков И. А., Тихонова И. М. Алгоритмы цифровой обработки сква- жинных азимутальных наблюдений.— В кн.: Вопросы динамической теории распространения сейсмических волн, вып. XX. Л., Наука, 1981, с. 135—155. 7. Гальперин Е. И. Азимутальный метод сейсмических наблюдений. М., Гостоптехиздат, 1955. 8. Гальперин Е. И. Вертикальное сейсмическое профилирование. М., Недра, 1971. 9. Гальперин Е. И. Поляризационный метод сейсмических исследований. М., Недра, 1977. 10. Гальперин Е. И. Вертикальное сейсмическое профилирование на этапе разведки и эксплуатации месторождений.— Докл.-АН СССР, т. 253, JY° 6, 1980, с. 1347—1349. 11. Гальперин Е. И., Фролова А. В. Трехкомпонентные сейсмические на- наблюдения в скважинах. I. Вертикальное сейсмическое профилирование.— Изв. АН СССР. Сер. геоф. 1961, № 6, с. 793—809. 12. Гальперин Е. И., Иванов Л. И., Мирзоян Ю. Д. Поляризационный метод — общий метод сейсмической разведки.— Нефтегазовая геология и гео- геофизика. Реф. научн.-техн. сборник ВНИИОЭНГ, № 9, 1978, с. 38—43. 13. Гальперин Е. И., Мирзоян Ю. Д., Ойфа В. #. Результаты приме- применения поляризационного метода вертикального сейсмического профилирова- профилирования (ПМ ВСП) на территории Краснодарского края.— Экспресс-информация. Регион., развед. и промысловая геофизика. М., ВИЭМС, вып. 16, 1980, с. 6—15. 14. Гамбурцев Г. А. О возможности выделения поперечных отраженных волн при сейсморазведке по методу отражений.— Изв. АН СССР. Сер. геоф.. № 2, 1939, с. 155—173. 15. Гаранин В. А. Комплектование методов скважинной сейсмораз- сейсморазведки и акустического каротажа для детального изучения тектоники уголь- угольных месторождений.— Экспресс-информация. Регион., развед. и промысловая геофизика, вып. 17, М., ВИЭМС, 1979, с. 6—14. 16. Глан Ю. А., Коробов А. И., Старобинец А. Е. Определение интер- интервальной скорости и мощности для пласта, не пересеченного скважиной, по обращенному годографу отраженной волны с использованием ЭВМ.— Экс- лресс-информация. Регион., развед. и промысловая геофизика, вып. 1. М., ВИЭМС, 1975, с. 35—40. 17. Гогоненков Г. Н. Оценка интенсивности многократных отраженных волн по данным вертикального сейсмического профилирования.— Приклад- Прикладная геофизика, вып. 63. М., Недра, 1971, с. 6—17. 340
18. Гурвич И. И., Боганик Г. Н. Сейсмическая разведка. 2-е изд., М., Недра, 1980. 19. Демиденко Ю. Б. Некоторые способы машинной обработки резуль- результатов ВСП.— В кн.: Геофизические исследования на Украине. Киев, Техника, 1972, с. 79—87. 20. Епинатьева А. М., Попова О. Г. Критерии для определения природы волн в дальней зоне.— Прикладная геофизика, вып. 86. М., Недра, 1977, с. 64—71. 21. Каплунов А. И. Аппаратура для сейсмических наблюдений в скважи- скважинах. М., Недра, 1979. 22. Карус Е. В., Руденко Г. Е., Худзинский Л. Л. Трехкомпонентный четырехточечный скважинный зонд и некоторые результаты его опробова- опробования.— Изв. вузов, Сер. Геология и разведка, № 3, 1978, с. 147—154. 23. Комплектование методов скважинной и наземной сейсморазведки при подготовке структур к глубокому бурению/А. А. Теплицкий, В. Д. Арта- Артамонов, В. М. Белов и др.— В кн.: Геофизические методы поисков и подго- подготовки нефтегазоперспективных структур к глубокому бурению. М., Недра, 1978, с. 79—87. 