/
Text
СЕЙСМОРАЗВЕДКА
СПРАВОЧНИК ГЕОФИЗИКА
Под редакцией
д-ра. техн. наук И. И. ГУ Р ВИЧ A, i
канд. техн. наук В. П. НОМОКОНОВА
МОСКВА «НЕДРА» 1981
УДК 550.834 @31)
Сейсморазведка. Справочник геофизика /Под ред.
И. И. Гурвича, В. П. Номоконова. — М.: «Недра», 1981. —
464 с.
Справочник является самостоятельным томом серии
«Справочник геофизика». Первый справочник этой серии
«Физические свойства горных пород и полезных ископае-
ископаемых» (петрофизика) вышел в свет в 1976 Г., справочник
«Разведочная ядерная геофизика» — в 1977 г., «Скважин-
ная ядерная геофизика» — в 1978 г., «Электроразведка»
и «Магниторазведка» — в 1980 г.
В данном справочнике содержатся сведения о физике
и кинематике сейсмических волн. Описаны аппаратура,
методика работ, обработка и интерпретация сейсмораз-
ведочных данных. Рассмотрены применение сейсмораз-
сейсморазведки при решении геологических задач, организация
и планирование работ.
Справочник предназначен для широкого круга геофизиков
и геологов и может быть полезен преподавателям и сту-
студентам высших учебных заведений геофизических, геоло-
геологических, нефтяных и горных специальностей.
Табл. 78, ил. 224, список лит. — 116 назв.
Редакционная коллегия: чл.-кор, АН СССР
| В. В. Федынский \ (главный редактор), д-р техн. наук
И. И. Гурвич, д-р физ.-мат. наук В. И, Дмитриев,
д-р геол.-минер. наук Н. Б. Дортман, д-р техн. наук
В. М. Запорожец, д-р геол.-минер. наук Н. Я- Кунин,
д-р техн. наук Е. А. Мудрецова, В. Е. Никитский, канд.
техн. наук В. П. Номоконов, д-р техн. наук \А.Г. Тархов\,
Н. П. Добрынинаг Е. Г. Першина
Сейсморазведка
Справочник геофизика
Редакторы издательства: Т. И. Борушко, Н. Г. Богачева, Ф. Н. Чумакова
Переплет художника Б. К~ Силаева
Художественный редактор В. В. Ш уть ко
Технические редакторы: В. В. Володарская^^. В. Соколова
Корректор К.. С. Торопцева
ИБ № 1145
Сдано tf набор 20.02.80. Подписано в печать 29.12.80. Т-23113.
Формат 70Xl00Vie- Бумага книжно-журн. Усл. п. л. 37,41.
Уч.-изд. л. 46,08. Тираж, 11 500 экз. Заказ 80/6611-3. Цена 2 р. 80 к.
Издательство «Недра», 103633, Москва, К-12,
Третьяковский пр., 1/19.
Ленинградская типография № 6 ордена Трудового Красного Знамени
Ленинградского объединения «Техническая книга» им. Евгении Соколовой
Союзполиграфпрома при Государственном комитете СССР
по делам издательств, полиграфии и книжной торговли.
193144, г. Ленинград, ул. Моисеенко, 10.
Издательство «Недра», 1981
ГЛАВА I
ФИЗИКА СЕЙСМИЧЕСКИХ, ВОЛН
§ 1. ОСНОВНЫЕ УРАВНЕНИЯ
МЕХАНИКИ УПРУГОГО ТЕЛА
Деформация упругого тела
Под влиянием приложенных сил твердые
тела деформируются, т. е. изменяют свою
форму и объем. Твердое тело называется
упругим, если после прекращения дей-
действия силы оно возвращается в исходное со-
состояние.
Если в невозмущенном состоянии некото-
некоторая частица находилась в точке с координа-
координатами х, у, г, а в результате деформации она
переместилась в точку с координатами х',
у', г', то с м е щ е н и е м частицы называется
вектор и с координатами и = х' — х, v =
= у' — у, w = г' — z. Тело испытывает де-
деформацию, если изменяется взаимное распо-
расположение частиц, т. е. когда смещение и раз-
различно в разных точках тела. В теории малых
деформаций пренебрегают различием между
координатами х, у, z и координатами х\
у', г', Таким образом, для тела, испытыва-
испытывающего малые деформации, можно рассматри-
рассматривать поле смещений, образованное
-> -*¦
множеством векторов и= и (х, у, z).
Малая деформадия характеризуется сим-
симметричным тензором деформации
где
_
ехх —»
du .
dx '
Диагональные компоненты тензора дефор-
деформаций вххг tyy, e2Z представляют собой от-
относительные растяжения линейных элементов
вдоль соответствующих координатных осей.
Недиагональные компоненты характеризуют
сдвиг (рис. 1.1), который представляет собой
уменьшение прямого угла, образованного
прямыми, параллельными координатным
осям.
В каждой точке тела всегда можно выбрать
такие направления координатных осей^ для
которых недиагональные компоненты тен-
тензора деформации в данной точке обращаются
в нуль. Такие оси называются глав-
главными осями деформации.
Относительное увеличение объема назы-
называется дилатацией:
Величина 8 не зависит от выбора координат-
координатных осей.
Напряжения
В результате деформации в упругом теле
возникают силы, стремящиеся вернуть его
в первоначальное состояние. Эти силы обус-
обусловлены близкодействующим взаимодейст-
взаимодействием частиц среды.
Напряжением называется отноше-
отношение силы, приложенной к малой площадке,
к размеру этой площадки. Компоненты напря-
напряжения, приложенного к площадке, опреде-
-*¦
ляемой внешней нормалью v, выражаются
через компоненты напряжений, приложенных
к площадкам, ориентированным параллельно
координатным плоскостям:
причем
Тод ^= tyx> Xxz ~= T^jt» T^2 ^ ^2#"
Таким образом, напряженное состояние
в данной точке однозначно определяется сим-
симметричным тензором напряжений
Диагональные компоненты тензора напря-
напряжений представляют собой нормальные на-
напряжения, а недиагональные являются ка-
касательными напряжениями. Величину
Р = —з~ (Тхх + Хуу + Tzi)'
не зависящую от выбора координатных осей,
называют давлением.
Так же как и в случае деформаций, в каж-
каждой точке деформированного- тела можно
выбрать такие координатные оси, что каса-
касательные напряжения на площадках, перпен-
перпендикулярных к этим осям, будут равны нулю.
Такие оси называют главными осями
напряжений. Нормальные напряже-
напряжения, соответствующие главным осям, называ-
называются главными напряжениями.
Для определения тензора напряжений доста-
достаточно знать главные напряжения т1э т2,
т8 и ориентацию главных осей.
Закон Гука
Для малых деформаций справедлива ли-
линейная связь между напряжениями и дефор-
деформациями — закон Гука. Среда, подчиняю-
подчиняющаяся закону Гука, называется идеально
упругой. В наиболее общей форме закон
Гука может быть записан в виде
Коэффициенты Cij характеризуют упругие
свойства среды и называются упругими
постоянными. В общем случае число
независимых постоянных равно 21 (см. ¦* 7).
Если упругие свойства среды одинаковы во
всех направлениях, то среда является изо-
изотропной. Для изотропной среды число неза-
независимых упругих постоянных уменьшается
до двух. Закон Гука для изотропной среды
записывается в виде
Ти = *6 + 2№хх. хху =
где А, и ц — коэффициенты Ламэ.
Константу }А называют модулем сдви-
г а. Наряду с постоянными Ламэ 1 и |i
часто употребляют другие пары упругих
постоянных.
1. Модуль растяжения (модуль Юнга) Е
и коэффициент Пуассона о*. Коэффициент
Пуассона представляет отношение попереч-
поперечного сжатия к продольному удлинению при
одноосном растяжении. Эти коэффициенты
удобны для выражения удлинения через нор-
нормальные напряжения:
*хх = ~р~ххх — -?- \хуу -Г хгг)»
1 О . . .
еУУ = -[ГХУУ— -?~ \ххх + хгг),
1 0 . , .
егг — ~?Г xzz ?" \Ухх ~Г хуу)'
2. Модуль всестороннего сжатия К и
модуль сдвига р.. Модуль всестороннего сжа-
Таблица 1.1
Связь между различными системами
упругих констант
тия выражает связь между давлением р и
дилатацией 9;
р = — /се.
В табл. 1.1 приведены соотношения между
разными системами упругих констант.
Поскольку потенциальная энергия упругого
тела положительна, модули \л и К также поло-
положительны. Физическое условие уменьшения
поперечного сечения тела при его одноосном
растяжении приводит к дополнительным ог-
ограничениям:
0<<г<0,5.
уастные случаи: a) jx = 0, что определяет
идеально упругую жидкость; в этом случае
а = 0,5; б) X = ц (гипотеза Пуассона),
отсюда а = 0,25.
Уравнения упругого
равновесия и движения
Пусть на единицу объема упругой среды
в точке (х, у, z) действует сила, компоненты
которой Fx {х, у, z), Fy (х, у, z), Fz (x, у, г).
Тогда напряжения, возникающие под дей-
действием такой силы, подчиняются уравнениям
равновесия:
= 0,
A-2)
К объемным силам относят различные внеш-
внешние силы, приложенные к среде (гравитацион-
(гравитационные, электростатические и т. п.), и силы инер-
инерции. При движении среды в отсутствие внеш-
внешних сил объемной силой является только сила
инерции:
а2и • „ -а2»
Г ,, = О
где р — плотность среды.
В этом случае уравнения упругого равнове-
равновесия называют уравнениями Дви-
Движения. v
Уравнение движения идеально упругой
изотропной среды имеет вид
где у — оператор дифференцирования вида
^ 'д7^г~дТ; л-°пеРат°Р Лап"
1? д7дТ
ласа, который при применении к векторной
функции имеет следующий смысл:
-> -> *>
Ли = grad div и — rot rot и.
Энергия деформации
Плотность потенциальной энергии дефор-
деформации идеально упругой среды имеет вид
*' п о" (.ixxPxx i
+ чХуеХу +
В случае изотропной среды
/С62 ц
2 + 2
2 ,,
-\- тггегг +
п ~
,2
или
В последних двух выражениях первый
член представляет энергию деформации объ-
объема, а второй — энергию деформации формы.
Если в упругой среде i распространяются
колебания, то полная энергия складывается
из кинетической и потенциальной. Плотность
кинетической энергии
Количество энергии в объеме Q идеально
упругой среды, не содержащем источников
возмущения,
Изменение энергии внутри объема Q, ог-
ограниченного поверхностью S, внутри упругой
среды за единицу времени
где Ov — составляющая вектора плотности
-> -¦•
потока энергии Ф по нормали v к поверх-
поверхности S, ограничивающей Q.
->
Вектор Ф имеет следующие компоненты
по осям х, у, г:
ди
ди
dv
до
dw
dw
dw
§ 2. ВОЛНЫ В ОДНОРОДНОЙ
ИДЕАЛЬНО УПРУГОЙ СРЕДЕ
Особенности полей
смещения
Уравнение движения в случае однородной
среды
-»•
(К + 2ц.) grad div и — ц rot rot и = р-^тз".
A.4)
Это уравнение описывает распространение
двух независимых типов волн — продольной
и поперечной.
Продольная волна (Р) характе-
характеризуется безвихревым смещением частиц
среды
rot«p =0.
A.5)
Уравнение распространения продольной
волны
Скорость распространения продольной
волны
Поперечная волна ?> характери-
характеризуется отсутствием изменения объема (вих-
(вихревыми смещениями):
divus=0. A.6)
Уравнение распространения поперечной
волны
Р
aa"s
Скорость распространения поперечной
волны
Чтобы решить уравнения движения для ир
->
и Ид, не накладывая дополнительных условий
"на форму смещения A.4) и A.6), вводят п о \-
тенциалы смещений.
Для продольной волны скалярный потен-
потенциал ф определяется соотношением
Потенциал ф удовлетворяет волновому
уравнению
Аф =
tfr
dt*
Для поперечной волны векторный потен-
циал tj) определяется соотношением
«s = rot ty.
Потенциал tj> удовлетворяет векторному
волновому уравнению
Плоские волны
Выражение для поля смещений, создавае-
создаваемого однородной плоской волной»
A.7)
где k и п — единичные векторы с координа-
координатами kx, ky, kz и пх, nyt пг; г (х, у, г) — ра-
радиус вектор, определяющий положение точки
в среде; F — произвольная функция одного
аргумента, определяющая форму и амплитуду
волны.
Плоская однородная волна характеризуется
тем, что смещение точек среды происходит
синхронно с одинаковой амплитудой в пло-
-*¦ ->
скостях (г, п) = хпх -f- yny -f- zn2 = const
в н аправлении вектора k, и такое возмущение
-*¦
перемещается в направлении вектора п
со скоростью v. Плоскости одинаковой фазы
-> -*¦
волны (г, я) = const перпендикулярны к на-
лравлению распространения.
В однородной безграничной идеально уп-
упругой изотропной среде могут распростра-
распространяться плоские воЛны двух типов: продоль-
-*¦ -*•
ная волна (и = vp, k = n) и поперечная
-»• ->
(v— us, (k, n) = 0). Колебания частиц1
в продольной волне происходят в направле-
направлении распространения, а в поперечной волне —
перпендикулярно к нему.
Решение уравнений движения A.4) в виде
A.7) может быть комплексным. В силу ли-
линейности уравнений движения решениями
будут в отдельности вещественная и мнимая
части комплексного решения.
Формально комплексное решение может
-*¦
быть построено, если принять, что векторы k
-*¦ -*•->•->
и п являются комплексными: k = кг + ik2,
-*¦ -> ->
п =» Пг + m2, a F — аналитическая функция
комплексного переменного ?= ? -f- /т|. Если
вещественная и мнимая части функции F (L)
равны соответственно / и, g, то вещественная
часть комплексного смещения имеет вид
Эта формула описывает неоднородную (ком-
(комплексную) плоскую волну.
Из условий единичности комплексных век-
-»• ->
торов k и п вытекают следующие соотноше-
соотношения:
k2) — 0,
n2) ^=
Движение, описываемое неоднородной плос-
плоской волной, имеет следующий физический
^мысл. Смещение происходит синхронно
вдоль прямых, -определяемых пересечением
плоскостей (г, n2) = const и (г, п2) = const.
Волна распространяется в направлении векто-
-*• v -*¦
ра пх со скоростью с = ¦ _+ ¦* Так как
= V 1 -f- | па|2 > 1, то скорость распростра-
распространения неоднородной плоской волны всегда
меньше v : 0 <! с <С V. В направлении век-
вектора я2, перпендикулярного к направлению
распространения волны, амплитуда и форма
волны изменяются. Колебание поляризовано
->- -»-
в плоскости векторов kx и k2.
->- -»-
Компоненты смещения по kx и k2 изменяются
по разным законам, определяемым функциями
/ и g.
В продольной неоднородной плоской волне
->- -*-
v = vp, а векторы /г^и k2 совпадают с векто-
рами п\ и п2. В поперечной волне v = t>s>
а векторы Лх и k2 удовлетворяют соотноше-
соотношениям'
(klt п^ — (k2, n2) = О,
(?i> л2) + (?, пх) = 0.
Из этих соотношений, в частности, следует,
что вектор ki перпендикулярен к вектору п1г
a k2 совпадает по направлению с ti\. Угол (J
между плоскостью поляризации поперечной
-*¦
волны и вектором л2 определяется условием
cos р = —
\ni\\ki\
Если | k21 = 0, то поперечная неоднородная
волна оказывается линейно поляризованной
в направлении, перпендикулярном к векто-
-*- ->-
рам rii и п2.
Функции / и g, являющиеся действительной
и мнимой частями аналитической функции
комплексного переменного, связаны усло-
условиями Коши—Римана:
df dg
JL
дУ]
dg
Если движение представляет гармоническое
колебание с частотой ш и начальной фазой <р0,
то
/A, т)) = Ле-(йТ1соз(сй|-ф0),
где
_t
+ yniy + znlz
__ (r, n2) = xn2x + yn2y + zn2z ^
В общем случае функции / (?, tj) и g (?, tj)
можно представить в виде суперпозиции при-
приведенных выше решений.
fa, т,) =
Я (?. Ч) = J Л (ю) е"шл sin (col — ф0)
о
8
Функции, описывающие колебания в пло-
плоской неоднородной волне, из-за наличия экс-
экспоненты е~ШТ) не остаются конечными во всем
пространстве. Поэтому они могут использо-
использоваться для представления уравнений движе-
движения либо в ограниченной области простран-
пространства, либо при наличии источников.
Путем суперпозиции плоских волн (одно-
(однородных и неоднородных) можно образовать
любое волновое поле в однородной среде,
удовлетворяющее не только уравнениям
(I.jO, но и следующим граничным условиям:
1) условию излучения, требующему, чтобы
смещение частиц не возрастало при удале-
удалении на бесконечность; 2) условию на границах
раздела однородных сред; 3) условию в точ-
точках, где находятся излучатели.
Первому и третьему условиям, а в некото-
некоторых случаях и второму нельзя удовлетворить
набором только плоских однородных волн.
В этих случаях необходимо принимать в рас-
рассмотрение и неоднородные волны.
Энергия плоских волн
Для плоской однородной волны плотность
энергии
вектор плотности потока энергии
Ф = pa
Направление потока энергии совпадает
-*•
с направлением п распространения волны.
Для неоднородной плоской волны
dt
X
->• -*¦ и|
«2 = 1^B; В =4 (|?1|2_ 1) _?..
V
Вектор плотности потока энергии
Ф==р°ЦЬг) + 2-* J
X
x ni~~
dg
Перенос энергии в неоднородной плоской
волне происходит в основном в направлении
распространения волны, т. е. в направлении
вектора П\. Часть энергии переносится и в пер-
перпендикулярном (поперечном) направлении»
-¦-
определяемом вектором п2.
При гармонических колебаниях попереч-
поперечный перенос энергии осуществляется попере-
попеременно в двух противоположных направле-
направлениях. За время, равное половине периода ко-
колебаний, количество энергии, переносимое
волной через площадку, перпендикулярную
к п2, полностью компенсируется.
Сферические волны
Решение скалярного волнового уравнения
Аф у -—¦ = 0, сферически симметрич-
симметричное относительно некоторой точки, прини-
принимаемой за начало сферической системы ко-
координат, и удовлетворяющее волновому урав-
уравнению везде, кроме этой точки, имеет вид
Выражение такого вида описывает сфери-
сферическую волну. Точка г = 0 соответ-
соответствует источнику возмущений.
Функция F (t j является произволь-
произвольной и может быть представлена в виде интег-
интеграла Фурье, т. е. в виде наложения гармо-
гармонических волн разной частоты:
Выражение для сферической гармонической
волны
Ф=.
J (at-kr)
G>
где k = волновое число, может быть
v
представлено в виде суперпозиции плоских
волн
' ^= о X
X
г
+ 00
я
dqx dqy.
Знак «—» в экспоненте подынтегральной функ-
функции соответствует z > 0, знак «+» соот-
соответствует г<С 0.
Поскольку интегрирование ведется по об-
области — оо<С Цх*^ +оо и —oo<C<7tf<C
<С + оо, множитель при г в экспоненте мо-
может быть как вещественным, так и мнимым.
В области, где q\ + ql <¦ k2, значения этого
множителя вещественны, и подынтегральное
выражение описывает плоскую однородную
волну. В области q\ + qy > k? следует счи-
считать, что jA2—q\—q\= —i ifql+ql—k*,
и тогда подынтегральное выражение описы-
описывает плоскую неоднородную волну с напра-
направлением распространения в плоскости ху
и экспоненциально затухающую вдоль оси г
при г -> ±=оо.
Общее решение скалярного волнового урав-
уравнения в цилиндрических координатах (г,
z, ф), не зависящее от азимутального угла ф,
в случае гармонических колебаний с часто-1
той о) имеет вид
Ф (г, г, t) = e
X (fixe2 ^^=^ + В2е~г У^1),
где #{,1} и Щ2) — функции Ханкеля 1-го н
2-го рода; v >• 0.
Такое решение описывает цилиндри-
цилиндрическую волну.
Решение волнового уравнения в форме
цилиндрических волн применяется при оп-
определении волновых полей в средах, разде-
разделенных плоскопараллельными границами,
перпендикулярными \ оси г.
Представление сферической волны в виде
суперпозиции цилиндрических волн:
'«"
+ A2Hl2>(vr)]x
J (©/-
j—kr) С 1
=еш \ -о
J
(vr)e
¦vdv.
где /0 — функция Бесселя; знак €—» соответ-
соответствует случаю г >• 0, знак «-J-» — случаю
г<0.
Точечные сосредоточенные
источники возбуждения
в однородной среде
Точечный источник является идеализацией
системы объемных сил, приложенных к ма-
малому объему среды Й. Он формально может
быть образован путем Предельного перехода
при стремлении к нулю размеров области Q.
При этом плотность объемной силы F (х,
у, z, t) должна неограниченно «возрастать
так, чтобы некоторая интегральная характе-
характеристика, определяющая интенсивность источ-
источника, оставалась конечной. Реальный источ-
источник возбуждения можно считать точечным,
Простейшие точечные источники
Источник
Простая сила, направленная
по осям:
У
г
Диполь без момента по осям:
X
У
z
Центр расширения
Диполь с моментом, направлен-
направленным по оси г:
направление силы по оси х
Изображение источника
;
i
1
Л
Z
\-
\
•ф—
ч
Поле смещений
IV '
(о)
дх
W
дг
V дх ду дг )
ду
10
в однородной среде
Таблица 1.2
Функция направленности
Lp (9,<p)
sin 6 cos ф
sin 6 sin ф
cose
cos29 sin2G
sin20 sins9
cosa9
1
"- Бт20СО8ф Sin ф
————
bl (9. <p>
COS 0 COS ф
cos0 sin ф
—sin 0
cos 0 sin 0 cos2 ф
cos 0 sin 0 sin2 ф
—sin 0cos0
0
—cos 0 sin 0 cos ф sin ф
L% (в, ф)
— sin ф
СОвф
0
—sin 0со8ф sin* ф
sin 0 cos ф sin ф
0
0
sin 0 вт2ф
K(t)
K{t)
KV)
dl(t)
dt
d/(t)
dt
dl(t)
dt
dR(t)
dt
dM(t)
dt
11
Источник
направление силы по оси у
Центр вращения с моментом по
осям:
г
У
X
Изображение источника
/
^»
Поле смещений
ди(у)
дх
дам aSw
дх ду
дг дх
*« в>«'
ду дг
если его размеры малы по сравнению с пре-
преобладающей длиной волны.
Типы точечных источников различаются
характером распределения плотности силы
F (х, у, г, 0 внутри бесконечно малого
объема Q.
-*-
Простая сила. Если направление силы F
не меняется для всех точек объема й, то век-
вектор
К (/) =lim
Q->-0
, y,z, t)dV
определяет интенсивность и направление
простой, сосредоточенной силы, приложенной
к точке, в которую сжимается объем й,
-».
Хотя | F (х, у, г, О I -*¦ °°» сосредоточенная
-»-
сила К @ остается конечной. Направление
12
силы /С @ совпадает с направлением
F(x,y,z,f). *
В табл. 1.2 приведены схематические изо-
изображения простых сосредоточенных сил и
типы точечных источников.
Диполь без момента. Такой источник обра-.
зован двумя равными по величине и противо-
противоположно направленными простыми сосредо-
сосредоточенными силами, приложенными к точкам,
расположенным на линии, направление ко-
которой совпадает с направлением действия
сил. Расстояние между точками приложения
сил стремится к нулю.
Если сила приложена в начале координат
х= у— г= 0 и направлена по оси х:
-*¦ •*¦
F (х, у, г, {)= F (х, у, г, Q /х» то интенсив-
интенсивность диполя без момента определяется ин-
интегралом
Продолжение табл. 1.2
Функция направленности
Lp @, ф)
sin2 Э cos ф sin ф
0
0
0
l| (в, ф)
cos 9 sin 8 cos ф sin ф
0
ч
СОвф
j
—sin ф
L% (9, Ф)
sin 8 cos2 ф
sin в
— cos 9 sin ф
cos 9 cos ф
P(t)
dM(t)
dt
dM (t)
dt
dM (t)
dt
dM(t)
.dt
При этом
Центр расширения. Плотность силы имеет
радиальное ¦направление и не зависит от уг-
угловых координат:
F(x, у, г, t) = F(r, t)%.
Интенсивность такого источника определяется
интегральной характеристикой
rF(r,t)dV.
Центр расширения эквивалентен наложению
трех взаимно перпендикулярных и равных
по интенсивности диполей без мбмента.
Диполь с моментом. Диполь с моментом
образуется наложением двух равных по ве-
величине и противоположно направленных со-
сосредоточенных сил, приложенных к точкам
на линии, перпендикулярно к направлению
силы, когда расстояние между этими точками
стремится к нулю. Если силы направлены
вдоль оси х, а точки приложения расположены
на оси у, то конечным 'остается момент силы,
который и определяет интенсивность такого
источника:
M(t) = —
при условии, что
, z, t)dV
Fdv=°- \\\XFdv\\\
zF dV = 0.
13
Вектор момента сил в этом случае направлен
по оси г.
Центр вращения. Сила не зависит от ф,
а ее направление определяете^ вектором /ф
F=F{r, Э, 0V
При этом конечным остается вращающий мо-
момент
M(t) = \ [ f F(r, 9, t)rs\nBdV.
Здесь г, 6, ф — сферические координаты точ-
точки т> где рассматривается смещение.
Для всех перечисленных источников силы
уравновешены, за исключением сосредоточен-
сосредоточенной силы:
F (х, у, z, t) dV = 0.
Для источников типа центра расширения и
диполя без момента уравновешенными оказы-
оказываются и моменты сил
Чтобы выразить поле смещений, вызванных
-*-
сосредоточенной силой К. @. приложенной
в начале координат, силу разлагают на две
составляющие — одну по направлению, ра-
-¦-
диуса-вектора г, проведенного в точку т,
где рассматривается смещение, а вторую —
перпендикулярно к радиусу-вектору:
К @ = Кг @ + К± @- Тогда вектор смеще-
смещения в точке т '
, t) =
1
4лри|г
r/vs
I
Г/Vp
В этом выражение первое слагаемое опи-
описывает продольную волну, смещение в ко-
которой имеет радиальное направление, т. е.
совпадает с направлением распространения
волны. Второе слагаемое соответствует по-
поперечной волне и имеет смещение, перпенди-
перпендикулярное к направлению распространения.
Смещения в продольных и поперечных волнах
убывают с расстоянием как 1/г. Третье сла-
слагаемое описывает возмущение, распростра-
распространяющееся со скоростями, непрерывно рас-
распределенными между os и vp. Это возмуще-
возмущение имеет как продольную, так й поперечную
компоненту смещения и затухает с расстоя-
14
нием значительно быстрее, чем смещения
в продольных и поперечных волнах.
Поля смещений от всех остальных точеч-
точечных источников могут быть выражены через
-*¦-*¦ -*¦
смещения и(*\ и<Уу, ы(г\ вызванные сосредо-
сосредоточенными силами, ориентированными со-
соответственно по осям х, у и г. Выражения для
смещений от любого из перечисленных выше
точечных источников получают по формулам
табл. 1.2 после подстановки соответствую-
соответствующего выражения для интенсивности источ-
источника как функции времени.
На больших расстояниях г от источника
волновое поле в первом приближении можно
представить в виде суммы только продольной
и поперечной волн;
-> Р It — фо) ->
и (щ, t) =*_L ^1р(9, Ф) / +
4ярги и г
, Ф)Те + L| @,
®
A.8)
где Lp, L®, L| — функции направленности
соответствующего источника, выражения для
которых даны в табл. 1.2; п— 2 для простой
сосредоточенной силы, а п = 3 для всех
остальных источников.
Несосредоточенные
источники
Рассредоточенный источник моделируют
путем задания напряжений, распределенных
по поверхности некоторой области. В случае
когда источник является моделью взрыва,
можно считать, что на стенки полости, вну-
внутри которой помещен заряд, внезапно дей-
действует давление р (t). Рассматривают две ос-
основные модели источника, различающиеся
формой полости: сферический и цилиндриче-
цилиндрический излучатели. Модель сферического излу-
излучателя основана на предположении, что влия-
влиянием взрывной скважины на формирование
импульса можно пренебречь. С помощью мо-
модели цилиндрического излучателя конечной
длины стремятся учесть влияние скважины.
Сферический излучатель [32]. В случае
ненаправленного взрыва можно считать, что
к стенке сферической полости радиуса а в мо-
момент t — 0 приложено давление
Радиальное смещение иг на расстоянии г
от центра полости имеет вид
ur = —
где
pCOo
24.
2uc
©0=!
— v\.
Если приложенное давление можно пред-
представить в виде ступенчатой функции
/КО
@ «0.
I Po t>-0,
что соответствует внезапному скачку давления
в момент / = 0и сохранению в дальнейшем
этого давления, то
X
X
sin
где
и = arctg
X sin
4ja lr2
ft — п J —
X
со0
X si
г>а).
Первый член этого уравнения не зависит от
времени; он соответствует статическому эф-
эффекту давления на стенку полости и опреде-
определяет остаточное смещение. - При больших
расстояниях, когда можно пренебречь чле-
членами с (а/гJ i
роаа
2(J.QH
X sin coo (f
р
по сравнению С air,
Л г-а\
а р V пр~)
X
и колебание представляет затухающую сину-
синусоиду. Частота колебаний щ и коэффициент
затухания а определяются размерами по-
полости. При увеличении радиуса полости воз-
возбуждаются более низкочастотные колебания.
В случае произвольной функции р (f),
характеризующейся комплексным спектром
S (со), спектр смещения ur (r, t) при боль-
больших г имеет вид
Su (&)=±
) S (со) е
где М (<о) — комплексная частотная характе-
характеристика излучателя,
коа
М((о) =
(it _
\ а2
avD
Максимум модуля М (со) достигается при
2ич
значении ш = —2-. На рис. 1.2, а приведены
(X
частотные характеристики | М (со) | сфериче-
сферического излучателя для разных значений у =
= vs/vp-
Радиус полости, а определяется массой за-
заряда. На основе принципа подобия объем
полости пропорционален массе заряда Q:
а =
где k — коэффициент пропорциональности.
Цилиндрический излучатель. Для учета
влияния скважины цилиндрический излуча-
излучатель рассматривают (рис. 1.3) в виде беско-
бесконечной круговой цилиндрической полости
радиусом"' а, помещенной в безграничную
упругую среду. Считается, что напряжения
приложены к конечному участку поверхности
полости при — 1<С 2<С I. Если к поверхности
приложены только нормальные напряжения,
то такой источник в отличие от сферического
излучателя возбуждает не только продольные,
но и поперечные волны. Комплексная частот-
частотная характеристика цилиндрического излу-»
чателя:
для продольно^ волны
Afp(<o) =
X
1
cos ф
— 1) X
/to / \ ,
X sin ( — v— cos <p ) Ax
\(оц a Y/
-f 4 ^ —j 73 sin ф cos2 ф X
AtA3
со,,
sin
15
0,2
0,1
0,0k
0,02
0,01
0,00if
0,002
0,001
б
(Г,2
0,1
0,0if
0,02
0,01
0,00k
0,002
0,001
/
/
у
//
/
/
'А
7
J
//II
/
4
4
/
/
л
0
7
У
\
\
Ч
Ч
ч
4J
ч.
щ
/
0,1 0,1 0,Ц 1 Z Ч
10
Рис. 1.2. Частотные характеристики сфери-
сферического (а) и цилиндрического (б) излучате-
излучателей (ф = 90°, На = Vs)
для поперечной волны
Msv((o) =
г 4 sin ф sin ( — cos ф ) В,
ярсОц \ Шц а /
где юц = vs/a; у = vs/vp;
B) — функция Ханкеля.
В случае -у2 — cos2 ф < 0 следует радикал
брать со знаком минус и иметь в виду^что
Рис. 1.3. Цилиндрический излучатель ко-
конечной длины.
М (г, г) — точка наблюдения
16
Здесь Kv(z)— функция Кельвина.
В отличие от сферического излучателя,
имеющего максимум частотной характери-
2у„
стики при шСф = —?- для любых значений у,
положение максимума частотной характе-
характеристики цилиндрического излучателя за-
зависит от у. На рис. 1.2, б приведены частот-
частотные характеристики цилиндрического излу-
излучателя в направлении, перпендикулярном
к оси цилиндра (ф = 90°).
Функция направленности цилиндрического
излучателя зависит от частоты ш, а также от
величин у = fg/Ур и На.
Практическое осуществление цилиндриче-
цилиндрического излучателя рассмотрено в § 70.
§ 3. ВЛИЯНИЕ ГРАНИЦ РАЗДЕЛА
НА РАСПРОСТРАНЕНИЕ
СЕЙСМИЧЕСКИХ ВОЛН
Условия на границах
раздела
Если две однородные среды с упругими по-
постоянными Хъ \1Ъ pi и Я2, ц2> Рг контактируют
вдоль некоторой поверхности S, то при ре-
решении уравнений движения A.4) необхо-
необходимо учитывать граничные условия. В каж-
каждой однородной среде волновое поле должно
удовлетворять уравнениям движения A.4)
при соответствующих значениях упругих
констант, а на границе эти решения должны
удовлетворять условиям сопряжения напря-
напряжений и смещений. В табл. 1.3 приведены
условия сопряжения для контактов между
разными средами и на свободной поверхности
среды.
Для границы между двумя твердыми сре-
средами обычно принимают условия жесткого
контакта, но для некоторых случаев реальных
сред следует учитывать нежесткость контакта.
Условие нежесткого контакта имеет место,
если между контактирующими полупростран-
полупространствами расположен тонкий слой (мощностью И),
скорость поперечных волн в котором близка
к нулю. Условия на таком контакте зависят
у
параметра т= lim (—.) . В предельном
h-»o \ И- '
от
случае, когда слой, разделяющий полупро-
полупространства, является жидким (ц = 0, т -+ оо),
нежесткий контакт переходит в скользящий
(проскальзывание в горизонтальном направ-
направлении одной среды относительно другой).
,На скользящем контакте касательные напря-
напряжения становятся равными нулю.
Свободная поверхность
твердого тела
Отражение плоских волн на плоской сво-
свободной поверхности. Если в полупространстве
г > О, ограниченном свободной поверх-
поверхностью, распространяется волна (продоль-
(продольная или поперечная), то граничные условия
равенства нулю напряжений на свободной
поверхности могут быть выполнены, если эта
Таблица 1.3
Условия сопряжения для контактов между разными средами
Характер контакта
между средами A)
и B)
Твердыми A) и B) (же-
(жесткий)
Твердыми A) и B) (не-
(нежесткий)
Твердыми A) и B)
(скользящий)
Твердой A) и жид-
жидкой B)
Жидкими A) и B)
Свободная поверх-
поверхность твердой среды
Свободная поверх-
поверхность жидкости
ТЛЛ
хпп
Р
Соотношение напряжений и смещений
границы
~тлл
= тB)
= ^ пп
=. —р<2>
г = 0
= 0
t(i) _ 11B)
Tnt — Tnt
til) _ -tB)
Tnt — Tnt
—
л
—
по обе стороны от
л
•?
ип
—
—
—
—
—
Примечание, л — нормаль к поверхности S; тпп — нормальное напряжение, приложенное
к площадке границы; тя^ — касательное напряжение, приложенное к границе; р — давление; ип, и^ —
нормальная и касательная к границе составляющие смещения.
17
волна отражается при падении на границу.
При падении продольной волны Р отражаются
продольная Р волна и поперечная SV, поля-
поляризованная в плоскости падения. При паде-
падении волны SV отражаются волны SV и Р;
при падении поперечной волны SH, поляризр?
ванной перпендикулярно к плоскости па-
падения, отражается только волна SH (рис. I.4),
Если поперечная волна поляризована под
некоторым углом к плоскости падения, то ее
можно представить как суперпозицию воли
SV и SH и рассматривать отражение каждой
из этих волн в отдельности.
Отраженные волны того же типа, что и па-
падающая волна (продольные при падении
волны и поперечные при падении поперечной
волны), называются монотипными,
а волны, тип которых отличается от тида па-
падающей волны (поперечные при падении про-
продольной волны и продольные при падении
поперечной), называются обменными.
Углы падения и отражения продольной и
поперечной волн связаны законом Снеллиуса
(см. § 15)
sin ar
sin а.
SH
SH
Рис. 1.4. Схема отражения волн на свобод-
свободной поверхности
При падении плоских волн выражения дли
векторов смещений в падающих и отраженных
волнах приведены в табл. 1.4. Коэффи-
Коэффициенты отражения хр и xs для волн Р и SV
определяют из системы уравнений, в которой
Таблица 1.4
Выражения для векторов смещений в падающих и отраженных волнах
Тип волны
Вектор смещения
Падающая Р
Падающая SV
Отраженная Р
Отраженная SV
Падающая SH
(Отраженная SH
F\ t —
х sin ар — г cos ар
)("/>inap-Tecosap)
х sin ас — г cos а
х sin aD + г cos a
4
x sin aQ -f z cos a
x sin ac ¦— z cos ac
x sin a. -f z cos a<>
18
правые чаети различны в зависимости от
того, является падающая волна продольной
или поперечной:
хр sin 2а
cos 2ag =
sin 2ap (волна Р)
—— cos2a~ (волна SV),
A.9)
• cos 2a~
sul 2а„ =
p
—— cos 2ac (волна Р)
—sin 2a,, (волна SV).
Коэффициенты отражения x и х„ удовлет^
воряют соотношению, выражающему равен-
равенство потоков энергии падающей и отражённых
волн:
хрир cos 0С
cos ap
x|t»s cos ag = vp cos ap
(волна Р),
>t|°s cos as = ys cos as
•^ о о о о
(волна SV).
При падении плоской волны Р образующие-
образующиеся отраженные волны Р и SV являются также
плоскими однородными волнами, а коэф-
коэффициенты хр и х5 всегда вещественны. В слу-
случае падения на границу волны SV может ока-
vp
заться, что sin an = —— sin ac > 1, так
p vs ¦
что cos ap становится мнимым. Это приводит
к тому, что отраженная продольная волна
оказывается неоднородной волной, а коэффи-
коэффициенты отражения становятся комплекс-
комплексными. Для определения поля отраженной
продольной волны в этом случае следует брать
вещественную часть комплексного смещения.
sin ap i
Если обозначить = — и принять
cos a,
Л/'vb
=—iy ~~—l,
то
где / (^, л) и S A> Л) — соответственно веще-
вещественная и мнимая части функции комплекс-
комплексного переменного xpF (?) (? = | -f- ii\). Та-
Такая волна распространяется вдоль оси х
со скоростью с, а ее амплитуда и форма из-
изменяются вдоль оси г. Для гармонической
волны
X
X
Xsin
Амплитуда такой волны экспоненциально
убывает при удалении от поверхности вглубь
полупространства, причем тем быстрее, чем
выше частота со и разница в скоростях vp
и с.
Коэффициент отражения поперечных
волн xg в этом случае тоже является комплекс-
комплексным. Поперечная отраженная волна остается1
при этом однородной волной, но изменяет
свою форму. Если xs = I xs I е'\ где % —
фаза коэффициента отражения, а F (t) пред-
представляется в виде интеграла Фурье
=\s (to) cos
то форма отраженной
через интеграл
оо
[ 5 (со) cos [(mt + г|5 (©) + /)] da>
о
to,
волны выражается
Таким образом, при отражении фаза всех
гармонических составляющих сигнала из-
изменяется на величину %.
На рис. 1.5 показана зависимость коэффи-
коэффициентов отражения от угла падения волны
. и„ г—
для случая —i- = у 3 (а = 0,25).
vs
Смещение на свободной поверхности. Сме-
Смещение на свободной поверхности склады-
складывается из смещений в падающей и отраженных
волнах. Составляющие вектора смещения на
свободной поверхности выражаются через
вектор смещения в падающей волне
следующим образом:
ипад
w = [w]p (S) | и
пад
19
1,0
0,5
О
б
30 б! 90
сср, граЗус
1,0
0,5 -
Го
1
¦
1
1
1
>1
ii
1
1
i
Г
л
1
60
\
\
\
\
\
\
\
90
, грабус
Рис. 1.5. Зависимость коэффициентов отра-
отражения от свободной поверхности от угла па-
падения волны.
а — падает волна Р; б — падает волна S. Для
а<- > ап на графике представлены модули коэф-
коэффициентов отражения. Коэффициент отражения
неоднородной продольной волны изображен пунк-
пунктиром
Величины [и]р (S) и [w]p (S) называются
коэффициентами конверсии.
Индекс Р или S соответствует типу падающей
волны. Выражения коэффициентов конверсии
,для волн Р и SV через соответствующие коэф-
коэффициенты отражения приведены в табл. 1.5.
В этой же таблице даны явные выражения для
коэффициентов конверсии. Через Д# обозна-
обозначен определитель системы 1.9.
Если волна SV падает на границу под
лом, большим предельного I sin ac >
то коэффициенты конверсии являются
плексными. При этом аргумент [ш]с
чается от аргумента [u]s на -^-. Для гармо^
нической волны в этом случае движений
частиц поверхности будет эллиптическим.
При нормальном падении волн Р и SV
и при любом падении волны SH смещение на
поверхности равно удвоенному смещению
в падающей волне.
Волна Релея. Вдоль плоской свободной
поверхности могут распространяться поверх-
поверхностные волны Релея. В уравнениях движе-
движения A.4) для однородного полупространства,
ограниченного свободной поверхностью, им
соответствует особое решение, представляю-
представляющее суперпозицию только плоских неодно-
неоднородных волн. Волна Релея распространяется
со скоростью vR, определяемой как корень
уравнения
2
2
4-
а-
Таблица 1.5
Выражения для коэффициентов конверсии
Тип па-
падающей
волны
Р
SV
["]
A -f- xp) sin ap + ks cos ap
2
-г— sin 2aD cos ac
^1 -f- xs) cos as + xp sin ap
•r— I ~ 1 cos 2a«j cos ae
(xp — 1) cos ap — xs sin as
— S- cos 2aQ cos aD
Afi VS S P
A — xs) sin ag -f xp cos ap
о
— -— sin 2aecosaD
A^ s p
20
и,ш
Рис. 1.6. Изменение с глубиной z амплитуды
вертикальной и горизонтальной составляю-
щих волны Релея для —— = V 3
Левая-часть уравнения A.10) с точностью
до постоянного множителя совпадает с опреде-
определителем системы уравнений A.9), в которых
через t»R обозначена кажущаяся скорость
распространения волны вдоль оси х:
sin
sin a
Волна, распространяющаяся с такой кажу-
кажущейся скоростью, соответствует решению
системы A.9) с нулевыми правыми частями,
т. е. при отсутствии падающей волны. Корень
уравнения A.10) uR всегда меньше og. По-
Поэтому волну Релея можно трактовать как су-
суперпозицию неоднородных плоских волн Р
и SV.