24. Коробов А. И., Облогина Т. И. Восстановление скоростных функций v(z) по непродольному вертикальному годографу.— Вестн. МГУ. Сер. Геоло- Геология, № 4, 1979, с. 74—77. 25. Лапин С. И. Годографы ВСП при наблюдениях в анизотропных сре- средах.— Геология и геофизика, 1978, № 8, с. 97—104. 26. Метод обращенных годографов (методика наблюдений и интерпре- интерпретации)^. А. Теплицкий, В. М. Белов, Ю. Р. Глан и др.— Тр. ВНИГНИ, вып. III, 1971, с. 22—45. 27. Методическое руководство по вертикальному сейсмическому профи- профилированию скважин/Н. Р. Сивков, А. В. Сырцов, Ю. Г. Антипин и др. М., Недра, 1978. 28. Некоторые возможности использования вертикального сейсмического профилирования в способе ОГТ/А. Г. Гамбурцев, О. К. Кондратьев, В. С. Лав- Лавров и др.— Обзор. Серия IX. Регион., развед. и промысл, геофизика. М., ВИЭМС, 1974. 29. Николаев А. В. Сейсмика неоднородных и мутных сред. М., Наука, 1972. 30. Петрашень Г. И. Распространение сейсмических волн в анизотропных упругих средах. Л., Наука, 1980. 31. Погоняйло Г. Г., Петрашень Г. И., Молотков Л. А. О влиянии тонких слоев повышенной скорости в покрывающей толще на поля отраженных волн при больших эпицентральных расстояниях.— В кн.: Вопросы динамической теории распространения сейсмических волн, вып. 12. Л., Наука, 1974, с. 81—106. 32. Поляризационный метод региональных исследований с использованием удаленных землетрясений/Е. И. Гальперин, А. В. Фролова, В. А. Гохблит, М. С. Эренбург.—Докл. АН СССР, т. 242, № 6, 1978, с. 1285—1288. 33. П ромысловая сейсмика — сейсмические исследования на этапе разведки и эксплуатации месторождений/А. Н. Амиров, Е. И. Гальперин, И. И. Гурвич и др.— Изв. вузов. Разведка недр. 1980, с. 78—83. 34. Пузырев Н. Н. Измерение сейсмических скоростей в скважинах. Тр. ВНИИГеофизики, вып. III. M., Гостоптехиздат, 1957. 35. Руденко Г. Е., Худзинский Л. Л. Использование метода синтетиче- синтетических сейсмограмм для анализа поля кратных волн.— В кн.: Развитие мето- методики скважинных сейсмоакустических наблюдений. М., ОНТИ ВНИИЯГГ, 1971. 36. Рудницкий В. П. Сейсмические исследования в скважинах. Киев, На- укова Думка, 1968. 37. Способ цифровой обработки данных ВСП с целью изучения скорост- скоростного строения разреза/А. А. Маловичко, В. К. Левченко, Е. В. Ахматов и др.—Тр. ВНИГНИ, № 176. М., 1977, с. 78—82. 341
38. Табаков А. А., Гульмухамедов А. Ю. Возможности оценки парамет- параметров среды по коэффициентам отражения, определяемым по данным ВСП.— В кн.: Геофизические исследования на нефть и газ в Узбекистане. Ташкент,, Тр. СИАГИМС, вып. 27, 1977. 39. Теплицкий В. А., Гейман Б. М. Современное состояние и перспективы развития методов скважинной сейсморазведки.— Тр. ВНИГНИ, вып. 123. М.„ 1973, с. 269—275. 40. Худзинский Л. Л., Руденко Г. Е. Комплексная программа цифровой обработки данных скважинной сейсморазведки MOB.— Изв. вузов. Сер. Гео- Геология и разведка, № 6, 1975, с. 119—123. 41. Шехтман Г. А. Помехи сейсмического характера при скважинных. сейсмических исследованиях и способы их подавления. М., ОНТИ ВИЭМС, 1975. 42. Шехтман Г. А., Макаров Г. Ф. Об определении упругих параметров, горных пород Южного Мангышлака по данным ВСП с использованием об- обменных проходящих волн.