В случае гармонической волны составляю-
составляющие смещения в волне Релея выражаются
следукйцим образом:
, / — югсг\ .
— У rprs е ) cos № — **)'
+ — е u)rsZ^ sin (to^ — ix),
У VR VP
где
k =
С — произвольная постоянная.
Траекторией движения частиц поверхности
в волне Релея является эллипс. В верхней
части эллипса движение частиц происходит
в направлении, противоположном направле-
направлению распространения волны. Скорость волны
Релея изменяется от 0,874о„ до 0,956as
в пределах возможных значений ус/уо (от
^- о' К
XIV 2 до 0). На рис. 1.6 показано изменение
с глубиной вертикальной и горизонтальной
составляющих смещения в волне Релея.
Граница раздела
твердых сред
Отражение и прохождение {преломление)
волн. При падении волны на границу раздела
двух твердых сред происходит образование
отраженных и проходящих волн. Если на
границу падает волна Р или SV, то образуются
четыре новые волны — отраженные Р и SV
и проходящие Р и SV. При падении волны SH
образуются две волны — отраженная и про-
проходящая SH. Схема образования отраженных
и проходящих плоских волн Р и SV на плос-
плоской границе раздела и направления ортов,
определяющих направления смещений, изо-
изображены на рис. 1.7. На рисунке показаны
четыре возможных варианта падающей волны:
Р и SV в верхней среде 1 и Р и SV в нижней
среде 2, но следует иметь в виду, что каждый
из этих вариантов должен рассматриваться
в отдельности.
S,(i=2)
Рис. 1.7. Схема лучей падающих A), про-
проходящих и отраженных B) волн, а также
направление смещений в соответствующих
волнах C)
21
Углу отражения и преломления связаны
законом Снеллиуса (см. § 15):
sin aT
"pi
sin a
8 ^_
sin p
sin
'SB
где k обозначает тип падающей волны (см.
рис. 1.7).
Коэффициенты отражения и прохождения:
волн SH определяются из решения системы
*отР \ /Вг
Коэффициенты отражения и прохождениях/
(соответствие индексов i= 1, 2, 3, 4 типам
образующихся волн указано на рис. 1.7)
определяют решением следующей системы
уравнений:
cos a
хпрох
в которой правые части образуются по указан-
указанному выше правилу.
sin ар
cos ар
cos 2as
Yi sin 2ap
-COSOCg
sinas
Y, sin 2ao
А О
-sin{5p
cosPp
P2UP2 _OQ
Pl°Pl
Р2УР2 2Г' o«
Pll'pi V? Sin
COS
sin
P2UP2
Р1УР1 ^
Рг^рг
Piupi
Ps
3s
где y = ^s/^P* а пРавые части зависят от типа
падающей волны, и могут быть" образованы
из элементов матрицы этой системы dkQ по
правилу
Выражения для коэффициентов отражения
и прохождения волн Р, SV и SH в явном виде
приведены в табл. 1.6 для случая, когда волна
одного из указанных выше типов падает из
среды 1. В этой таблице m = ¦ 2 ?2, а D —
Р^
Выражения для коэффициентов отражения
Таблица 1.6
Тип па-
падающей
волны
P
Тип
образован-
образованной волны
Ротр
SVOIP
Рпрох
SVnpox
Коэффициент отражения
(прохождения)
2
1 гг- fY,Yo (m sin an cos 2pc — cos 2ac sin pDJ +
/J L X * \ f о О г/
+ Yt cos pp cos Ps (cos 2ag + 2mY2 sin ps sin apJ -|-
4-mY2cosppcosasJ
2 cos aD
—-¦ [2 cos Pp cos ps BmY2 sin ap sin Ps + cos 2a$) x
X (mY2 sin ps — yx sin ag) + y3 (m cos2ps +
+ 2ух sin as sin Pp) (m sin ap cos;2ps — sinpp cos 2ag)]
2 cos ap
—^-[mY2cosBps-as) + Y1cosBas Ps)]
2 cos ap
jj-*~.[m (sin as ~ 2^2 sin Ps cos (Pp "" as)) +
+ V1sinBas-Pp)]
22
Продолжение табл. 1.6
Тип па-
падающей
волны
SV
SV
SH
\
Тип
образован-
образованной волны
Ротр
sv0Tp
Рпрох
SVnpox
SH0Tp
SHnp0X
Коэффициент отражения
(прохождения)
2ул cos а„
D—- [2 cos Pp cos ps Bту2 sin ар sin Ps + cos 2«s) X
X (my2 sin ps — ylsin ag) + y2(m cos 2ps + 2yx sin ag sin pp) x
X (m sin ap cos 2ps — sin Pp cos 2as)]
2 cos a4
1 jy-2- {4.cos ps cos pp cos ap (my2 sin Ps — y% sin agJ +
+ Y2 cos ap (m cos 2pg + 2^ sin as sin ppJ + my2 cos Pp|
2v, cos ac
LO-5- {"*Y2 sin BPS - cxp) + (sin ps -
— 2yx sin as cos (ap — р„)}
2y, cos aQ ,
D [m (yl sin ap sin 2pp + cos 2PS cos ap) +
+ {yl sin 2ap sin pp + cos 2pg cos ap)]
Pjtv^cosa — p2oS2cosp
p^cosa + p^cosp
2p1fslcos a
Piusicos a + Wsz cos P
определитель системы граничных условий
{1.11), выражение для которого имеет вид
D = т?у2 cos (ap — ag) (cos* 2ps +
+ y\ sin 2PS sin 2pp) + yx cos (PP - ps) X
X (cos2 2as -\- y\ sin 2as sin 2ap) +
-f m [vx cos ap cos ps + y2 cos pp cos as —
- 2YlY2 sin Bqcs - ap) sin Bps - pp)j4
Если для какой-то иэ образующихся волн
(отраженных или проходящих) sin<x (P) > 1,
то соответствующая волна становится не-
неоднородной, а все коэффициенты отражения
и прохождения — комплексными.
В случае нормального падения волн Р
или S образуются только монотипные волны,
коэффициенты отражения и прохождения
которых определяют но формулам
где vi (i = 1, 2) — скорости соответствую-
соответствующих* волн в 1-й и 2-й средах.
Волны Стоили. Как и на свободной поверх-
поверхности, вдоль границы раздела двух упругих
полупространств может распространяться
волна, затухающая с удалением в обе стороны
от границы. Этой волне, называемой волной
Стоили, соответствует решение системы
A.11) с нулевыми правыми частями. Скорость
ее вдоль границы с =
VP
sin <xp sin ag
находится как корень оп-
_ "Р2 II
sin pp " sin _
ределителя системы. Скорость с меньше наи-
23
меньшей из скоростей поперечных волн в полу-
полупространствах. В отличие от волн Релея
эта волна может существовать только при
некоторых определенных соотношениях между
упругими константами сред. В частности,
когда плотности соприкасающихся сред при-
примерно одинаковы, волна Стоили появляется
при условии, что скорости vsi и vS2 Приблизи-
Приблизительно равны.
Граница твердой и жидкой
сред
Схема отражения и прохождения волн на
границе твердой и жидкой сред отличается от
соответствующей схемы для случая границы
двух твердых полупространств только тем,
что в жидкости отсутствует поперечная волна.
Таким образом, при падении волны Р или SV
со стороны твердого полупространства на
такую границу будут образовываться три
волны — отраженные Р и SV в твердой среде
и волна давления в жидкости.
Коэффициенты отражения и прохождения
в этом случае формально могут быть опреде-
определены из системы уравнений A.11), если при-
принять, что в жидкости vs = Q. •
Отражение волны SH от границы с жидкой
средой происходит так же, как от свободного
полупространства.
Падение сферической волны
на плоскую границу раздела
Процесс распространения волн от точечного
источника в среде, состоящей из двух одно-
однородных упругих полупространств, гранича-
граничащих вдоль плоскости г = 0, удобно изучать
исходя из концепции распространения волно-
волновых фронтов. Возмущение, начавшееся в ис-
источнике, к определенному моменту захваты-
захватывает некоторую область пространства.
Фронтом волны называется поверх-
поверхность, отделяющая область, захваченную
возмущением, от области покоя. В однородной
среде при возбуждении волн точечным источ-
источником в точке г = О фронтом продольного
возмущения является сфера r=vpt, а попереч-
поперечного — г =¦ vst.
Когда скорость продольных волн vpi
в среде /, в которой расположен источник,
меньше скорости vP2, а источник излучает
только продольную волну, то эта волна, па-
падая на границу раздела, образует отражен-
отраженные Р и S и проходящие Р и S волны. Фронт
отраженной волны Р, как и фронт падающей
волны, будет сферическим, а фронты осталь-
24
Рис. 1.8. Схема образования головных волн,
а — волновые фронты в момент времени, когда
волна Р падает на границу под углом, меньшим
предельного; б — то же, когда угол пересечения
фронта падающей волны с границей больше
предельного; ОМ^ ON, OQ. — фронты головных
волн
ных волн — сфероидальными. Пока фронт
падающей волны пересекает границу раздела
под углом, меньшим предельного I sin оф
f sii
)¦
фронты волн будут иметь вид, по-
показанный на рис. 1.8, а. Фронты всех волн
сходятся в одной точке, в которую к данному
моменту пришло возмущение. В моменты вре-
времени, когда угол падения волны на границу
становится больше предельного, волновые
фронты изменяются (рис. 1.8, б) — фронт про-
проходящей волны Р как бы отрывается от фронта
падающей и распространяется вдоль границы
раздела с большей скоростью. В этом случае
граница между точками О и А оказывается
захваченной возмущением. Это возмущение
излучается в 1-ю и во 2-ю- среды в виде так
называемых головных волн, имеющих кони-
конические фронты (ОМ, ON и 0Q). Иногда эти
волны называют коническими.
Головные волны могут быть образованы
не только в результате преломления продоль-
продольной волны. Условие образования головных
волн состоит в том, что скорость хотя бы одной
из образующихся на границе волн должна
быть больше скорости падающей волны. Тип
головной волны определяется типами падаю-»
щей волны, волны, скользящей вдоль гра-
границы, и волны, излучаемой в среду, и обозна-
обозначается индексами т, п, д. Каждый из ин-1
дексов может принимать значения Plt P2,
S S
Если смещение в падающей волне опреде-
определяется выражением
пт,
где пт — единичный вектор, указывающий
направление смещения, то смещение в го-
головной волне, определяемой индексами т,
п, д, в точке М (рис. 1.9) имеет вид
_ г
"mnq — * mnq
,3/2 i/
— vnnq>
A.12)
Здесь nq — единичный вектор, определяю-
определяющий направление смещения в образованной
волне; I — расстояние, проходимое волной,
скользящей вдоль границы; г — горизонталь-
горизонтальное расстояние от источника до точки наблю-
наблюдения; vn — скорость скользящей волны;
г@> I P
время распространения волны от точки О
до точки М; Tmnq — коэффициент образова-
образования головной волны; г^ — расстояние от
источника до точки начала скольжения;
R — расстояние от точки конца скольжения
до приемника.
Коэффициент образования головной волны
выражается через коэффициенты отражения
(прохождения), соответствующие «входу» и
выходу головной волны:
= — xl
sin
0
\*
I
r
\м
Рис. 1.9. Схема образования головной волны,
наблюдаемой в точке М
Знак «-|-» берется, если скользящая волна
поперечная, знак «—», если продольная.
При распространении волны SH возможен
только один тип головной волны — S^S^
если v&2 > vsv Коэффициент образования
такой головной волны определяется по фор-
формуле
rSlS2Sl = — « Tvl
sin
§ 4. ВОЛНЫ В СЛОИСТЫХ СРЕДАХ
Если в среде имеются-Л-раницы раздела,
волновое поле должно удовлетворять гранич-
граничным условиям на всех границах. При анализе
поля в среде, представляющей систему слоев
с плоскопараллельными границами раздела,
расположенных на полупространстве или
между двумя полупространствами, различают
толстые и тонкие слои. Толстые
слои имеют мощность значительно больше
длины волны, а тонкие слои — порядка
или меньше длины волны.
Толстые слои
В этом случае волновое поле можно рас-
рассматривать как сумму последовательно воз-
возникающих отраженных, проходящих и го-
головных волн на границах слоев, а в случае
градиентной среды — и рефрагированных волн
в слоях. Каждая такая волна в отдельности
удовлетворяет уравнениям движения и яв-
является продольной или поперечной. До
определенного момента времени (пока фронт
волны не достигнет границы соответствую-
соответствующего слоя) эта волна распространяется так же,
как в однородном пространстве. Когда волна
падает на границу слоя, с этого момента воз-
возникают четыре новые волны — две отражен-
отраженные и две, проходящие. Распространяясь
в соответствующем слое, каждая из новых
волн при падении на следующую границу
слоя образует еще четыре волны и т, д. Та-
Таким образом, поле смещений в каждом слое
представляется в виде неограниченного числа
отдельных волн, каждая из которых опреде-
определяется некоторой последовательностью про-
прохождения слоев в виде продольного или по-
поперечного возмущения. Для любого фикси-
фиксированного момента число таких волн является
конечным, хотя и быстро растет со временем.
Если рассматриваются не слишком большие
интервалы времени после начала действия
источника, то общее число волн, приходящих
в заданную точку, будет относительно не-
невелико. В толстых слоях не возникает усло-
условий для создания интерференционной кар-
25
7
2
3
J
\ .
/
is
/s
Рис. 1.10. Примеры лучевых схем.
a <— для обменной волны PiPiPiP2S2Si:
ГОЛОВНОЙ ВОЛНЫ PiPjjPj
для
тины. Поле представляется последователь-
последовательностью разделенных во времени вступлений
отдельных волн, каждая из которых характе-
характеризуется определенным путем распростра-
распространения.
Типы отдельных волн изображают луче-
лучевыми схемами, определяющими ход луча от
источника к точке наблюдения с учетом
явлений отражения и обмена на границах
раздела (рис. 1.10). Отрезок луча, заключен-
заключенный между точками встречи его с границами
раздела, называют зв^еном луча.
Звено луча скользящей волны изображают
отрезком, направленным вдоль границы раз-
раздела. Каждое звено на лучевой схеме должно
быть обозначено символом Р или S, указываю-
указывающим тип волны. Лучевая схема может быть
записана в виде последовательности симво-
символов Р или S с индексами, обозначающими но-
номер слоя (см. рис. 1.10).
Волну, претерпевшую более одного отра-
отражения на границах, называют много-
многократной (или кратной) в отличие от
однократной волны, испытывающей только
одно отражение.
Особенность поля кратных волн заклю-
заключается в том, что в точку наблюдения могут
приходить одновременно несколько волн,
распространяющихся по разным путям, но
имеющих одно и то же число звеньев в каж-
каждом слое (рис. 1.11). Все такие волны имеют
общий фронт и могут рассматриваться как
одна суммарная кратная волна.
Каждой из элементарных волн, составляющих
суммарную, может быть сопоставлена кон-
конкретная лучевая схема. Все элементарные
волны, составляющие суммарную кратную
волну, объединяются в семейство кинема-
кинематических аналогов, которое ха-
характеризуется кинематическим кодом, отра-
отражающим число звеньев луча в каждом слое.
26
Семейство кинематических аналогов подраз-
подразделяется на динамические труп*
п ы, объединяющие элементарные волны од-
одной и той же интенсивности (динамические
аналоги). Такие волны могут возникнуть
в случае, если существуют различные эле-
элементарные волны, которые характеризуются
одним и тем же числом отражений на каждой
границе, но эти отражения происходят вдоль
луча в разной последовательности.
Задача об определении интенсивности сум-
суммарной кратной волны решена к настоящему
времени только для монотипных волн!
В случае источника и приемника на дневной
поверхности кинематический код такой волны
задается набором чисел (nlf я2, •••> пд)*
где tij \— половина числа звеньев луча в /-м
слое среды. Общее число элементарных волн
в семействе кинематических аналогов опреде-*
ляется выражением
п\
—биноминальные коэф-
ml (/x — m)\
фициенты.
Кинематический код определяет время рас-
распространения волны и геометрическое расхож-
расхождение (см. § 5)
Q
Л % 1 J
где tj — время пробега волны в /-м слое вдоль
одного отрезка луча.
Динамическая группа характеризуется на-
набором чисел а/ (/ = 1, 2, ..., q — 1), каждое
из которых представляет число отражений
элементарной волны при падении ее сверху
на /-ю границу раздела. Внутри семейства
кинематических аналогов каждое число а/
может принимать г/ = min (л/, п]+1) неза-
виеямых значений:
max @, itj — nj+l) <: olj < rij — 1.
Рис. 1.11. Лучевые схемы для элементарных
волн, составляющих семейство кинематиче-
кинематических аналогов, характеризуемое кинематиче-
кинематическим кодом nt = 2, п2 = 2.
Динамические группы: а — а4 = 0; б, в — «t = 1
Число элементарных.волн в динамической
группе определяют по формуле
Если задана форма падающей волны uq (t)
или ее спектр
00
Uq (to) = J щ @ е~ш dm,
о
Выражение для интенсивности суммарной
кратной волны
1
"Г1
x S
ll Л/
1
/'»
где /С — множитель, учитывающий геометри-
геометрическое расхождение, поглощение, конверсию
и направленность источника; х0 — коэффи-
коэффициент отражения волны от свободной по-
поверхности; х1у- — коэффициент отражения
от /-й границы при падении волны сверху;
х2/ — то же, при падении снизу; х3/ и х4/ —
коэффициенты прохождения на /-й границе
при падении волны соответственно сверху
и снизу;
Х1у-Х2/
П/ =
и при
я/ — ni+L ПРИ ni+i < nr
Если границы не горизонтальные, то расчет
интенсивности нельзя производить по приве-
приведенной формуле, так как элементарные волны
приходят в т*очку наблюдения не одновре-
одновременно.
Тонкие слои
Отраженные и проходящие через тонкие
слои волны образованы наложением мно-
множества элементарных волн, испытавших раз-
разное число отражений внутри слоя. Времен-
Временные сдвиги между элементарными волнами,
а следовательно, и условия интерференции
зависят от мощности слоя, скоростей распро-
распространения в нем упругих, волн и углэ паде-
падения. Форма отраженных и проходящих волн
и их спектральный состав отличаются от
формы и спектра падающей волны; тонкий
слой является линейным частотным фильтром
для образующихся на нем колебаний. Этот
фильтр удобно описывать с помощью ча-
частотных характеристик, обозначаемых Rqr (со)
для отраженных и Тдг для проходящих волн»
Индекс q указывает тип падающей, а индекс
г — тип образовавшейся волны (Р или S).
то спектры отраженных волн определяют по
формуле
а соответствующую форму смещения в отра-
отраженной волне как
«г @
00
ш
Rqr (со) Uq (со) еш tba
Аналогично поступают и для проходящих
волн.
Функции Rqr (®), Tqr((d) имеют смысл
частотно-зависимых коэффициентов отраже-
отражения и прохождения гармонических волн для
тонкого слоя [17, 88].
Нормальное падение волн Р и S и наклон-
наклонное падение волн SH. В случае нормального
падения плбской волны Р или S на однород-
однородный слой, заключенный между двумя одно-
однородными полупространствами (рис. 1.12),
функции R и*\Т имеют вид
2 ехР [—
1 -f- x?jXP, exp [—2icot] '
A — Хщ) (l — xP2) exp [— tcor]
1 -f xmKi2 exP [—2шт]
где т = hivpl; h — мощность слоя; vpl —
скорость продольных волн в слое; хрг, xf2 —
коэффициенты отражения продольной волны
при нормальном падении от верхней и ниж-
нижней границ слоя.
Формулы для i?ss» Tss получаются за-
заменой в приведенных выше формулах ир1
на t>si и коэффициента отражения хРу на х?-.
Коэффициенты отражения и прохождения
волны SH, падающей на слой под произволь-
произвольным углом Oq, имеют сходный вид:
Т = COS OCi,
где ах = arc sin ( —^ sin а0
vso
— угол отражения волны SH внутри слоя;
коэффициенты отражения от верхней и ниж->
ней границ слоя XqiH, xf2H соответствуют уг-
углам а0 и ах падения волны на эти границы.
27
'I
'РО
(Г.13)
wso
r
SQ
где g.k — элемент матрицы G, a ^T j )m — co~
кращенное обозначение минора второго по-
порядка матрицы G (размером 4X4), т. е.
k
—
m
Матрица
I 2
PS" S P
Рис. 1.12. Простейшие модели среды с тон-
тонким слоем.
а — тонкий слой между Двумя полупространст-
полупространствами; б — тонкий слой между свободной по-
поверхностью и полупространством
Коэффициенты Rqr (ш), Tqr (со) во всех
этих случаях являются комплексными; мо-
модули коэффициентов — периодические функ-
функции частоты; экстремумы Rqr (w); Tqr (<a)
соответствуют синфазному и противофазному
наложению интерферирующих волн.
Наклонное падение волн Р и SV. В случае
наклонного падения плбской Р или SV
волны на тонкий слой в нем, помимо волн
того же типа, что и падающая, образуются
обменные отраженные волны. Это приводит
к усложнению формул для коэффициентов
отражения и прохождения. Наиболее удобен
для их получения (так как легко обобщается
на многослойную среду) матричный метод
Томсона—Хаскелла. Согласно этому методу
из условий непрерывности смещений и напря-
напряжений на границах слоя можно получить
следующие выражения для коэффициентов
Rqn Tqr в случае падения на слой волны
Р (SV) под углом а0:
Rpp = Д~:
8
vs
1
2
0 А
— С.
п
2
3'*
i-ig
CPS
1
2
2
4' j
V
у
Rss = Д-ig
2
3'
1 2
1 4'
где Lot. и Dm — матрицы (размером 4X4).
Выражения для их элементов приведены
в табл. 1.7.
В формулах A.13) за положительное на-»
правление отсчета для смещений в продоль-
продольной волне принято направление по ходу луча,
для поперечной волны SV — направление
по перпендикуляру к лучу влево по ходу луча.
Коэффициенты прохождения через тонкий
слой отличны от нуля и в случае экранирую-
экранирующего слоя (если скорость в слое больше, чем
в полупространствах, а угол падения волны
на слой Oq больше критического). В этом слу-
случае волновое поле в слое слагается лз суммы
плоских неоднородных волн, экспоненциально
затухающих в направлении оси г. Если ско-
скорость с больше t»p2 или vS2, то в полупростран-
полупространстве будут распространяться однородные
продольная или поперечная волны, однако
коэффициенты прохождения быстро убывают
с возрастанием частоты.
Слой у свободной поверхности. Если слой
расположен между свободной поверхностью
и однородным полупространством (см.*
рис. 1.12), выражения для коэффициентов
конверсии (смещений свободной поверхности)
имеют вид
"po
28
Таблица 1.7
Элементы матриц Lm, Dm
Примечание, т — номер среды; с — фазовая скорость, равная кажущейся скорости вдоль
иРо vSo 1 / ^2 ' _о
оси х, с = ciri п при падении волны Р, с = —.— при падении волны S; Грт = у vpm — с
29
n+i
Рис. * 1.13. Модель тонкослоистой зоны
между двумя полупространствами
'so
Здесь коэффициенты отражения от слоя
RPP =
— миноры матрицы G ~ DiL0\
Тонкослоистая зона. Формулы A.13) для
коэффициентов прохождения и отражения
от тонкого слоя могут быть использованы
и в случае, когда вместо слоя между двумя
полупространствами расположена я-слойная
зона (рис. 1.13). В этом случае матрицу G
вычисляют по формуле
1
П
где индексы »-f- 1 и О относятся к полупро-
полупространствам, т — к слоям зоны, т. е. мат-
матрица Dx слоя заменяется произведением ма-
I
триц всех слоев П Dm.
т=п
Аналогично изменяются формулы для ко-
коэффициентов конверсии и отражения в случае,
30
если тонкослоистая зона находится у свобод-
свободной поверхности. Матрица б в этом случае
имеет вид
i
5 = П DmL0.
Интерференционные волны
Число элементарных волн в слоисто-
однородной среде экспоненциально растет со
временем /. Поэтому для достаточно боль-
больших t представление волнового поля как су-
суперпозиции элементарных волн, которые мож-
можно проследить от источника до точки реги-
регистрации, становится практически невозмож-
невозможным. С аналогичными трудностями встре-
встречается представление волнового поля в гра-
градиентной среде в виде суперпозиции много-
многократных отраженно-рефрагированных волн.
Интерференция многочисленных волн, ре-
регистрируемых в близкие моменты времени»
приводит к образованию сложных волновых
групп, изменяющихся во времени и про-
странстве по определенным законам.
Для описания свойств интерференционных
волновых групп в неоднородной среде, в ко-
которой свойства изменяются по вертикали на
больших расстояниях от источника г или на
больших временах /, часто применяется так
называемая модальная теория
{541. Согласно этой теории волновое поле
представляется суммой бесконечного числа
мод — стоячих колебаний по оси г и бегу-
бегущих волн по координате г. Основные положе-
положения этой теории сводятся к следующему.
Рассматривается неоднородная упругая
среда, свойства которой зависят от глубины г.
В точке (Я, 0, 0) цилиндрической системы
координат (г, г, ер) действует точечный источ-
источник (см. § 2) с временной функцией Р (t).
Для q компоненты смещения (д = г, г, ср)
в точке (г, г, ф), где г значительно превышает
преобладающую длину волны излучаемого
источциком импульса, справедливы следую-
следующие приближенные выражения:
ug{t, г, г, <р)« J] uj9(t, г, г, <р),
Ujq(t, 2? Г, ф) =
exp [i (cat — kisr)]
X ...-¦ -dco,
V\kjS\r
где Р (ш) — спектр временной функции ис-
источника; / — номер моды; ищ — вклад /-й
моды в суммарное поле; s—индекс типа моды,
равный R при q = z, r (мода Релеевского
типа) и L при q = ср (мода Лявовского типа);
(ОуР — граничная частота /-Й моды; k>s (со) —
комплексное волновое число; &\q (со, z, И,
(f) — комплексная амплитудная функция,
характеризующая возбуждение /-й моды
в точке на глубине г данным типом источника
на глубине И; xyS= 1, xyz = /%/ (?0)»' */<р =
= —i.
Колебания, переносимые модами типа R,
поляризованы в вертикальной плоскости,
содержащей источник и приемник. При фик-
фиксированном значении со частицы описывают
эллипс; оси эллипса направлены по верти-
вертикали и горизонтали, а отношение их длин
X/ (to) и направление1 движения зависят от
свойств среды, номера моды и частоты. Ха-
Характер зависимостей &tR (о)), %/ (со) опреде-
определяется только распределением скоростей про-
продольных и поперечных волн и плотности
в среде.
Моды типа L переносят только горизонталь-
горизонтальные SH колебания; вид зависимости feyj_ (to)
определяется только распределением скоро-
скоростей поперечных волн и плотности в среде.
В зависимости от того, является ли волно-
волновое число kjS действительным или ком-
комплексным, мода L или R принадлежит к клас-
классу нормальных или просачивающихся мод.
Нормальные моды. Ослабление этих мод
с расстоянием происходит только за счет гео-
геометрического расхождения (kjSr)~^2, харак-^
терного для цилиндрических волн. Функция
cijq(z), колебательная в некотором интервале
глубин г, экспоненциально ослабевает с уда-
удалением от этого интервала.
Для существования нормальных мод в среде
необходимы определенные условия — нали-
наличие области пониженных скоростей внутри
среды или у ее поверхности. В первом слу-
случае нормальные моды называют к а н а л о-
выми волнами», а во втором — по-
поверхностными волнами.
Простейшая модель среды, в которой обра-
образуются интерференционные поверхностные
волны, — однородный слой пониженной
скорости, лежащий на однородном полупро-
полупространстве.
Нормальные моды L в этой среде обра-
образуются в результате интерференции много-
многократно-отраженных в слое элементарных по-
поперечных волн с кажущейся скоростью, мень-
меньшей скорости поперечных волн в полупро-
полупространстве, т. е. под углами, большими пре-
предельного угла на границе слоя и полупро-
полупространства.
Для этого случая граничная частота мбды
а волновое число &д, является корнем транс-
трансцендентного уравнения
vl
doh - arctg
где
vl,p,d
' -(/ - 1) я = 0.
;Sl '
h — мощность слоя, /= 1, 2, 3,...; v&Qt
t>sl — скорости поперечных волн в слое и
полупространстве; р0, рх — соответствующие
плотности.
Если источник —• сосредоточенная гори-
горизонтальная сила, действующая в направле-
направлении (ф~Ь~9~)> перпендикулярном к про-
профилю наблюдений, то
а;п = —т=~ ехР ( ' ~~г ) ^У1 С00) ai (z) ai С)'
.V 2л \ 4 / *
uj (z) — cos {dbz), 0 <: z < Л,
ctj (z) = cos (dQh) exp [ — dx (z —1 h)\, z > Л,
Лу (со) = о?
„2
В этом случае фазовая скорость интерферен-
интерференционной волны С/т = т— заключена в пре-
1 «/L
делах У50<С c<^vsv Ввдю» что каждая
мода — это стоячее колебание по координа-
координате г, в слое могут существовать узлы и пуч-
пучности смещений, причем число узлов равно
/—1; в полупространстве амплитуда волн
экспоненциально убывает с увеличением г
или Н. Первая мода (основная гармоника)
существует при любых со, моды с большими
номерами (высшие гармоники, обертоны)
волн Лява только с некоторых" граничных
частот, причем to^j > <0уР.
Нормальные моды R в этой среде обра-
образуются из граничной волны Релея на свобод-
свободной поверхности, граничной волны (Стоили)
на границе слоя и полупространства (если
выполняются соотношения между упругими
константами, необходимые для существования
этой волны), а также из всех многократно-
отраженных внутри слоя продольных и
поперечных волн, у которых кажущаяся ско->
рость меньше скорости поперечных волн
в полупространстве.
31
Сходную природу имеют каналовые волны
в модели, состоящей из слоя пониженной
скорости между двумя полупространствами.
Просачивающиеся моды. У этих мод вол-
волновое число — комплексная функция ча-
частоты
— iajq(o}),
где a,jq — положительный коэффициент,
характеризующий затухание моды вдоль
координаты г за счет излучения энергии.
Функция ajq (z) осциллирует в ограничен-
ограниченной области значений г и экспоненциально
растет с удалением от этой области. Поэтому
представление соответствующей части поля
в виде суммы просачивающихся мод целе-
целесообразно только вблизи области образова-
образования интерференционных волн. Если такой
областью является слой пониженной ско-
скорости, просачивающиеся моды соответствуют
суммарному вкладу многократно-отражен-
многократно-отраженных внутрь слоя от его границ продольных
и поперечных волн при условии, что их ка-
кажущаяся скорость больше vsv При каждом
акте отражения часть энергии таких волн
возвращается внутрь слоя, а часть теряется
на образование уходящих в окружающую
среду продольных и поперечных волн. Если
областью интерференции является слой по-
повышенной скорости внутри среды или у ее
поверхности, нормальные волны существо-
существовать не могут, и вся энергия интерференцион-
интерференционных колебаний переносится просачивающи-
просачивающимися модами.
В частности, в виде совокупности просачи-
просачивающихся мод представим головные волны,
связанные с тонким слоем повышенной ско-
скорости. Эти колебания образованы интерферен-
интерференцией многократно-отраженных волн внутри
слоя и распространяются со скоростями,
близкими к скорости vp или vs в слое (со-
(соответственно продольные и поперечные го-
головные волны). Из модальной теории следует,
что частотный состав головных волн ограни-
ограничен снизу условием Я<^Л, где Я — длина
волны в слое, а А — мощность слоя. Затуха-
Затухание амплитуды с расстоянием происходит
примерно как
а(х)
где х — горизонтальное- расстояние между
источником и приемником; I — длина пути
пробега головной волны вдоль слоя; индексы О
и 1 относятся соответственно к слою и окру-
окружающему пространству.
Эта формула дает удовлетворительную точ-
точность при p1usl < p^j^ и / >> А.
Дисперсия и групповая скорость. Важным
сво йством нормальных и просачивающихся
32
мод является зависимость фазовой скорости
от частоты. Для нормальных мод типична
нормальная дисперсия, т. е. рост скорости
с убыванием частоты. Это вызвано тем, что
на высоких частотах энергия колебаний кон-
концентрируется в областях с пониженными
скоростями и вблизи свободной поверхности,
а по мере убывания частоты колебания за-
захватывают все больший объем среды. Для
волн Лява функция с „ (со) строго монотонна,
для волн Релея монотонность типична, но
не обязательна. На рис. 1.14 приведены дис*
персионные кривые поверхностных волн
в слоистой среде.
Фазовая скорость характеризует скорость
перемещения поверхностей постоянных фаз
гармонического колебания. Перенос энергии
и распространение нестационарных волн про-
происходят с групповой скоростью. При опреде-
определенных условиях вклад каждой из мод можно
оценить по методу стационарной фазы [17]:
Р E) exp [i(Zt-kjS E) r±~)]
V
\kjs(«>)\
&kls (CO)
обратен знаку
где знак при
-г
Здесь й — корень уравнения
1 dkjs(o>)_ t
F/S(co) cto r '
(S)
A.14)
Величина V/s называется групповой
скоростью. Она связана с фазовой ско-
скоростью формулой
I/. ch
CjS dm
Видно, что вклад каждой моды является
квазисинусоидальным колебанием, видимая
частота которого со изменяется во времени
в соответствии с уравнением A.14), а ампли-
амплитуда убывает с расстоянием как г.
Групповая скорость обычно не является
монотонной функцией частоты. Это означает,
что уравнение A.14) имеет несколько корней,
соответствующих монотонным участкам дис-
дисперсионной кривой VfS (со), и соответственно
вклад /-Й моды в сейсмограмму равен сумме
вкладов каждого из этих участков.
Особенно заметный вклад в сейсмограмму
вносят так называемые фазы Эйр и.
Каждая из них соответствует окрестности ка-
какого-либо экстремума со = &д. кривой груп-
групповой скорости и имеет вид затухающего коле-
VJZ) VM)
Рис. 1.14. Дисперсия поверхностных
волн в неоднородном полупространстве.
а — модель среды; б — волны Лява; в —
волны Релея; / — фазовые скорости; // —
групповые скорости; III — фазы Эйри;
1—3 — номера волн
бания почти постоянной видимой частоты &k
с максимумом амплитуды вблизи времени
tk = rlVjs (&k)- Фазы Эйри обычно наиболее
интенсивны на записи и затухают с расстоя-
расстоянием как г—б/б, т. е. медленнее, чем, вклады
других частей спектра нормальных волн.
Типичные кривые групповой скорости поверх-
поверхностных волн показаны на рис. 1.14.
Характеристики интерференционных нор-
нормальных и просачивающихся мод (дисперсию,
затухание, поляризацию, изменение интенсив-
интенсивности с погружением источника и приемника
в среду) и соответствующие теоретические
сейсмограммы рассчитывают на ЭВМ.
§ 5. ВОЛНЫ В НЕПРЕРЫВНО-
НЕОДНОРОДНЫХ СРЕДАХ.
ЛУЧЕВОЙ МЕТОД
Общие сведения
о лучевом методе
Волновые поля в средах, где упругие пара-
параметры Я, \i, p являются функциями коорди-
координат, могут быть описаны математически
только с помощью приближенных методов.
Когда в среде распространяется внезапно
2 Зак. 80
возникшее возмущение и интерес представ-
представляет движение в окрестности фронта волны,
для описания поля используется лучевой
метод [3, 5]. Решения, получаемые лучевым
методом, поддаются наглядному физическому
истолкованию. Анализ решения позволяет
выявить влияние неоднородности среды на
распространение волн.
В случае неоднородной ?реды уравнение
движения должно рассматриваться в форме
A.3).
Согласно лучевому методу решение пред-
представляется в виде лучевого ряда:
= 5j Uk (*• У*
fe=0
— i(x, у, г)).
A.15)
Функции fk (t) характеризуют форму воз-
возмущения: при / <: 0 fk {t) = 0, а при t > О
fk (t) становится отличной от нуля. Функ-
Функция т (х, у, г) определяет поле времен: по-
поверхность т (х, у, г) = t соответствует поло-
положению волнового фронта в момент времени t.
Функции fk (() связаны между собой рекур-
рекуррентным соотношением
33
Это соотношение показывает, что главный
разрыв на фронте определяется функцией
/0 (t), каждая следующая функция является
на порядок более гладкой. Поскольку на
фронте волны смещение непрерывно, а ско-
скорость испытывает разрыв, то функция /0 (О
должна быть непрерывна ,в точке t = О,
но будет иметь разрыв ее первая производная
/о @ = /-1 @> Для fi @ непрерывна первая,
но разрывна вторая производная и т. д.
Решение A.3) используется и для случая
распространения гармонического колебания.
При этом
Поверхности х = const являются в этом
случае поверхностями постоянной фазы, а лу-
лучевой ряд представляет собой разложение
пек обратным степеням частоты ю. Такое раз-
разложение имеет смысл для достаточно высоких
частот. "
Каждый член ряда A.15) называется лу-
лучевым приближением (первый
член k = О — нулевое приближение; член,
соответствующий k== \, — первое прибли-
приближение и т. д.). Очевидно, что основной вклад
в решение будут давать начальные члены лу-
лучевого ряда. На практике при расчетах вол-
волновых полей обычно ограничиваются нулевым
приближением.
Подстановка лучевого ряда A.15) в урав-
уравнения движения приводит к уравнениям,
определяющим форму фронта волны т (х,
-*¦
у, г) и векторы tik, характеризующие ампли-
амплитуду и направление смещения в последова-.
тельных лучевых приближениях. Следует
подчеркнуть, что представление решения
в виде лучевого ряда имеет смысл только
в достаточно малой окрестности фронта,
т. е. при малых значениях t — т (х, у, г).
В лучевом приближении уравнения A.3)
имеют два независимых решения, соответ-
соответствующие волновым фронтам, распространя-
распространяющимся с разной скоростью. Уравнения
этих фронтов называют уравнениями
эйконала, at — эйконалом:
Первое решение описывает возмущение, рас-
распространяющееся со скоростью продольной
волны, второе — со скоростью поперечной.
Смещение в нулевом приближении и0 в про-
продольной волне имеет направление, совпада-
34
ющее с направлением распространения вол-
волны, а в поперечной волне — перпендикуляр*
ное к нему. В последующих приближениях
в каждой волне имеются-и продольная, и
поперечная компоненты смещения.
Уравнение эйконала.
Лучи и фронты
Пусть в точке Мо находится точечный
источник возмущения, М — точка наблю-
наблюдения. Если х (Мо) = 0, то решение урав-
уравнения эйконала определяется функционалом
Ферма
ds
A.16)
м0
где интеграл берется по экстремали. Экстре-
Экстремаль интеграла A.16) называется л у ч о м.
Вектор Vt является касательным к лучу,
т. е. луч представляет линию, ортогональную-
волновым фронтам. Распространение волно-
волновых фронтов происходит вдоль лучей со-
скоростью v (х, у, г).
Положение точки на луче определяется
значением т, а сам луч характеризуется
двумя координатами в пространстве а, р\
Координаты а, р выбирают обычнр так,
чтобы т, a, (J составляли ортогональную кри-
криволинейную систему координат. Таким обра-
образом, если лучи не пересекаются, положение
любой точки в пространстве можно одно*
значно определить параметрами т, а, Р,
которые называются лучевыми ко-
координатами. Направление в плоскости,
касательной фронту, характеризуется либо
единичными "векторами /а, /в> либо векторами
нормали п и бинормали Ь к лучу (рис. 1.15).
Единичный вектор касательной к лучу 1Х =
= oVt.
Если положение фронта в момент времен
ни /0 представляется поверхностью S» то
построение фронта, соответствующего мо-
моменту t, может быть выполнено следующимг
образом. Из каждой точки Мо поверхности S
в направлении возрастания т выпускаются
лучи, ортогональные S. Каждый из лучей
продолжается до такой точки М, чтобы
м
интеграл [—, вычисленный вдоль луча,
принимал одно и то же значение I — ?0.
Геометрическое место всех точек М дает
положение поверхности фронта в момент t.
Семейство лучей», заполняющих некоторую
область пространства, в окрестности каждой,
Рис. 1.15. Лучевые координаты.
-*• ->
5 —< поверхность волнового фронта; п и Ь — еди-
единичные векторы нормали и бинормали к лучу
точки которой существует эйконал т (х, у, г),
являющийся однозначной и непрерывной
•функцией вместе с его первыми производными,
называют нормальной к d н г ру»-
э н ц и е и. При этом через каждую точку
области проходит один и только один луч,
и все лучи являются гладкими кривыми.
В случае наличия в среде границ раздела или
каустик (огибающих семейства лучей)
через одну точку может проходить несколько
•лучей (падающий и отраженный, приходящий
и уходящий от каустики). В таком случае
полное семейство лучей может быть представ-
представлено в виде нескольких отдельных нормаль-
нормальных конгруэнции, соединяющихся друг с дру-
другом на границах или каустиках. Все построе-
построения лучевого метода остаются справедливыми
для каждой из конгруэнции в отдельности
(за исключением каустики), так что полное
волновое поле может быть представлено
суммой лучевых рядов.
-*• -*•
Положение точки на луче г (s) (г = {*, у, г})
¦определяется дифференциальным уравнением
луча
которое должно решаться при заданных на-
-*• dr
чальных значениях г и -j—, т. е. луч можно
ds J
однозначно определить, если заданы точка,
через которую проходит луч, и направление
луча в этой точке.
Уравнение луча можно свести к следующей
системе скалярных линейных дифференциаль-
дифференциальных уравнений 1-го порядка:
dx . л
-з— = о sm Gcosq),
~- = v sin 8 sin ф,
ax т
sin
A.17)
j sin 6,
~dT= sine (*«sin<P —
-з—
~dT
где G и ф — углы в сферической системе
координат, определяющие направление ка-
касательной к лучу в данной точке.
Для решения системы A.17) должны быть
заданы значения координат начальной точки
луча и углы 60, ф0, определяющие направле-
направление касательной к лучу в этой точке.
Лучевые приближения.
Геометрическое расхождение
При рассмотрении интенсивности волн вво-
вводят понятие геометрического расхождения
лучевой трубки. Лучевой трубкой
называют совокупность лучей, отвечающих
параметрам а, р, изменяющимся в преде-
пределах Oo<a<a0+da; Ро< Р< Ро^МР-
Гео м ет р и ч е с к и м расхожде-
расхождением называют величину
ег
X
dr
где г — радиус-вектор точки луча.