— Нефтегазовая геология и геофизика, № 12. М.„ ВНИИОЭНГ, 1970, с. 38—41. 43. Ausburn В. Е., Netneth L. К., Reid G. В. New seismic techniques aid petroleum engineers.— "World oil", nowember, 1978, p. 52—57. 44. Batch A. H., Lee M. W. and Ryder R. T. Seismic detection of porosity- development in the Madkson limestone, presented at 47th Annual SEG Interna- International Meeting, Calgary, 1977. 45. Me Donal F. J. Et al Attenuation of shear and compressional waves in pierre shale.— Geophysics, vol. 23, No. 3, 1958, p. 421—439. 46. Jolly R. N. Deep-hole geophone study Garvin Country, Oklahoma.— Geophysics, vol. 18, 1953, p. 662—670. 47. Kennet P., Ireson R. L.. Conn P. I. Vertical Seismic Profiles: their applications uin exploration geophysics.— Geophysical Prospecting, vol. 28,. No. 5, 1980, p. 676—699. 48. Lash С. С. Shear waves, multiple reflections and converted waves found by a deep vertical wave test (Vertical seismic profiling).— Geophysics* vol. 45, No. 9, 1980, p. 1373—1411. 49. Levin F. K. and Lynn R. D. Deep-hole geophone studies.— Geophysics,, vol. 23, No. 4, 1958. 50. Richer N. The form and laws of propagation of seismic wavelets.— Geophysics, vol. 18, No. 1, 1953. 51. White I. E. Seismic waves. Radiation, transmission and attenuation. New York. McGraw-Hill, Book Co. Inc, 1965. 52. Wuenschel P. C. The vertical array in reflection seismology — some ex- experimental studies.— Geophysics, vol. 41, No. 2, 1976, pp. 219—232. 53. Wuenschel P. V. Reproducible shot hole apparatus (Gulf Research and Development Co.). Patent USA, 166—207 (G21V17/02), No. 3812912, 30.06.72 — on 28.05.74.
ОГЛАВЛЕНИЕ Предисловие 3 Введение 5 Часть первая Вертикальное сейсмическое профилирование (ВСП) Глава I. Физические и геологические предпосылки ВСП ....... 10 § 1. Сейсмические наблюдения в скважинах 12 § 2. Основные особенности ВСП 15 § 3. Поляризационный метод ВСП 18 § 4. Особенности корреляции волн при ПМ. ВСП 21 Глава II. Волны-помехи при ВСП и аппаратура . . 23 § 1. Волны-помехи при ВСП 24 § 2. Аппаратура ВСП - 34 Глава III. Методика наблюдений и обработка материалов 46 § 1. Условия возбуждения 46 § 2. Методика наблюдений 60 § 3. Предварительная обработка материалов ВСП . 69 Глава IV. Особенности кинематики волн на вертикальном профиле 86 § 1. Однородная .среда. .• 87 § 2. Двухслойная среда 91 § 3. Многослойная среда 103 Часть вторая Сейсмические волны в реальных средах Глава V. Прямая волна 109 § 1. Методика изучения прямой волны 109 § 2. Влияние условий возбуждения на прямую волну 114 § 3. Исследование формы прямой волны 117 Глава VI. ВСП в методе продольных отраженных волн 124 § 1. Продольные отраженные и кратные волны 124 § 2. Отраженные и кратные "волны'в некоторых типах разрезов 127 § 3. Волновое поле, связанное с верхней частью разреза 133 § 4. Изучение волнового поля в рудных районах 145 § 5. Влияние ВЧР и ЗМС на поле отраженных и кратных волн 149 § 6. Относительная интенсивность многократных волн по данным ВСП 159 Глава VII. ВСП в методе преломленных волн 161 § 1. Волны, связанные с тонкими слоями с повышенной скоростью 162 § 2. Волны в карбонатных разрезах платформенных областей . . . 169 § 3. Природа, волны, связанной с мощным слоем 174 § 4. Влияние ВЧР при наблюдениях на больших расстояниях 180 Глава VIII. ВСП в методе поперечных и обменных волн 185 § 1. Особенности корреляции поперечных волн 188 § 2. Прямые поперечные волны . 190 § 3. Поперечные" отраженные (монотипные и обменные) волны 199 § 4. Обменные проходящие вверх волны 210 343