Если площадь сечения лучевой трубки dS
(рис. 1.16), то
О ±_
4 — da dp *
Геометрическое расхождение можно опре-
определить также следующим образом:
_ 1 I D (х, у, г)
4 " v I D{a, p, г)
Рис. 1.16. Лучевая трубка
35
где якобиан перехода от декартовых коорди-
нат
D
D
к
(x,
лучевым
У. г)
Р. т)
а^
а«
а*
ар
дх
дт
ду
да
ay
ар
ду
дт
дг
да
дг
ар
дг
дт
Векторы и0, определяющие интенсивность
и направление смещения в нулевом прибли-
приближении, выражают через геометрическое рас-
расхождение следующим образом:
для продольной волны
¦*-р _ фр(а, Р) у
К pypQ
для поперечной волны
•^(S)=4>o(«.PO
A.18)
A.19)
где 1Х — единичный вектор в направлении
луча; 1± — единичный вектор, перпендику-
перпендикулярный к лучу.
Вектор 1± определяет поляризацию по-
поперечной волны. При движении вдоль луча
-¦-
вектор 1х не вращается вокруг него, т. е.
поляризация поперечной волны сохраняется
в процессе распространения.
Если при т = т0 вектор
1± (т0) = п(т0) cos ф +1 (т0) sin ф,
то при т = Tj направление этого вектора
где
Ф = — J Tvs йт, Т —
кручение луча.
Из формул A.18), A.19) следует, что в ну-
нулевом приближении энергия сохраняется
внутри лучевой трубки — поток энергии
через любое сечение данной лучевой трубки,
остается постоянным. Следовательно, через
стенки лучевой трубки не происходит пере-
переноса энергии.
Функции ф0 (а, Р) и г|H (а, Р) называются
функциями Направленности
источника. Они определяются тем,
какую долю энергии излучает источник
36
в направлении заданного луча, определяемого
параметрами а и р. Для нулевого прибли-
приближения они оказываются такими же, как
если бы источник соответствующего типа
находился в однородной среде. Для вычисле-
вычисления функций направленности удобно исполь-
использовать в качестве лучевых координат а, Р
углы выхода луча из источника в сфериче-
сферической системе «оординат 6, ф. В этих коорди-
координатах функции направленности различных
точечных источников будут определяться
формулами, приведенными в табл. 1.2.
Формулы A.18), A.19) дают возможность
вычислить интенсивность волны в нулевом
приближении в некоторой точке М на луче^
если известно значение щ в точке О на этом
же луче:
щ(М) =щ@)
p(Q)t>(O)Q(O)
p(M)t»(M)Q(Af)*
A.20)
Эта формула справедлива как для про-
продольной, так и для поперечной волны.
В последующих приближениях кроме основ-
основной составляющей (продольной в случае
продольной волны и поперечной в случае
поперечной волны) смещение имеет так назы-
называемую «примесную» компоненту — попереч-
поперечную в случае продольной волны и продольную
в случае поперечной волны. Как в случае
продольной, так и в случае поперечной
волны интенсивность примесной компоненты
в первом приближении определяется тем,
насколько быстро изменяются вдоль фронта
упругие постоянные и интенсивность соответ-
соответствующей волны в нулевом приближении.
Обычно последующие приближения вносят
очень малый вклад в волновое поле и для
сейсморазведки не представляют интереса.
Учет граничных условий
Приведенные выше формулы для лучевых
приближений справедливы лишь в случае,
когда упругие параметры среды %, jj,, p
являются гладкими функциями координат.
Если эти функции или их производные раз-
разрывны на некоторой поверхности S, то сле-
следует принимать в рассмотрение отражение
и преломление волн на этой поверхности.
Если разрывны сами параметры X, /г, р
(граница 1-го рода), то лучевые разложения
для отраженных и преломленных волн со-
содержат все члены, начиная с нулевого при-
приближения. Если разрывны первые производ-
производные параметров (граница 2-го рода), то отра-
отраженные волны образуются, начиная с первого
приближения, а в нулевом приближении
волна как бы не «замечает» такой границы.
На границе 1-го рода интенсивность вторич-
вторичной волны (отраженной или проходящей)
определяют по формуле
где щ — соответствующий коэффициент от-
отражения (прохождения) для плоской волны,
падающей на плоскую границу раздела под
тем же углом а0, под которым рассматривае-
рассматриваемая волна падает в точку О (см. §3);м{,0)—
интенсивность падающей волны (продольной
или поперечной) в той же точке.
Для того чтобы вычислить интенсивность
проходящих и отраженных волн вдоль лучей,
можно воспользоваться формулой A.20), имея
в виду, что величины, относящиеся к началь-
начальной точке О, должны быть взяты соответ-
соответствующими отраженной (проходящей) волне.
Следует также учитывать, что при отражении
(прохождении) происходит скачкообразное
изменение геометрического расхождения отно-
относительно падающей волны.
Для определения интенсивности обра-
образованных волн необходимо знать главные
радиусы кривизны поверхности волнового
фронта падающей волны в точке падения г{0),
г{20) и главные радиусы кривизны границы
раздела в этой же точке Rx и R2. Если углы
падения и отражения (прохождения) а0
и а, а плоскость падения совпадаете главными
нормальными плоскостями поверхности раз-
раздела и поверхности фронта (обозначим их
индексом 1), то главные радиусы кривизны
поверхности волнового фронта отраженной
(проходящей) волны определяют по формулам
_1 cos2 cc0 sin a 1 ,
гг cos2 а sin а0 ~~rf
sin (а ± а0)
cos2 a. sin a0
1 _ sin a 1
r2 ~~ sin do 4(
~*
sin (а ± ао)
sin а0
A.21)
В этих формулах знак «+» относится к отра-
отраженным, а знак «—» — к проходящим вол-
волнам.
По главным радиусам кривизны волнового
фронта можно определить отношение геоме-
геометрических расхождений в точках луча.
В случае однородной среды отношение гео-
геометрического расхождения в точке М на
луче отраженной (проходящей) волны, уда-
удаленной на расстояние / вдоль луча от точки
падения О, к геометрическому расхождению
в точке О определяется формулой
Q@) ~ v, * К1'гг)
Если в однородной среде волна пересекает
криволинейную границу раздела так, что
плоскость падения совпадает с главными
нормальными плоскостями поверхности раз-
раздела и поверхности фронта, то в нулевом
приближении интенсивность отраженных
(проходящих) волн определяют по формуле
Q/@)
Qi (M) '
где и&0)"— интенсивность падающей волны,
Qi @)
а для вычисления ^ * ' следует использо-
использовать формулы A.21)! A.22).
Отражение и преломление волн в нулевом
приближении локально происходит так же,
как и при падении плоской волны на плоскую
границу раздела. Чтобы определить основ-
основные компоненты векторов последующих при-
приближений для отраженных и проходящих
волн, необходимо решать систему уравнений,
матрица которой совпадает с матрицей си-
системы A.11), а правые части имеют более
сложный вид: в них кроме соответствующего
лучевого приближения для падающей волны
войдут примесные компоненты векторов, опре-
определяющих члены лучевого ряда в этом же
приближении для отраженных и проходящих
волн, а также производные вдоль фронта
векторов, определяющих предыдущее при-
приближение дяя падающей волны.
Рассмотрение отраженных и проходящих
волн в первом приближении позволяет объяс-
объяснить возникновение головной волны. При
падении волны в 1-й среде на границу под
предельным углом во 2-й среде образуется
преломленная волна, скользящая вдоль гра-
границы. Однако интенсивность этой волны
в нулевом приближении равна нулю. По-
Поэтому, хотя и можно считать, что такая
волна падает на границу под углом л/2,
от нее не будут образовываться отраженные
и проходящие волны в нулевом приближении.
Однако производная нулевого приближения
вдоль фронта в направлении, перпендикуляр-
перпендикулярном к границе, будет отлична от нуля, и,
следовательно, система уравнений для опре-
определения первого приближения для отра-
отраженных и проходящих • волн будет иметь
отличные от нуля правые части, а это при-
приводит к образованию отраженных и проходя-
проходящих волн в первом приближении, которые
и являются головными. Таким образом, лу-
лучевые ряды для головных волн начинаются
не с нулевого приближения, а с первого.
Интенсивность головной волны определяется
по формуле A.12).
Ограничения лучевого метода
Лучевое разложение применимо везде, где
поле времен является гладкой функцией
координат, а геометрическое расхождение
37
Рис. 1.17. Схема лучей и фронтов в окрест-
окрестности каустики.
S — поверхность каустики; / — лучи; 2 — вол-
волновые фронты
отлично от нуля. В окрестности особенностей
поля времен решения уравнений теории
упругости в виде лучевого ряда теряют
смысл. Эти особенности поля времен, где
лучевой метод неприменим, следующие.
1. Окрестность каустики.
Лучи и фронты в окрестности каустики
(поверхности, где геометрическое расхожде-
расхождение обращается в нуль) изображены на
рис. 1.17. Фронт на каустике имеет угловую
точку, и поле времен становится неодно-
неоднозначной функцией координат. Лучевое раз-
разложение неприменимо в некоторой окрест-
окрестности каустики, а вне ее может быть
использовано в отдельности для волн,
приходящих к каустике, и волн, уходя-
уходящих от каустики, Для волн, уходящих от
каустики, фаза волны изменяется на я/2
(см. § 6).
2. Окрестность предельно-
предельного луча. Начиная с предельного луча
эйконал х проходящей волны становится
комплексным. В окрестности предельного
луча теряет смысл первое приближение луче-
лучевого ряда. В первом приближении поле пред-
представляется суммой отраженной и головной
волн, эйконалы которых равны на предель-
предельном луче. Вычисленные по формулам лу-
лучевого метода интенсивности головной
волны и первого приближения для отра-
отраженной . волны обращаются в бесконеч-
бесконечность.
3. Окрестность граничного
луча. Если в какой-то области поля лучей
образуется зона тени, то в окрестности лучей,
ограничивающих зону тени, лучевые прибли-
приближения неприменимы.
Для изучения волновых полей в указанных
областях используются другие математиче-
математические методы анализа — равномерные асимп-
асимптотические разложения, метод пограничного
слоя.
38
Градиентная среда
Под градиентной средой по-
понимают такую среду, в которой градиент
скорости упругих волн имеет постоянное
направление. Это означает, что поверхности,
на которых скорость постоянна, являются
плоскопараллельными. Градиентные среды
имеют большое значение в сейсморазведке,
так как градиент скорости перпендикулярен
к слоистости. Наиболее распространен слу-
случай, когда градиент скорости вертикален.
Если градиент наклонен, то для рассмотре-
рассмотрения поля лучей поворачивают систему ко-
координат так, чтобы ось г совпала с направле-
направлением градиента. При этом скорость стано-
становится функцией одной переменной г.
Кинематические особенности волн в гради-
градиентных средах приведены в § 19. При расчете
динамики волн учитывают геометрическое
расхождение, которое определяют как отно-
отношение площади поперечного сечения лучевой
трубки к телесному углу в основании лучевой
трубки: Q = dS/dQ. Телесный угол dQ =
= d<x0 с?ф sin а,,, где а0 — угол между лучом
и осью z в источнике; ф — азимут плоскости
луча. Геометрическое расхождение
О = —: ( -г J COS а.
sin а0 \ дао )
Производная для первой половины луча
г
дх
да0
= ctga0
, р2у2K/2 »
для второй половины луча
дх 2
Г 1 dz*
I j/ri_p2ya /Joy
о \дг )
dz
'ctsa° J тпг
pvdz
3/2 *
A.24)
Интенсивность рефрагированной волны, вы-
вызванной точечным источником мощности Р,
в нулевом приближении на глубине г
х
sin a0
х (ссо> z) { -=— J cos a (z)
A.25)
где L (а0, ф) — функция направленности ис-
источника.
Для поперечной волны это выражение
справедливо отдельно для составляющих SV
и SH. В случае однородной среды формула
A.25) переходит в A.8).
Если источник расположен на некоторой
глубине Л, to можно использовать все при-
приведенные выше формулы, считая, что начало
системы координат помещено в источнике;
при этом значение г на поверхности равно —h.
Когда v (z) является кусочно-линейной
функцией, т. е-, v (г) = vk A + Р&г) при
Zk-i<z<.Zk (k=lt 2 п; го=О),
интегралы в правых частях A.23), A.24)
вычисляют в конечном виде (см. § 19). В этом
. / дх\
случае величины х, t и производная ( ^— )
определяют путем суммирования соответ-
соответствующих значений по всем слоям, которые
пересекает луч:
= V xk (a0), t = V
k k
дх \
да0 Jk *
в каждом
(
Значения xk (Оо),
слое вычисляют по следующим формулам.
Луч пересекает слой:
cos a.u —
** =
дх
In
sin
sin <xk
\да
о / k cos ak cos ak
Луч рефрагирует в слое:
1__ 1 + cos ak
sm ak
xk ctg &0
cos2 a.
где ak, cck — углы падения луча на верх-
верхнюю и нижнюю границы слоя,
sin ak sin a'k sin щ ^
vk
vk
vk
и0 — скорость на поверхности (в источнике);
vk, v'k — скорости волн на верхней и нижней
границах.
Если слой однороден, т. е^. f^ = 0, то
=/** ctg a., t.=
k => k к
/ дх \ _
\да0 /k
F" Если на каких-то из границ слоев г= Zk
скорость терпит разрыв (границы 1-го рода)»
то при вычислении интенсивности рефраги-
рованной волны необходимо в правую часть
формулы A.25) добавить множитель, учиты-
учитывающий прохождение волны через эти гра-
границы:
П
cos a:
cos a,
где у.т — коэффициенты прохождения волны
на всех границах первого рода, которые
пересекает луч; р'т, v'm, a'm — плотность,
скорость и угол падения соответственно
для волны» падающей на m-ю границу;
Рт» °т» ат — Т0 же» Аля проходящей волны.
Для расчета интенсивности отраженных
волн на границах 1-го рода можно исполь-
использовать эту же формулу, добавив в нее мно-
множитель Пх^, где v.q — коэффициенты отра-
я
жения.
§ 6. ДИФРАКЦИЯ ВОЛН
Общие сведения о теории
дифракции
Лучевой метод применим для описания
волновых полей в тех областях, где перенос
основной части энергии волнами осуществ-
осуществляется вдоль лучевых трубок. Это проис-
происходит тогда, когда лучевое поле является
регулярным — лучевые трубки имеют везде
отличное от нуля поперечное сечение, а лучи
полностью заполняют пространство. Строго
говоря, описание волнового поля в рамках
лучевого метода справедливо, когда эйко-
эйконал т (х, у, г) является аналитической функ-
функцией. Там, где эйконал перестает быть ана-
аналитическим, происходит либо разрыв волно-
волновых фронтов, либо разрыв на фронте ампли-
амплитуды волны, определяемой лучевым методом.
Вблизи таких особенностей значительная
часть энергии будет переноситься в направ-
направлении, перпендикулярном к направлению
распространения волны. В этих областях
законы лучевого распространения теряют
39
Рис. 1.18. Построение зон Френеля на^ плоскости S.
Справа изображены зоны на плоскости S. Стрелкой указано направление распространения волны
ciuiyj Явления распространения упругой
энергии, не соответствующие лучевой схеме,
относят к-явлениям дифракции, т. е. в самом
общем смысле под дифракцией понимают не-
нелучевое распространение волн [5, 94].
Согласно трактовке Юнга, механизм обра-
образования дифрагированной волны заключается
в передаче лучевой амплитуды вдоль волно-
волновых фронтов, причем скорость этой передачи
пропорциональна длине волны и градиенту
амплитуды на фронте.
Дифракция в трактовке Френеля основана
на принципе Гюйгенса, который
заключается в том, что если имеется волновая
поверхность в некоторый момент времени,
то можно построить новую волновую по-
поверхность в последующий момент, если
каждую точку поверхности S рассматривать
как источник элементарной волны. Френель
объясняет дифракцию интерференцией эле-
элементарных волн, распространяющихся из
всех точек некоторой исходной волновой
поверхности. Поскольку при этом существен-
существенную роль играют синфазное и противофазное
наложения интерферирующих волн, то вво-
вводится понятие о так называемых зонах
Френеля — областях на поверхности 5,
расстояние от которых до точки наблюде-
наблюдения М различается на половину длины
волны. При падении /глоской волны зоны
Френеля на плоскости, перпендикулярной к
направлению распространения, представляют
кольцеобразные области и строят их так,
как показано на рис. 1.18. Действие источ-
40
ников смежных зон 2 и 3, 4 и 5 и т. д. прак-
практически компенсируется вследствие противо-
противоположности фаз колебаний, доходящих от
этих зон до точки М, и поэтому результи-
результирующее колебание в точке М обусловлено
в основном источниками, относящимися к 1-й
зоне. Понятие о зонах Френеля играет* важ-
важную роль при рассмотрении размеров об-
области, влияющей на характер распростра-
распространяющейся волны.
Математически принцип Гюйгенса—Фре-
Гюйгенса—Френеля выражается формулой Кирх-
Кирхгофа, позволяющей определить волновое
поле / (х, у, г, i) в точке М (х, у, г) внутри
области, окруженной некоторой замкнутой
поверхностью 5:
где г — расстояние от М до точек
ности S; п — внешняя нормаль к
df df
Ш' UJ
значения f,
дп' dt
поверх-
S; [/],
взятые
в момент времени t .
Однако в таком виде принцип Гюйгенса—
Френеля дает лишь формулировку матема-
математической задачи дифракции в виде интеграль-
интегрального уравнения, разрешить которое в общем
виде не удается. Формулу Кирхгофа можно
использовать только для приближенного
определения поля дифрагированной волны,
возникающей за препятствием, если считать,
что препятствие не искажает падающую
волну. Однако это предположение не всегда
справедливо, и тогда использование метода
Френеля затруднено. В частности, это отно-
относится к огибанию волнами плавно выпуклого
препятствия.
Современная математическая теория ди-
дифракции является развитием юнговских пред-
представлений. В случае когда на фронте ампли-
амплитуда, определяемая в соответствии с лучевыми
представлениями, терпит разрыв (в частно-
частности, на границе геометрической тени), изме-
изменение амплитуды вдоль фронта для высоко-
высокочастотных колебаний описывается уравнением
типа уравнения диффузии. Поэтому дифрак-
дифракцию можно трактовать как поперечную
диффузию амплитуды. В рамках такого опи-
описания волновое поле уже нигде не терпит
разрыва. Для удобства анализа обычно пол-
полное поле разделяют на геометросейсмическое,
подчиняющееся законам лучевой теории,
и поле дифрагированной волны. Хотя каж-
каждое из них является разрывным на фронте,
разрывы этих полей компенсируют друг
друга.
Дифракция на ребре
Если волна падает на границу с изломом,
то у отдельных волн (падающей, отраженных
или проходящих) образуется зона тени
(рис. 1.19). В этом случае в окрестности каж-
каждой из границ геометрической тени возни-
возникает дифракция волн. Схема кинематики
дифрагированных волн для случая падения
плоской волны SH перпендикулярно к ребру
(линии излома границы) изображена на
рис. 1.20). Ребро в соответствии с принципом
Гюйгенса становится источником образова-
ДифрагироВанная
Падающая
Рис. 1.19. Схема образования дифрагиро-
дифрагированной волны при падении на границу с из-
изломом.
Заштрихованные области соответствуют зонам
эффективной диффузии- Пунктиром показаны
фронты вторичных дифрагированных головных
волн
Рис. 1.20, Сопряжение фронтов геометро-
сейсмической плоской волны и дифрагирован-
дифрагированной волны с цилиндрическим фронтом
ния новых волн. Эти волны имеют цилин-
цилиндрические фронты, касающиеся фронтов па-
падающей, отраженных и проходящих волн в то-
точках границы геометрической тени. Кроме
волн, имеющих цилиндрические фронты,
возникают еще вторичные дифрагированные
волны, кинематически сходные с головными:
дифрагированная волна с цилиндрическим
фронтом, распространяясь в среде с большей
скоростью вдоль границы раздела, излучает
в среду с меньшей скоростью волны, имеющие
плоский фронт.
В случае падения волны Р или SV обра-
образуются четыре волны с цилиндрическим
фронтом (Р и SV в 1-й и 2-й среде) и шесть
типов головных волн.
Характер поля дифрагированной волны
различен в окрестности границы геометриче-
геометрической тени (заштрихованная область на
рис. 1.19) и в остальной части пространства.
В окрестности границы геометрической тени
(так называемой зоне эффективной диффу-
диффузии) возникают интенсивные дифрагирован-
дифрагированные волны, обусловленные диффузией ампли-
амплитуды. В двумерном случае если на границе
тени стационарное геометросейсмическое поле
имеет разрыв амплитуды, равный цг, то поле
дифрагированной волны для достаточно вы-
высоких частот (kr > 1) выражается формулой
«„•-*•'*(•/¦?•
где г, -ft — цилиндрические координаты рас-
рассматриваемой точки относительно ребра,
угол •О- отсчитывается от границы тени (см.
рис. 1.20). Знак «-j-» берется, когда точка
наблюдения расположена в зоне тени, знак
«—»«— в освещенной области. Функция W (г)
является комплексной и выражается через
вырожденную гипергеометрическую функцию:
W (z) =
График модуля этой функции изображен
на рис. 1.21.
41
W\r
0,2
u 7 2 3 z
Рис. 1.21. График модуля функции W (z)
Область, где полеиДИф дифрагированной
волны изменяется по приведенной выше фор-
формуле, приближенно ограничена поверхностью
которая отделяет зону эффективной диффу-
диффузии от зоны глубокой тени. В зоне глубокой
тени явление поперечной диффузий ампли-
амплитуды слабо выражено, так как градиенты
амплитуды становятся слишком малыми.
Перенос энергии здесь происходит вдоль
лучей. В этой области амплитуда дифраги-
дифрагированной волны имеет асимптотическое пред-
представление:
Дифракция на выпуклой
границе
Если волна падает на выпуклую границу
раздела сред, причем скорость при переходе
через границу уменьшается скачком, то
между предельным лучом, касающимся гра-
границы, и участком границы после точки каса-
касания образуется зона тени (рис. 1.22). То же
явление имеет место, если выпуклые лучи
касаются плоской границы раздела.
Рис. 1.22. Дифракция волны на гладкой по-
поверхности раздела. Лучи — прямые линии<
поверхность S выпуклая
42
В области предельного луча, образующего
границу геометрической тени (полутень),
дифракционная картина близка к той, кото-
которая получается в зоне эффективной диффу-
диффузии при падении волны на границу, имею-
имеющую излом. В области же глубокой
тени механизм образования дифрагированной
волны j оказывается другим. Его можно
представить следующим образом.
В точке касания предельного луча Q
с границей волна как бы расщепляется —
часть энергии будет распространяться дальше
вдоль этого же луча, а часть будет перено-
переноситься волной, скользящей вдоль поверх-
поверхности раздела сред. При движении вдоль
поверхности волна будет непрерывно излу-
излучать энергию вдоль лучей, касательных к гра-
границе (Р М', РМ). В связи с этим интенсив-
интенсивность скользящей вдоль границы волны
ослабляется. Ослабление интенсивности
волны на участке ОР описывается выраже-
выражением (
Здесь Qs (О) и Qs (P) — геометрическое рас-
расхождение лучей на поверхности соответ-
соответственно в точках О и Р; R — эффективный
радиус кривизны поверхности 5 (имеет
смысл радиуса кривизны относительно луча),
1
dv_J_
дп v
A.26)
где rk — радиус кривизны поверхности S
в сечении ее плоскостью, касательной к лучу;
¦^ определяет кривизну луча; \ —¦; кон-
константа.
Начиная от точки Р, где происходит со-
соскальзывание волны с границы, распростра-
распространение волны происходит в соответствии с лу-
лучевыми законами. Для определения интен-
интенсивности в точке М необходимо кроме ослаб-
ослабления интенсивности скользящей волны на
участке ОР учитывать еще, какая часть энер-
энергии падающей волны передается скользящей
волне в точке О и какая часть энергии сколь-
скользящей волны уходит от границы из точки Р.
Таким образом, в отличие от границы
с изломом при падении волны на гладкую
выпуклую границу происходит более силь-
сильное ослабление амплитуды волны при уда-
удалении от предельного луча в зону глубокой
тени за счет экспоненциального затухания
волны на участке, где волна скользит вдоль
границы.
Волновое поле
в окрестности каустики
К явлениям дифракционного распростра-
распространения волн относится и образование волно-
вото поля в окрестности каустики — огиба-
огибающей поверхности семейства лучей. Эта
поверхность разделяет «освещенную» зону
(заполненную лучами) от зоны геометриче-
геометрической тени (рис, 1.23). На каустике геометри-
геометрическое расхождение обращается в нуль.
В некотором- слое, окружающем каустику,
распространение упругой энергии происходит
вдоль поверхности каустики, а интенсивность
волны изменяется в перпендикулярном к ней
направлении и оказывается отличной от
нуля не только в освещенной области, но
и в области тени.
Интенсивность волны в окрестности кау-
каустики приближенно описывается выражением
где а, Р — лучевые координаты, соответ-
соответствующие лучу, касающемуся каустики в дан-
данной точке; п — расстояние по нормали от
каустики, которое считается положительным
в освещенной области и отрицательным в зоне
тени; k — волновое число (k = — \,R —
эффективный радиус кривизны каустики,
определяемый по формуле?A.26); Ai (г) —
функция Эйри.
Функция Эйри имеет осциллирующий "ха-
"характер в области г<С 0 и убывает прибли-
приблизительно экспоненциально в области г > 0.
Таким образом, в области тени волна за-
затухает с удалением от каустики, причем тем
быстрее, чем выше частота со. Такой характер
поля выдерживается в так называемом по-
пограничном слое, толщина, которого имеет
порядок Rl^3k2^. Толщина пограничного слоя
уменьшается с возрастанием эффективной
кривизны каустики и частоты колебаний.
Шещенная
зона
Рис. 1.23. Схема распространения волн
в окрестности каустики.
S — поверхность каустики. Волна в пограничном
слое (ограниченном пунктиром) [распространяется
в направлении вектора S; интенсивность волны
изменяется в направлении нормали п к каустике
§ 7. ВОЛНЫ В АНИЗОТРОПНЫХ
СРЕДАХ
Общие сведения
Анизотропной называется среда, свойства
которой не одинаковы в разных направле-
направлениях. Для упругой среды анизотропия
свойств проявляете» в выражении связи
между напряжениями и деформациями A.1).
В случае полного отсутствия симметрии
свойств эти соотношения содержат 21 неза-
независимую упругую постоянную. По мере повы-
повышения симметрии число независимых по-
постоянных уменьшается.
Если строение упругого тела таково, что
оно обладает одной плоскостью' симметрии,
которую примем за плоскость ху, то
Нъ = Cl9 = С25 = С2в = С3В =
= ?зв = С45 = СМ = 0
и число независимых упругих постоянных
уменьшается до 13.
Если тело имеет в каждой точке три взаим-
взаимно перпендикулярные плоскости симметрии,
которые можно принять за координатные
плоскости, то в дополнение к предыдущим
соотношениям добавляются следующие:
CU = С24 = С34 = <?5в = 0.
Число независимых упругих постоянных при
этом сокращается до 9.
Если при наличии трех взаимно перпен-
перпендикулярных плоскостей симметрии свойства
в двух направлениях (х и у) одинаковы* то
добавляются соотношения
Сц = С 22» С&Ь = св9> С19 — ^23*
Число независимых упругих постоянных
в этом случае равно 6.
Если свойства среды одинаковы не только
в направлениях х, у, а.во всех направлениях
в плоскости ху — это случай так называемой
поперечно-изотропной (трансверсально-изо-
тропной) среды. Именно этот тип анизотро-
анизотропии представляет наибольший интерес для
сейсморазведки, так как свойства горных
пород различны вдоль напластования и в по-
поперечном направлении, и при этом все на-
направления вдоль напластования равноценны.
Для поперечно-изотропной среды добавляется
соотношение
и среда характеризуется пятью независимыми
ПОСТОЯННЫМИ (СХ1, <718, ?33, С44» ^вв)«
Если имеются три плоскости симметрии
и свойства одинаковы в направлении всех
трех осей, то число независимых упругих
постоянных равно 3: ctl = с22 = с33, с1г =
43
Наконец, в случае изотропной среды
свойства одинаковы во всех направлениях;
в дополнение к предыдущему сп = с12 + 2с44
имеются две упругие константы с12 = Я,
С44 = (I.
Из условия положительности потенциаль-
потенциальной энергии упругого тела следует, что
должны быть положительны все главные
миноры определителя, элементами которого
являются упругие константы сц (i, ) = 1,
2, ..., 6) т. е. миноры, симметричные отно-
относительно главной диагонали:
сц > О,
>о
Распространение волн
Особенности распространения волн в ани-
анизотропной среде рассмотрим на примере
плоских волн. Будем считать, что смещение
в плоской волне определяется выражением
Где п и k — единичные векторы, определя-
определяющие направление распространения волны
и направление смещения.
Подставляя это выражение в уравнение
A.2), получаем
риай = Au-\-Hv -f Gw,
pv4 = Ни -f- Bv -f- Fw,
pv2w = Gu-\-Fv -\-Cw,
Скорость волны о определяется из урав-
уравнения
= 0.
Это уравнение является кубическим отно-
относительно у2 и в общем случае имеет три раз-
различных корня. Поскольку А, В, С, F, G, Н
зависят от направления распространения
волны, то волны в разных направлениях
распространяются с разной скоростью. В от-
отличие от изотропной среды, в анизотропной
существуют не два типа объемных волн,
а три. Компоненты вектора, определяющего
направление смещения в волне, находят из
системы уравнений
Gkx -f Fky + (C — pv2) kz = 0,
в которую должно быть подставлено соот-
соответствующее значение скорости и. Направле-
Направления смещений, соответствующих трем ско-
скоростям t>lf v2, va, взаимно перпендикулярны.
В общем случае эти направления не совпа-
совпадают с направлением распространения волн,
ни с нормалью к направлению распростра-
распространения. Когда две скорости распространения
совпадают, соответствующие им смещения
происходят в плоскости, перпендикулярной
к направлению третьего колебания.
Поскольку скорости упругих волн в ани-
анизотропных средах"" зависят от направления
распространения, а сейсмические лучи не
ортогональны фронтам волн, то скорости
упругих волн в направлении нормали к фрон-
фронту волны и в направлении сейсмического
луча будут различны. Первую из этих ско-
скоростей называют нормальной (V),
вторую — лучевой (о). Нормальные
скорости совпадают со скоростью плоской
волны в данном направлении. Их значения
используются при учете преломления лучей
на границах раздела. Лучевые скорости
удобны для расчета времени пробега упру-
упругой волны в однородных анизотропных сре-
средах вдоль прямолинейных лучей.
Поперечно-изотропная среда
В поперечно-изотропной среде характер
распространения волн зависит от угла I
между направлением распространения и
осью г. Для всех направлений кроме верти-
вертикального существуют три разные скорости
распространения волн. Волна, в которой сме-
смещение "нормально плоскости, содержащей
->-
вектор п и ось г, распространяется со ско-
скоростью
V
с66 sin21 + C44
A.27)
Эту волну, по аналогии с изотропной средой,
называют волной SH. Для волн, имеющих
компоненты смещений в указанной пло-
плоскости, скорости распространения
11/2
A + C± V{A — CJ + 4G2j'
A.28)
2p
где
А = сп sin2 i + c44 cos2 i,
С = си sin2t+c33cos2i,
& — (ci3 + С44) sin l cos i.
Смещения в самой быстрой волне (у2)
для особых направлений (по оси симметрии г
и в перпендикулярной к ней плоскости)
происходят вдоль луча. В общем случае
смещения отклоняются от луча. Эта волна
называется квазипродольной Р.
•Соответственно для более медленной волны (и3)
при ее распространении в указанных особых
направлениях смещения перпендикулярны
к лучу, хотя в общем случае отклоняются от
перпендикуляра к лучу. Эта волна назы-
называется квазипоперечной SV.
В направлении оси г
vp-
Скорости двух поперечных колебаний в этом
направлении совпадают.
В направлении, перпендикулярном к оси г,
В этом направлении поперечные волны
с разной поляризацией распространяются
с разными скоростями.
Квазианизотропия
Упругая анизотропия присуща кристал-
кристаллам. Однако эффект анизотропии может про-
проявляться и для гетерогенных горных пород,
если они имеют упорядоченную структуру,
например, для горных массивов с упорядо-
упорядоченным расположением кристаллических зе-
зерен, трещин, пор или с ритмическим пере-
переслаиванием Пластов. Поскольку в указанных
случаях анизотропия отмечается лишь для
упругих волн, длина которых X ^> d — ха-
характерного размера упорядоченной струк-
структуры (мощность пласта, расстояния между
трещинами и т. п.), для данного явления
используется термин «квазианизотропия».
Квазианизотропной является
среда с периодическим чередованием различ-
различных по составу тонких слоев (рис, 1.24). Если
k I
суммарная мощность Н — Jj fy периоди-
чески повторяющейся пачки тонких слоев
удовлетворяет условию ///Я <С 1, то такая
среда проявляет свойства гомогенности и ани-
анизотропии. Сейсмические лучи в этом случае
являются прямыми линиями, а скорость за-
зависит от направления распространения. Тон-
Тонкослоистая периодическая среда имеет ось
симметрии — перпендикуляр к плоскостям
напластования. В этой плоскости скорость не
зависит от направления, поэтому среды ука-
указанного типа относят к поперечно-изотропным.
Можно рассматривать поперечно-изотроп-
поперечно-изотропную среду как длинноволновый эквивалент
тонкослоистой среды, если упругие пара-
параметры первой cllt с33, ci3> f44> сбв связаны
дсь симметрии
Рис. 1.24. Модель тонкослоистой среды
45
с параметрами тонких слоев следующими
формулами:
При равенстве модулей сдвига (цг = (ха =
= ц) тонкослоистая среда проявляет свой-
свойства изотропии:
= Свв =
42
;Г-
Zj ^ + 2^
V
Zj ^, + 2ji,
В качестве плотности среды принимается
средневзвешенная величина:
п
р = Е P/V
Вгслучае непрерывного'периодического из"
менения свойств среды с^периодом Я в пре"
дыдущих формулах суммы вида
и
заменяются интегралами
С dz
I L (г) -??•,
о
Скорости плоских продольных и попереч-
поперечных волн как функции упругих констант сп,
си» Сда» С44» см и направления распростране-
распространения определяют по формулам A.27) и A.28).
Значения скоростей в направлениях, парал-
параллельном напластованию и перпендикулярном
к нему, обозначают соответственно индек-
индексами « || » и «_|_>.
Связь локальных и интегральных харак-
характеристик периодической тонкослоистой среды
рассмотрим для простейшего случая пере-
переслаивания двух пластов (п = 2) с различ-
различными упругими модулями. Индекс 1 отно-
относится к слою с большим модулем сдвига, •
т. е. (Xj > fia. В этом случае выполняются
соотношения
С44 < Свв < СП* С44 < С83,
сц<саз, если А* + ^1 < Я2 -f ца,
4% > ^8з. если Я* + щ > Тьз + f*2-
46
Вместо констант сп, с]3, с83, С44, см пр»
решении задач сейсморазведки целесооб-
целесообразно использовать пять эффективных упру-
упругих параметров [56]:
X
где
viP, Vis, hi, Pi — соответственно нормальные
скорости продольных и поперечных волн,
мощности и плотности двух чередующихся
прослоев.
Параметры хр и xsh называются коэф-
коэффициентами аниз атропин для
Р и SH волн. Для них выполняются нера-
неравенства xsh > 1; хР > -rLr. Значения пара-
метра у± изменяются от
VJS_
до
— -_й- в прослоях, т. е. О < Yj_ < ~7=*
Параметр 5 определяется значениями коэф-
коэффициента Пуассона в чередующихся слоях:
У, км/с
Поскольку Т-—— называется в механике
коэффициентом распора, значение ?2 является
средневзвешенным из значений коэффициента
распора в чередующихся изотропных слоях.
Зависимость нормальных скоростей от
угла i между осью симметрии и нормалью
к фронту волны:
для поперечных волн SH
A.29)
для квазипродольных Р и квазипопереч-
квазипоперечных волн SV
2,7
7,<7
^7
ЬЗ
V
-
-
"si •
/
i
-n?. j# ea 90'
ь;в, граВус
Рис. 1.25. Индикатрисы нормальных (пунк-
(пунктир) и лучевых скоростей волн Р, SV, SH.
Параметры: о,р =4,5 км/с, t»aP = 3,0 км/с;
Yj = 0.613; v2 = 0,29; б = 1,1: 331 = 1,0; V р±у
V сх — скорости высокочастотных волн, длина
которых Л, «: h.
VP, SV \lf =
+ (xJ-l)sln2«±F@]I'<2,
A.30)
+ [(*p-2Yi + 1) sin2i- 1 + Y2J2}1/2.
Знак «-J-» в этой формуле соответствует
квазипродольным волнам, знак «—» квази-
квазипоперечным волнам. Поскольку функции
<1.29) и A.30) являются четными периодиче-
периодическими, то нормальные скорости можно- иссле-
исследовать в интервале углов 0 ^-. Нормаль-
Нормальные скорости поперечных волн SH монотонно
возрастают от V±s ДО *sh-V±s при УвелИ"
чении i от 0 до —. Для поперечных волн SV
скорость вначале возрастает до некоторого
значения Vsvmax» а затем убывает до" V||sv =
5=8 ^J.s- Отношение xsv = s max можно
V j_s
принять за коэффициент анизотропии по
поперечным волнам SV. В случае продоль-
продольных волн при небольших углах i скорости
могут как возрастать, так и убывать.
Лучевые скорости в поперечно-изотропной
среде определяют в параметрической форме
значениями нормальных скоростей:
со =«
d In
1/2
A.31)
где 0/ — угол между осью симметрии и
лучом.
График зависимости скорости в анизотроп-
анизотропной среде от угла между осью симметрии и
направлением нормали к фронту (для нор-
нормальных скоростей) или направлением луча
(для лучевых скоростей) называют инди-
индикатрисой скорости (рис. 1.25).
Индикатрисы лучевых скоростей Р и SH
волн в общем повторяют форму индикатрис
нормальных скоростей. Для волн SV при
достаточном отличии Visvmax 0T Kls
(hsV:>1,13) на индикатрисах появляются
петли. Следовательно, в этом случае некото-
некоторым углам 0 соответствуют сразу три луча
волны SV, характеризующихся различными
скоростями. Экспериментально это явление
наблюдалось при ультразвуковых исследо-
исследованиях на кристалле КВг и на тонкослоистой
модели.
47
Исключить параметр i из уравнений A.31)
удается лишь для поперечных волн SH.
В этом случае индикатриса лучевых скоро-
скоростей является эллипсом с полуосями V±s
и ^^
F) =
SH
— 1
lSH
Для волн Р и SV приближенные уравне-
уравнения индикатрис лучевых скоростей в явном
виде получены для небольших углов падения
лучей. Для углов 6 <: 204-25° индикатрисы
лучевых скоростей волн Р и SV с погреш-
погрешностью до 2% могут быть представлены эллип-
эллипсами:
р-1\ У1'2
1-
—
xs
sv
1
A.31')
Коэффициенты йр и xsV в формулах A.31')
можно назвать кажущимися коэффициентами
анизотропии волн Р и SV, поскольку они
характеризуют индикатрисы лучевых ско-
скоростей лишь для направления, близких к оси
симметрии среды (рис. 1.26):
A.31")
Коэффициент хр зависит от значения
суммы |2 -f- 2у2±. При ?2 -f- 2у\>-1. хр >• 1
и скорости волн Р возрастают с возрастанием
угла В; если |2 + 2^ < Ь то хр < 1 и ско-
скорости волн Р убывают в некотором интер-
интервале углов 6 от Vj_p до Vp mm» а затем воз-
возрастают до V»p = xpVj_p. Сумма р -f 2у\
определяется соотношением параметров «s
и Пр, характеризующих дифференциацию
тонкослоистой среды по скоростям волн PhS.
В зависимости от соотношения указанных
параметров выделены четыре типа квазиани-
квазианизотропии тонкослоистых сред (табл. 1.8).
Детально зависимость хр, xgV от пр> nSf
ЯК, б рассмотрена в [64].
Анализ упругой квазианизотропии для
тонкослоистой среды с невыдержанной пе-
периодичностью содержится в работе [64].
48
Для случая нормального распределения
в тонкослоистом разрезе скоростей высоко-
высокочастотных волн и равной плотности слоев
коэффициент анизотропии
ср
где VcP — средняя скорость для всей тонко-
тонкослоистой толщи; v — среднее квадрэтическое
отклонение скорости в слоях.
Анализ динамики и кинематики волн Р,
SV, SH в слоистых средах при различных
соотношениях hl"k дается на основе теоре-
теоретических расчетов и ультразвуковых иссле-
исследований на двухкомпонентных твердых мо-
моделях. Характер годографов отраженных волн
Р, SV и SH и эффективных скоростей, опре-'
деляемых по ним, для различных вариантов
строения поперечно-изотропной покрывающей
среды рассмотрен в [56, 64].
Коэффициенты]анизотропии в слоистых оса-
осадочных толщинах по экспериментальным
данным для волн Р заключены обычно в пре^
делах 1,0—1,2. В табл. 1.9 приведены экспе-
экспериментальные данные по анизотропии ско-
скоростей волн PhS. Отмечается и IV тип^ани-
зотропии (xSH > 1, хр < 1).
На рис. 1.27 приведены результаты опре-
определения упругой анизотропии по скважин-
ным наблюдениям ВСП в толще соли.В слу-
случае четко выраженной тонкой слоистости
(«грязная» соль) наблюдается значительная
квазианизотропия (хр=1,1).
Широкое распространение анизотропии II
и III типов тонкослоистых сред показывает,
что для установления анизотропии необхо-
необходимо изучать изменения vp в большом диапа-
диапазоне углов 8.
в, граЭус
Рис. 1.26. Соотношение для квазипродольных
волн индикатрис, рассчитанных по точной
формуле A.31) (/) и по приближенным фор-
формулам A.31')—A.31я) B)
49
другие, относящиеся к гетерогенным. Ско-
Скорость и поглощение упругих сейсмических
волн (интегральные параметры) определяются
физическими свойствами и геометрическими
характеристиками мелких неоднородностей,
составляющих данную среду (локальные пара-
параметры).