Часть третья ВСП и изучение околоскважинного пространства Глава IX. Определение скоростей распространения волн по данным ВСП 223 § 1. Определение скоростей по годографам первых волн 224 § 2. Определение кажущихся и пластовых скоростей по годогра- годографам отраженных волн 227 § 3. Определение средних скоростей vр и vs по вертикальным го- годографам отраженных монотипных волн 229 § 4. Определение скорости vs по вертикальным годографам об- обменных (отраженных и проходящих) волн 232 § 5. Определение анизотропных свойств среды 233 § 6. Построение скоростного разреза по данным ВСП и АК . . . 235 Глава X. Решение структурных задач ...,...»,*. 239 § 1. Методика наблюдений ВСП MOB « , , 240 § 2. Особенности обработки данных ВСП MOB 243 § 3. Применение ВСП при решении структурных задач . . . * . 247 Глава XI. Изучение физических свойств пород в околоскважинном пространстве 258 § 1. Требования к исходным материалам , , ; 258 § 2. Поглощение сейсмической энергии t . . . . 260 § 3. Отражающие свойства разреза .. . 271 § 4. Определение упругих параметров ¦ . * . 278 § 5. ВСП и прогнозирование геологического разреза ,,.*... 281 § 6. Межскважинное просвечивание . . . , , 288 Глава XII. Возможности изучения околоскважинного пространства по данным поляризации сейсмических волн 290 § 1. Поляризация сейсмических импульсов . . , . 292 § 2. Направления смещения частиц в анизотропной среде ..... 295 § 3. Направления смещений частиц в вертикальной плоскости . . . 299 § 4. Изучение направлений смещений в пространстве 303 § 5. Изучение параметров эллиптически поляризованных колебаний 308 § 6. Влияние ЗМС на направления смещения частиц среды .... 318 Глава XIII. Разведочные возможности ВСП и пути его дальнейшего развития 321 § 1. ВСП и возможности повышения эффективности наземных наблюдений на этапе поиска и подготовки структур 321 § 2. Возможности ВСП на этапе разведки и эксплуатации место- месторождений 331 Заключение 337 Список литературы , , . 340 Евсей Иосифович Гальперин ВЕРТИКАЛЬНОЕ СЕЙСМИЧЕСКОЕ ПРОФИЛИРОВАНИЕ Редактор издательства Т. И. Борушко Переплет художника Б. К. Силаева Художественный редактор В. В. Шутько Технический редактор Л. Е. Матвеева Корректор М. П. Курылева ИБ № 2341 Сдано в набор 23.04.82. Подписано в печать 24.08.82. Т-15072. Формат 60x90'/ie. Бумага типографская № 1. Гарнитура «Литературная». Печать высокая. Усл.-печ. л. 21,5. Уч.-изд. л. 22,0. Усл. кр.-отт. 21,5. Тираж 2550 экз. Заказ № 201/7076-3. Цена 1 р. 50 к. Ордена «Знак Почета» издательство «Недра», 103633, Москва, К-12, Третьяковский проезд, 1/19 Ленинградская типография № 8 ордена Трудового Красного Знамени Ленинградского объединения «Техническая книга» им. Евгении Соколовой Союзполиграфпрома при Государственном комитете СССР по делам издательств, полиграфии и книжной торговли 190000, г. Ленинград, Прачечный переулок, 6