Связь между указанными параметрами
можно изучить на основе теоретических иссле-
исследований [116]. Лабораторные и скважинные
акустические исследования [8, 46, 69] обес-
обеспечили обоснованный выбор параметров для
расчетов скоростей и поглощения сейсмиче-
сейсмических волн в гетерогенных средах.
Гетерогенность насыщенных пористых сред
(НПС) проявляется в их многофазности
(твердая, жидкая, газообразная компоненты)
-и в дискретности, вызванной равномерным
чередованием в объеме породы пор или тре-
трещин и разделяющих их твердых зерен или про-
прослоев монолитного твердого материала. По«
скольку линейные размеры неоднородностей
меньше длины сейсмической волны, это позво-
позволяет считать НПС в случае хаотического рас-
расположения пор или трещин квазиоднород-
квазиоднородной. Связь интегральных упругих параметров
этой среды (обозначаются чертой) vp, vSf
К, \i, a, E с параметрами компонент опре-
определяется дополнительными условиями.
1. Существенное значение имеет характер
структуры (остов или скелет породы), образу-
образуемой твердой фазой. Структура скелета опре-
определяет его интегральные параметры: пори-
пористость т. и проницаемость %. 2. Интегральные
параметры vp, vs и другие зависят от горного
давления р и пластового давления флюида рпл.
Упругие свойства скелета породы опреде-
определяются эффективным давлением рэф = Р—fy>»
где kD — коэффициент разгрузки @,85 <
<V<1.0) [46].
НПС с изолированной системой пор, когда
взаимное смещение фаз невозможно, назы-
называют средой с совершенной связью между
фазами. Для этой среды не учитывается дина-
динамическое взаимодействие между фазами. Та-
Такой подход позволяет использовать сравни-
сравнительно простые модели для получения при-
приближенных формул, связывающих локальные
и интегральные характеристики НПС. Более
точный анализ упругости НПС с учетом взаим-
взаимного перемещения фаз (т. е. для сред с не-
несовершенной связью между фазами) изложен
ниже.
Модель НПС с несовершенной
связью между фазами
Вводят следующие предположения.
1. Твердый пористый остов считается изо-
изотропным и идеально упругим. Пористость и
проницаемость остова во всех сечениях оди-
одинаковы, что обеспечивает смещение флюида
в любом направлении.
2. Рассматривается единичный объем, ли-
линейные размеры которого значительно меньше
длины волны. Поскольку отдельные частицы
и поры породы должны быть меньше единич-
единичного объема, указанное допущение ограни-
ограничивает рассматриваемый диапазон сверху
частотой 10е Гц. Физико-химических взаимо-
взаимодействий между твердой фазой и флюидом не
происходит. Термоупругие эффекты не учи-
учитываются.
Рассматривается пористая среда с пори-
пористостью т и проницаемостью х» заполненная
флюидом с параметрами: |3ф — сжимаемость;
Рф — плотность, v — вязкость; твердая фаза
породы имеет сжимаемость ($т, плотность рт,
а твердый пористый остов характеризуется
сжимаемостью р*ск = —г— и модулем сдви-
сдвижек
га Цск» Дилатация остова обозначается 8Т,
дилатация флюида — 8ф; относительная ди-
дилатация Ъстова и флюида % = m @Т — 8ф).
-*¦
Вектор смещения твердого остова мт, а за-
-*-
полнителя Иф. Следовательно,
rot щ = Q.
Средняя плотность НПС
Р = тРф + (*• — т) Рт = Pa ztPi' i
где Pi и Ра — масса твердой фазы и заполни-
заполнителя в единице объема.
Направление потока заполнителя может
отличаться от направления ускоряющего
градиента, что увеличивает инерцию флюида.
Это учитывается введением эффективной плот-
плотности флюида р22» эффективной плотности
твердой фазы ри и коэффициента связи
масс Е. При ?4> 1
Р22 =ЕРфт'
Вводят в рассмотрение параметр связанной
массы р12, определяемый условием
Р3 = Р
22
2: Pi =
где Pi2 = —Рф« (Е — 1) (т. е. имеет отри-
отрицательный знак). В большинстве случаев
эффект динамического взаимодействия масс
не учитывается, т. е. считается, что Е = 1,
Pi2 = 0* Для водонасыщенных песков Е «а?
я* Г,5.
Если течение флюида в порах подчиняется
закону Дарси, то для волн сжатия получают
51
следующую систему дифференциальных урав-
уравнений:
^ A.32)
где
L =
A.33)
Отношение
определяет характе-
рФх
ристическую частоту fc. Для низких частот
движение заполнителя в порах носит в соот-
соответствии с законом Пуазейля ламинарный
характер. При />0 15/с ламинарность на-
нарушается, что приводит к увеличению вязких
потерь. Для учета этих дополнительных
потерь предложено рассматривать кажу-
кажущуюся вязкость
vK =vF*(y),
где F* — комплексная функция частотной
коррекции; у = V lflfc\ I — структурный
коэффициент, определяемый характером пор.
В зависимости от извилистости и формы
пор / = 5—12.
Рассматривая плоскую продольную волну
( кРхЛ
•6Т = Сх ехр /о» U —J;
можно получить из уравнений A.32) следу-
следующее дисперсионное уравнение:
тLр + [ А + JBF* (у)] т]2р + С - JBF* (у) = О,
где
~ ^° CO2 '
L
_Я_.
— 7
P
Рф
к_
н
_рр_
р
в =
_^ Yc-Уф
В дисперсионном уравнении есть два корня:
rif (минус перед радикалом) и TT|fr (плюс перед
радикалом), которые определяют два типа
продольных волн, распространяющихся
в НПС. Из соотношений
о
определяют скорость и коэффициент погло-
поглощения продольных волн I и II типов:
Imt|
Rer)
'pi I
Распространение деформаций сдвига в НПС
выражается следующими волновыми уравне-
уравнениями:
^- (— 0) =
(
= C3 ехр /со ^
Из этих уравнений для плоской волны
сдвига
следует дисперсионное^ уравнение
4sI*ck = Р —
где
4s=°os
А
Из дисперсионного уравнения получают
; as =[1ттK]со.
Продольная волна I типа является волной
•сжатия, вызывающей движение скелета и
флюида в фазе. Для низких частот (/ < /с)
•что соответствует формуле Гассмана для слу-
случая одинакового среднего смещения твердой
ч?азы и заполнителя. По мере роста частоты
поглощение увеличивается пропорционально
квадрату частоты.
В области высоких частот (f > Д.)
РРс — Рф
а поглощение пропорционально квадратному
корню из частоты. Для скоростей имеем
¦соотношение vQj < v^, т. е. наблюдается
аномальная дисперси^ продольных волн I
типа. Зона дисперсии отвечает в основном
полосе частот 0,1/с—10/с. При f = fc декре-
декремент поглощения максимален.
Продольная волна II типа на низких ча-
частотах (/ < fc) носит диффузионный характер
и вызывает смещение частиц скелета и поро-
заполнителя в противофазе; скорость распро-
распространения волны мала и слабо увеличивается
с ростом частот; декремент поглощения ве-
велик. На высоких частотах (/> fc) смещение
скелета стремится к нулю, скорость распро-
распространения волны II типа близка к скорости
во флюиде, а поглощение соизмеримо с по-
поглощением продольных волн I типа.
Для поперечных волн характер частотных
зависимостей скоростей и поглощения такой
же, как и для продольной волны I типа,
а скорости
Р.О-«Г
Скорость i>Soo не зависит от характера за-
заполнителя .
Для реальных сред характеристическая
частота обычно больше 103 Гц.
Теория Френкеля—Био, дополненная си-
системой уравнений Николаевского—Золота-
Николаевского—Золотарева, позволяет учесть кроме вязко-инерцион-
вязко-инерционного и термоупругий эффект (потери упругой
энергии за счет теплообмена между фазами).
Модели НПС с совершенной
связью между фазами
Указанные модели можно разделить на
две группы. К первой группе относятся
четыре модели, в которых интегральные
характеристики НПС связываются только
с параметрами фаз.
1. Для очень пористых пород (ил, торф
и т. п.), пренебрегая жесткостью скелета
(Нхк = 0), на основе формулы Вуда для сжи-
сжимаемости двухкомпонентной среды
получают соотношение
~2 1 / т
Характерной особенностью такой среды
является существование при определенных
соотношениях параметров области сверх-
сверхмалых скоростей, т. е. vp < vp. < vp
Поскольку
9 ^Ф 2 Лт
^Ф л » иРт== "Т '
"ф гт
где
то последнюю формулу можно представить
в виде
m
2
°РфРф
~Т~
о
°РтРт
2. Более высокие значения скорости vp
дает формула, основанная
продольных упругостей
на усреднении
2 Мг
ь
т
1 —m
-1«
р"
Эта формула использовалась для расчета
скорости в насыщенных песках.
3. Для плотных низкопористых сред с от-
отдельными несообщающимися порами, запол-
заполненными флюидом (базальты, туфы, дырчатые
материалы, используемые при моделирова-
моделировании), также предложена модель, в которой
интегральные упругие параметры опреде-
определяются только характеристиками фаз.
53
4. Модель, лежащая в основе так назы-
называемого уравнения среднего времени:
\—т
пР
Vj,
Уф
т
Оф"
Формально это уравнение соответствует
случаю распространения высокочастотных
волн перпендикулярно к напластованию сло-
слоев со скоростями vT и Уф. В практике акусти-
акустического каротажа уравнение используется
как эмпирическое при оценке пористости по
величинам» vp, vr, г/, для малопористых
(т < 0,15) насыщенных коллекторов на глу-
глубинах 1—3 км.
Вторая группа моделей характеризуется
использованием параметров фаз и скелета по-
пористой породы, что значительно усложняет
расчеты, но позволяет изучать основные типы
пористых горных пород от песков до песчани-
песчаников и известняков с учетом всестороннего и
пластового давлений.
Рассмотрим изотропную среду с упругими
параметрами Кск и \хск пористостью m и
плотностью рск = рт A — т), насыщенную
флюидом с модулем сжатия /Сф. Для слу-
случая низкочастотных волн, когда относитель-
относительным смещением фаз можно пренебречь, упру-
упругие 'параметры НПС определяют уравне-
уравнениями:
-К
т(/Ст —
= /f:
A.34)
Из формул A.34) вытекают очевидные
следствия: 1) когда поры заполнены газом,
/Сф мало, К -> Кск'у 2) при очень жестком
твердом материале /Ст -> оо, К — Кск +
-f- Кф/ш; 3) если пг -* 0, то Ж-*- Кг\ 4) зна-
значение К ¦+" "о" Д равно модулю Я [см. фор-
формулу A.33)].
Для расчета параметров скелета исполь-
используются эмпирические формулы и модели пори-
пористых сред в виде упаковок упругих шаров.
Последние позволяют аналитически найти
связь между геометрическими параметрами
упаковок, физическими свойствами твердых
частиц — шаров, слагающих упаковку, и
упругостью упаковки в целом (скелета).
54
Несмотря на значительную идеализацию-
свойств зернистых пористых пород, шаровые-
упаковки отражают их основные особенности:
передача напряжений через контакты, умень-
уменьшение числа контактов, приходящихся на
одну частицу, с уменьшением пористости,
увеличение жесткости контактов с ростом
глубины.
В основе теоретического анализа упругости
шаровых упаковок лежит решение задачи
Герца о деформации двух идеально гладких
шаров в точке контакта под действием силы,
направленной по линии, соединяющей центры
шаров. Связь между деформацией и силой
носит нелинейный характер, что связана
с изменением площади контакта шаров-
в процессе деформации. На основе указанного-
решения можно рассчитать скорости упругих
волн в функции параметров шаров и глубины
залегания г. Для двух типов правильных
упаковок: наименее плотной простой кубиче-
кубической и плотнейшей гексагональной (табл. \.\Щ
выражения для упругих модулей скелета-
и скорости имеют вид
'Рек
SCKX' Рск Рск
где Ар, As—коэффициенты, зависящие or
типа упаковки.
Выражения для скорости в насыщенных
шаровых упаковках получаются на основе-
формул A.34). Иногда в качестве плотнейшей
рассматривается кубическая гранецентриро-
ванная упаковка, имеющая параметры пг =
= 0,2595; АТРК = 6,48D —0т)/B — сгт).
Упорядоченные упаковки характеризуются:-
1) степенной зависимостью^ скорости от глу-
глубины v= cz1/6; 2) анизотропией скоростей.
Для реальных зернистых сред типа песков-
наблюдается более интенсивный рост ско-
скорости с глубиной: показатель степени у z
1 1
равен4Х—Г'
Поскольку в реальных условиях анизотро-
анизотропия у зернистых Сред выражена слабо, то»
рассматривают модель в виде неупорядочен-
неупорядоченной упаковки одинаковых шаров с перемен-
переменной пористостью т= 0,2595—0,4764. Для рас-
расчета скорости в такой модели можно исполь-
использовать формулы A.34'), в которых Ар, 4s
зависят от пористости. С целью определе-
определения функции А (пг) рассматривались экспе-
экспериментальные данные о зависимости числа
контактов одного шара пш от пористости*
Выражения для различных упаковок
Таблица 1.10
Тип упаковки
Гексагон альн ая
Характер упаковки ша-
шаров в слое
Пористость
1 ^- = 0,4764
о
1 -±= = 0,2595
31^2
Число контактов одного
тара гш
12
Продольная упругость
•скелета ДМСК
Г 3?тР,ф 11/3
[8(l-o2TJJ
Бертикальное давление
«на один шар на глубине z
5,78
8,65
Продольная упругость
для насыщенной^упаков-
ки
m
1 —m MC
т . 1 —т Аё
16с
! Г 3?|р9ф IV3
5,78A—ат)
2 —ат
2,16
Наблюдаемая зависимость пш (т) хорошо или дгр _ 12>4 [а — 0,15) соответственно:
объясняется гипотезой, что упаковки оди-
наковых шаров с промежуточной пористостью & 50,0
являются смесью отдельных объемов наиболее АР \т> ~~ ^,35 + 13,22т '
рыхлой (кубической) и плотнейшей (гране-
центрированной или гексагональной) упа- ^ (т) = 7^>97
ковок. Применяют два выражения для функ^ РК ' ЗЗЛ4т —2,80 *
ции Ар (т) в указанном диапазоне пори-
«ости, полученные путем интерполяц-н меж-
ду величинами А^ = 5,78 и Л?к=8,65 с ша
шарами разных размеров.
55
Для трехфазной
нителем жидкость—газ
НПС с запол-
заполгде Sr — объемная доля газа (г, ж — соот-
соответственно индексы газа и жидкости).
Зависимость vp от 5г изучалась экспери-
экспериментально и теоретически. Согласно теорети-
теоретическим расчетам по мере замещения газа
жидкостью v изменяется очень мало
[бр (Sv) «* »Р _(«5Г = 1)]. Только при 5г =
= 0,01—0,02 Ор резко возрастает до значе-
значений, соответствующих полному жидкостному
насыщению. По экспериментальным данным
при замещении в песке газа пластовой водой
резкое нарастание скорости происходит при
5гя»0,1. Теоретические расчеты поглоще-
поглощения продольных волн показывают, что макси-
максимальное поглощение наблюдается при 5Г =
= 0,05—0,1.
§ 9. ВОЛНЫ В НЕУПРУГИХ
СРЕДАХ
Общие сведения
Многие важные динамические особенности
волновой картины в реальных средах (изме-
(изменение спектрального состава колебаний в про-
процессе распространения, различия формы, спек-
спектрального состава и затухания колебаний
в продольных и поперечных волнах) в рам-
рамках идеальной упругости не могут быть
объяснены. Это вызвано тем, что в горных
породах на движущиеся частицы среды по-
помимо упругих сил действуют диссипативные
силы, вызванные теплопроводностью, вязким
и сухим трением и т. п. Их действие приводит
к нарушениям термодинамического равнове-
равновесия и необратимому переходу механической
энергии колебаний в другие виды энергии
[47К
Для изучения динамики сейсмических волн
необходимо вводить более сложные модели
среды, в которых соотношения между на-
напряжениями и деформациями отличны от
закона Гука A.1). Простейший класс таких
моделей образуют линейно-неупругие среды.
В них тензоры деформаций и напряжений
как функции времени связаны некоторыми
линейными интегро-дифференциальными соот-
соотношениями. Такие модели пригодны для опи-
описания распространения волн малых дефор-
деформаций вдали от источника; вблизи источника
амплитуды деформаций столь велики, а их
изменение во времени происходит столь бы-
56
стро, что образующиеся волны деформаций
необходимо изучать методами нелинейной
теории упругости и пластичности.
Линейно-неупругие среды
Связь между тензором напряжений %ц (/)
и тензором деформаций ец (t) (уравнение
состояния):
Где Dq (q = p, 6, x, e) — различные диф-
дифференциальные операторы вида а<0) (t) -f-
+ *?} го
висящие от времени коэффициенты-
Обычно ограничиваются только членами,,
не содержащими производных по времени
выше первой. Другую форму записи тех же
соотношений получают, исходя из теории
последствия (теории Больцмана), предпола-
предполагающей линейную связь между деформацией?
в настоящее время t и всей историей напря-
напряженного состояния материала:
6
) dti p г
—оо
где Фр (t), Фх (t) — объемная и ^сдвиговая1
функции ползучести (крипа), характеризу-
характеризующие соответствующие деформации среды под.
воздействием единичного напряжения в мо-
момент времени г.
Распространение волн в линейно-неупругих-
средах. Благодаря линейности уравнений
состояния A.35) изменению деформаций во»
времени по гармоническому закону
ец (г, t) = ец (г) ехр (Ш)
соответствует гармоническое изменение на-
напряжений во времени:
Т?«(/\ t) »Tt/(r)exp(toO-
В результате уравнения A.35) можно-
свести к системе линейных алгебраических
уравнений связи между Хц и ?//. В частном?
случае изотропной среды они принимают вид.
т^с = L (со) 9 + 2М (со) е^,
которые отличаются от закона Гука A.1')
только тем, что вместо констант Ляме к
и (л в них фигурируют комплексные функции
частоты L (со) и М (со). Конкретный вид
этих функций зависит от принятой модели,
т. е. от вида операторов Dq.
Понятие о комплексных модулях упрощает
анализ процессов распространения волно-
волновых полей, позволяя использовать описан-
описанный выше аппарат для идеально-упругих
сред. Распространение продольных и попе-
поперечных волн в однородной линейно-неупру-
линейно-неупругой среде происходит независимо и харак-
характеризуется комплексными частотно-зависи-
частотно-зависимыми скоростями:
В среде могут существовать однородные и
неоднородные плоские волны. Скалярный
потенциал смещений, переносимых плоской
гармонической продольной волной, имеет вид
<р ? 0 = А ехр [Ш — i (qv г) — (?а, г)],
где А — произвольная комплексная кон-
станта; qlt q2 — векторы
-> <»а 1
I ft I cos р = — -5- Im-^T
v
(ft. ft) =
волна однородная (плоскости равных ампли-
амплитуд и фаз параллельны), при остальных —
неоднородная. В отличие от идеально-упру-
идеально-упругой среды, где единственно возможная неодно-
неоднородная волна характеризуется значением
р = -^-, в линейно-неупругой среде пло-
плоскости равных фаз и амплитуд неперпенди-
неперпендикулярны.
Скорость перемещения плоскостей постоян-
пои фазы v =
а максимальное затуха-
по сравнению с неоднородными волнами.
Аналогично векторный потенциал смещений,
переносимых плоской гармонической гюпереч-
ной волной, имеет вид
т|> (г, t) = Aq0 ехр [Ш — i (qv г) — (q2, r)),
-*¦ ->•
где qt и q2 определены предыдущими соот-
соотношениями, но с заменой Vp на Vs', Qo —
единичный вектор, ортогональный и qif и q2.
Однородные продольная и поперечная вол-
волны линейно поляризованы таким же образом,
как в идеально-упругой среде; неоднородные
волны обладают эллиптической поляризацией
-»- ¦+¦
в плоскости, содержащей векторы qt и q2;
причем ориентация и соотношение осей
эллипса зависит от свойств среды, типа волны
и угла р.
Фазовая скорость и затухание однородных
плоских волн. Плоская гармоническая одно-
однородная волна, бегущая вдоль оси х, несет
смещение, пропорциональное
где v — скорость распространения волны;
а — коэффициент поглощения.
Амплитуда волны А (х) в точках х и х0
связана соотношением
А (х) = А (х0) ехр [—а (х — х0),
Вектор <7i указывает направление наибы-
наибыстрейшего убывания фазы волны и перпен-
перпендикулярен к плоскостям равных фаз; век-
вектор q2 указывает направление наибыстрейшего
убывания амплитуд и перпендикулярен к пло-
плоскостям v равных амплитуд. Угол Р между
этими векторами может принимать любое
значение в пределах 0 <: Р < -^-. При Р = 0 а =
где об = __ * ' (в м).
Скорость v и коэффициент поглощения а
связаны с комплексной скоростью V (со)
в среде следующими уравнениями:
, ¦
Re К ((о)
(со)
Логарифм отношения амплитуд волны на
расстоянии, равном ее длине А,, называют
логарифмическим декрементом поглощения:
2яа (со) v (со)
Im V (со)
Re V (со)
Затухание волн часто характеризуют также
добротностью Q, связанной с энергетическим
балансом при диссипации энергии:
ние равно | q21; однородная волна имеет наи- q-i _ 1
большую скорость и наименьшее затухание 2я
57
где AW — плотность энергии, рассеянной
в цикле колебания; Wmax —¦ максимальная
энергия, запасенная в этом цикле.
Для плоской волны
При малых значениях ¦& < п
В силу закона причинности нестационарная
плоская волна должна распространяться
в среде с конечной скоростью. Поэтому ве-
величины v (со) и а (со) связаны известным дис-
дисперсионным отношением Крамерса—Кронига:
о (со)
л j ©1—с
©1—со
я
со*—со
где Р — главное значение интеграла по Коши.
Отсюда следует, что по заданному закону
затухания а (со) можно однозначно опреде-
определить дисперсию — зависимость фазовой ско-
скорости от частоты и наоборот.
Частные виды линейно-
неупругих сред
Тело Кельвина—Фойгта. Уравнение со-
состояния для этого тела получено в предпо-
предположении, что в теле существуют вязкие силы
сцепления
где Те = ff/K — время релаксации деформа-
деформации объема при постоянном давлении; Т)* —
коэффициент вязкости при изменениях объ-
объема тела; Те = г\'/ц —¦ время релаксации сдви-
сдвиговой деформации при постоянном сдвиговом
напряжении; х\' — коэффициент вязкости при
изменениях формы тела (т)" > 0, х\' > 0).
Тело Максвелла. Связь деформаций и на-
напряжения для этого тела имеет вид
de
dt
Хху =
xy
dt
где Тт = р/п —* время релаксации напря-
напряжения при постоянной деформации; г\ *—
коэффициент вязкости.
При фиксированном напряжении деформа-
деформация неограниченно растет со временем (тело
течет). Поэтому уравнение для тела Максвелла
имеет смысл только для сдвиговых деформа-
деформаций.
Стандартное линейное тело. В этом теле
комбинируются оба рассмотренных механизма
диссипации, так что уравнения состояния
имеют вид
— lP+T
dxxy
= a I e
de*
¦xy
dt
58
где Тр — время релаксации напряжений сжа-
сжатия при постоянной объемной деформации.
Каждому из рассмотренных тел соответ-
соответствуют определенные зависимости комплекс-
комплексных модулей, фазовых скоростей и затухания
от частоты. Соответствующие формулы и асим-
асимптотические оценки для низких и высоких
частот приведены в табл. 1.11. Эти класси-
классические модели объясняют некоторые особен-
особенности распространения упругих волн в реаль-
реальных материалах, связанные с конкретными-
механизмами диссипации. Однако горные-
породы ведут себя при распространении,
волн существенно иначе, чем простые моделиг
что может объясняться одновременным су-
существованием множества различных диссипа-
тивных механизмов. Поэтому для их описания
используют более сложные теоретические
модели.
Тела с дискретным или непрерывным спек-
спектром релаксации. В предположении о суще-
существовании нескольких независимых меха-
механизмов релаксации компоненты деформации
можно представить в виде конечных^сумм:
каждый член которых связан с напряжением т
уравнением состояния для приведенных выше
тел с соответствующими параметрами ре-
релаксации. Наличие большого числа пара-
параметров позволяет при помощи таких моделей
или их аналогов с непрерывным спектром»
времен релаксаций достаточно гибко описы-
описывать наблюдаемые в эксперименте зависимости
а (со), v (со).
При малых касательных напряжениях
полная сдвиговая деформация еху (t) есть
сумма упругой (гуковской) деформации
?г. ху @ и упруго-релаксационной деформа-
деформации ерху (/), обладающей ограниченным
59
60
61
непрерывным спектром времен релаксаций
с ядром -=•:
= J zxy{T,t)±rdT,
причем Тт < Тм, ъ#у (Т, t) подчиняется
уравнению состояния вида
Ъу @ =
d&.
'ху
где ц* — упруго-релаксационный модуль
(при ц* -*• 0 модель переходит в тело Мак-
Максвелла).
Такая трактовка уравнения состояния
приводит к приближенным выражениям для
скоростей гармонических продольных и по-
поперечных волн в среде на частоте ©:
-ш/
I/
2ц*
к* м
Здесь /С, Af — эффективные упругие модули
объемногр сжатия и сдвига,
М
(О
/С
К
где /С* — упруго-релаксационный модуль
объемного сжатия; sM — верхняя граничная
частота спектра частот релаксаций,
мент затухания, лежит внутри достаточно
широкого диапазона частот. Для крепких
пород Ог*/ц < 5) \0sm < еэ < 0,Ьм. Для
мягких пород «о < 0,1 sm exp [\im/(\i — 5)].
Если задать значения скоростей vp, »s
и декрементов поглощения dp, Ф$ на неко-
некоторой частоте <оо внутри данного диапазона,/
то для произвольной частоты ш эти величины
находят по следующим формулам:
ds и =
vs (со) =
In —
= ys(<°o) 1/ ^
V s
I/ l г-1-ln т~
Ф(со) =
= Ф (щ)
Ф,
A,
— In —
1 +
-Ф(й)) —1 I
4 Г
4 .
T'
При достаточно малых ds (coo) и не слиш-
слишком больших In — эти формулы с доста-
достаточной точностью до членов порядка d| (o)o)
переходят в приближенные:
нижняя
IX*
Тт
граничная
частота
спектра,
0р(<й)«
ds (со) «=
А
п
~ Qs
= const |»
= const2,
Для горных пород sM = 10е — 1010С1,
Эти формулы справедливы, если частота со,
для которой измеряются скорость и декре-
62
о
2&S///////////////7/
1 Z t, В 8 vp/r
Рис. 1.28. Область допустимых значений
-а— = М —-*) (заштрихованная фигура);
точки — наблюденные данные
Значения отношений параметров \i/K, \i*/K*
в горных породах лежат в некоторых интер-
интервалах:
Это позволяет установить примерную об-
область возможных комбинаций„значений ^-,
-?¦ в горных породах (см. рис. 1.28). Кривая,
О
ограничивающая эту область снизу, имеет
уравнение -тг-= -~-\ —— I и соответствует
К S
моделям с -jt? — 0, т. е. идеально-упругим
по отношению к чисто объемным деформациям.
Для таких сред ~- < 1, т. е. продольные
волны затухают на длине волны медленнее
поперечных волн той же частоты.
§ Ю. МОДЕЛИРОВАНИЕ
СЕЙСМИЧЕСКИХ ВОЛНОВЫХ ПОЛЕЙ
Физическое моделирование
Под физическим моделированием понимают
лабораторный метод исследования закономер-
закономерностей распространения сейсмических волн.
Принципиальная необходимость в физиче-
физическом моделировании возникает, когда при-
применение математических методов не позво-
позволяет с требуемой точностью и достаточна
эффективно получить аналитическое или чис-
численное решение какой-либо сложной волно-
волновой сейсмической задачи. При решении дру-
них неэлементарных задач целесообразно,
а подчас и необходимо совместное исполь-
использование физического моделирования и мате-
математических методов. Основная цель физиче-
физического моделирования заключается в выявле-
выявлении тех существенных особенностей изучае-
изучаемого явления, которые необходимо учиты-
учитывать при построении и анализе математиче-
математических решений, в осуществлении контроля тео-
теоретических решений и результатов математи-
математического моделирования, а также при их гео-
геофизической интерпретации.
Физическое моделирование [2, 40], при?
меняется для изучения дифракционных, реф-
рефракционных и интерференционных полей
объемных и поверхностных сейсмических
волн в сложнопостроенных средах. К ним
относятся среды: с угловыми областями (сбро-
(сбросы, разломы, выклинивания, другие типы
разрывных нарушений); с криволинейными,
гофрированными, шероховатыми и преры-
прерывистыми границами; тонкослоистые при ко-
косом падении лучей; градиентные с негоризон-
негоризонтальными и несогласными границами; анизо-
анизотропные; среды, включающие волноводы
с резкими и нерезкими границами; со ста-
статистическим распределением упругих и плот-
ностных свойств. Другая область примене-
применения метода связана с моделированием явле-
явлений в сейсмическом источнике (очаге).
Подобие волновых явлений. Физическое мо-
моделирование основано на положении о том,
"что в геометрически подобных идеально-
упругих средах натуры (Н) и модели (М)
волновые сейсмические поля можно описать,
тождественными безразмерными дифферен-
дифференциальными уравнениями, которые являются
инвариантными относительно любых пар-
динамически подобных волновых явлений, т. е
для любой пары «натура—модель». Безраз-
Безразмерные величины, входящие в указанные-
уравнения, определяют критерии и константы
подобия, которые не изменяются при переходе-
к соответствующим интегралам (решениям
уравнений), описывающим моделируемые-
поля сейсмических волн. Наиболее удобны
константы подобия, которые в отличие от
критериев подобия постоянны во всех сход-
сходственных точках двух геометрически подоб-
подобных сред, но изменяются, когда одна пара»
подобных волновых явлений заменяется дру-
другой. Констант*ы подобия для:
скоростей
Ся =
JSiM.
плотностей
ДЛИН
времен
hu
— _mjL~
круговых частот
где i — текущий номер области (слоя) упру-
упругой среды (i = 1, 2, -..); т — номер произ-
произвольно выбранного слоя; h — модуль век-
тора ft, определяющего положение источника
в заданной системе координат; ор и i>s —
соответственно скорости продольных и по-
поперечных волн; р — плотность; со — круго-
круговая частота колебаний; / — длина; t — время.
Удовлетворение констант Ср, С/, Си С&,
¦а также зависящих от них констант подобия
смещений Си= С\ и механического напря-
напряжения Сст = СрС1 обеспечивает динамиче-
->-
ское подобие полей смещений и и напряже-
->
ний а в натуре и модели.
Принципиально возможна реализация
трех групп идеально-упругих моделей
1. Cv = Со = 1, когда в сходственных
областях (пластах) натуры и модели пара-
параметры vp, vs и р сохраняют одинаковые зна-
значения. В этом случае константа геометриче-
геометрического подобия С/ определяет масштаб модели-
моделирования, а также масштабы трансформации
времен (Ct = Ci) и частот (Ca = l/Ci).
2. Со =f= 1, Ср Ф 1, что соответствует про-
пропорциональному изменению параметров vpf
vs, p во всех сходственных областях (слоях)
натуры и модели; в этом случае возможно мо-
моделирование на средах с совершенно другими
относительно натуры значениями параметров
vp, us, p при условии, что масштабы трансфор-
трансформации времен Ct и частот Са жестко связаны
<. константами геометрического подобия С/
и подобия скоростей Cv:
_i_
?i
3. Смешанное моделирование, когда по-
подобно изменены скорости, а плотности сохра-
сохранены (Со ф I, Ср= 1) и наоборот (Срф 1,
64
Cv = 1), так как константы Со и Ср незави-
независимы.
Во всех рассмотренных случаях удовлет-
удовлетворение констант подобия Cv для скоростей
vD и ос означает, что
Р S
( vpi \
н WV
фф
W
т. е. имеет место равенство коэффициентов
Пуассона а в сходственных областях натуры
и модели.
В неидеально-упругих средах динамиче-
динамическое подобие моделируемых волновых про-
процессов обеспечивается с помощью дополни-
дополнительного условия — равенства в каждой сход-
сходственной области натуры и модели декремента
затухания (поглощения) продольных и попе-
поперечных волн Фр^ s» Для каждой спектральной
составляющей ш:
2nccpivpi} _^2jtap.t>p.
CO
(
0)
to
м
Это гарантирует соблюдение критериев по-
подобия при любом одинаковом для натуры
и модели виде частотной зависимости погло-
поглощения и при выполнении следующих соотно-
соотношений между коэффициентами поглощения
продольных ар и поперечных ag волн во всех
областях моделируемой среды:
а )
O-r
a
Si
Sm. /н
aPm/M
ОС.
'Si
Sm /M
Способы, физического моделирования. В на-
настоящее время используются три основных
способа, соответствующие применению
твердо-жидких, твердых двумерных и твер-
твердых трехмерных ультразвуковых моделей.
Твердо-жидкие модели ре-
реализуют с помощью листов и блоков твердых
материалов, погружаемых в ванну с водой,
и таким образом имитируют исследования
сейсмогеологических объектов. Параметры
некоторых материалов даны в табл. 1.12, из
которой видно, что контрастность упругих
и плотностных твердых элементов, контак-
контактирующих с водой, существенно превышает
соответствующие показатели натурных
объектов. Из-за отсутствия поперечных волн
в жидкости и несоблюдения граничных усло-
условий невозможно обеспечить динамическое
подобие сейсмического волнового поля
в натуре и твердо-жидких моделях. Поэтому
область их применения ограничена неболь-
Таблица 1.12
Параметры сплошного материала при использовании
методов управления и регулирования
Материал
Дюралюминий
Железо
Стекло
Латунь
Песчано-цементная
смесь
Цементный камень и га-
газобетон
Эпоксидная смола с со-
составным отвердителем
Плексиглас
Винипласт
Парафин
Вода
Vp, КМ/С
5,3—6,2
5,4—5,9
5,2—5,7
3,7-4,4
—
—
2,3—2,7
1,8—2,0
1,2—1,4
1,43
°s/ap
0,57
0,60
0,64
0,57
—
—
—
0,51
0,60
0,57
0,00
Р,
г/см*
2,7
7,8
3,6
8,1
—
—
—
1,2
1,4
0,9
1,0
Ирэф, КМ/С
3,1—5,3
2,7—5,4
2,0—3,7
2,3-4,2
1,2—3,4
2,4
1,1-2,3
—
^эф/^Рэф
0,57—0,61
—
—
0,59
—
0,49
•
0,49—0,60
—
—
рэф, г/см»
1,1—2,7
3,1-7,8
3,2—8,1
2,0—2,2
0,8—3,0
1,35
0,5—1,2
—
—
шим кругом задач, исследуемых в акусти-
акустическом приближении, а также теми задачами
морской сейсморазведки, в которых иссле-
исследуются компоненты волнового поля или спе-
специфические вопросы, существенно связан-
связанные с наличием водного слоя, покрывающего
твердую среду (реверберационные ^помехи,
искажение кинематических и динамических
параметров волнового поля вследствие укло-
уклонения морской косы относительно линии про-
профиля при движении судна и т. д.). Из-за
несоблюдения условий динамического по-
подобия нецелесообразно применять модели
в виде твердых элементов, расположенных
в газообразной (воздушной) вмещающей
среде.
Твердые двумерные модели
изготовляют из однородных металлических
и пластмассовых листов, склеиваемых «в реб-
ребро» (эпоксидные смолы) или наплавляемых
при разогреве вдоль границ раздела.
При возбуждении упругих колебаний на
ребре листа (пластины) в его плоскости
распространяются продольные и попереч-
поперечные волны. Наблюдается адекватность низко-
низкочастотной части поля смещений в пластине
в условияхчобобщенного плоского напряже-
напряжения состояния и поля смещений в трехмерной
среде при плоских деформациях, создаваемых
цилиндрическим источником, перпендику-
перпендикулярным к той координатной плоскости, разрез
среды вдоль которой отображает плоская мо-
модель. В обоих случаях справедливы аналогич-
аналогичные двумерные волновые уравнения, разли-
различающиеся только упругими константами.
Связь между упругими параметрами про-
3 Зак. 80
странственной среды и ее плоского
определяется выражениями
аналог
Фпл
1/2
«пл — ! _ о >
где Vp пл и апл — соответственно скорость
продольных волн и коэффициент Пуассона
для пластины.
Параметр vs в обоих случаях имеет одина-
одинаковое значение. Низкочастотная часть поля
смещений в пластине определяется неравен-
неравенствами d С яЯ<, или d < 2я2ус/со , где
d — толщина пластины, юя — верхняя частота
спектрального диапазона моделирования,
%S — длина поперечной волны на частоте ов.
В двумерной модели размер каждого элемента
должен превышать величину d примерно на
порядок, вследствие чего для изучения, на-
например, среды с тонкими слоями мощностью
АН необходимо выполнить условие d <
« АН « nls.
Преобразование результатов двумерного
моделирования к трехмерной среде с источни-
источником сферических волн требует учета характе-
характеристик направленности, различий геометри-
геометрического расхождения фронтов и зависимости
коэффициентов отражения (преломления)
от угла падения в пространстве. Подобные
преобразования справедливы для класса
моделей, структура и параметры которых
не изменяются вдоль одной из координатных
65
осей. Данное ограничение в совокуп-
совокупности с существенной трехмерностью сей-
сейсмического волнового поля ограничивает
область применения двумерного модели-
моделирования, которая обусловлена и ограни-
ограниченным ассортиментом имеющихся матери-
материалов и несовершенством способов изготов-
изготовления моделей с требуемым количеством
границ раздела произвольной формы при
требуемом сочетании параметров контакти-
контактирующих сред, и трудностью объективного
контроля качества контактов между сопря-
сопрягаемыми элементами. Возможны контакты
с частичным проскальзыванием, приводя-
приводящие к промежуточным значениям коэффи-
коэффициентов отражения (преломления) относи-
относительно теоретически изученных случаев аб-
абсолютно-жесткого и идеально-скользящего
контакта. Устранить технологические не-
недостатки можно способами управления свой-
свойствами двумерных моделей, позволяющими
создавать среды с заранее заданным про-
произвольным распределением упругих и пло-
тностных параметров и возможностью ими-
имитации частотных зависимостей поглощения,
характерных для реальных сейсмогеологи-
ческих сред.
Наибольшее применение имеют ды-
дырчатые модели,, реализуемые путем
перфорации в пластине мелких отверстий,
расположенных с различной густотой по
равносторонней треугольной (изотропная
среда) и квадратной (анизотропная среда)
сеткам или размещенных случайным обра-
образом на плоскости листа. Принцип дырчатого
моделирования основан на явлении изме-
изменения скорости упругих волн в пористой
среде в зависимости от отношения ее эффек-
эффективной ПЛОТНОСТИ Рэф К ПЛОТНОСТИ р СПЛОШ-
СПЛОШНОГО материала. При" детерминированном
распределении отверстий по поверхности
листа между рЭф и р существует однознач-
ная^ связь, определяемая диаметром отвер-
отверстий D, шагом отверстий h и типом сетки.
Наиболее универсальной дополнительной
характеристикой перфорированных пластин
сравнительно со сплошными является дырча-
тость Q = 1 — (рЭф/р).
Экспериментальное изучение дырчатого
моделирования показало следующее.
1. Для низкочастотных колебаний ( — >
\ п
>• 7, h > D ) дырчатая пластина представ-
представляет" собой макрооднороднукт среду, в ко-
которой, образуются и распространяются эф-
эффективные продольные Р, поперечные SV
и поверхностные R волны, подчиняющиеся
законам геометрической сейсмики.
2. Скорость указанных волн квазили-
квазилинейно уменьшается с ростом Q и при Q = 0,6
66
0,1 0,2 0,3 0,Ц 0,5 0,6
0,1» 0,5 0,6 -Q.
Рис. 1.29. Графики скоростей (а) и затуха-
затухания (б) ультразвуковых волн в дырчатых мо-
моделях.
а — зависимость скорости v продольных Р, по-
поперечных SV и поверхностных R волн от пара-
параметра Q в дырчатом дюралюминии: б — зависи-
зависимость эффективного коэффициента затухания а .
от параметра Q для датчиков размером 110 X 10 X
X 10 мм:
/ — дюралюминий; 2 — латунь; 3 — железо,
4 — плексиглас
достигает 55, 60 и 70% величины v в сплош-
сплошном материале соответственно для волн Р,
SV и R (рис. 1.29, а).
3. Дисперсия скоростей в диапазоне ча-
частот 25—250 кГц практически не ощутима,
а наблюдаемая незначительная непараллель-
непараллельность годографов фаз и плавное снижение
видимой частоты колебаний при удалении
от источника обусловлены рассеянием и по-
поглощением высокочастотных спектральных
составляющих.
4. В пластинах с треугольной сеткой вплоть
до 9 = 0,6 анизотропия скоростей и ампли-
Я.
туд не превышает 1—2%, если при этом1 -г- >-
п
Я
^ 10. Когда же 7 < -г- < 10, анизотропия
скоростей практически отсутствует, но
отчетливо выражена анизотропия амплитуд
(до- 10—15%). Модели с квадратной сеткой
характеризуются большой анизотропией
скоростей, достигающей 15% при Q = 0,6
и анизотропией амплитуд до 50—100%.
5. При изменении Q от 0 до 0,6 эффектив-
эффективное затухание упругих колебаний и зависи-
зависимость его от частоты обусловлены совместным
действием поглощения в сплошном матери-
материале и рассеянием ультразвука на отверстиях
дырчатой пластины (рис. 1.29, б).
6. Изменение параметров h и D между
отдельными участками скачком или по-
постепенно позволяет имитировать среды
с границами 1-го и 2-го родов либо градиент-
градиентные по двум координатам.
7. Результаты контрольных расчетов ко-
коэффициентов отражения (преломления)
при нормальном и косом падении, амплитуд
и годографов волн в тех моделях, к которым
применим лучевой метод, согласуются с фак-
фактически реализованными и эксперимен-
экспериментально проверенными динамическими и
кинематическими параметрами соответ-
соответственно в пределах 4—5 и 1—2%,что можно
считать реальной точностью данного способа
моделирования.
В силу характерной для дырчатых моде-
моделей жесткой связи между эффективными
плотностями и скоростями для раздельного
управления параметрами уЭф и рЭф целесо-
целесообразно комбинировать перфорацию с варь-
варьированием толщины листа на разных уча-
участках дырчатой модели. Помимо дырчатых
пластин известны менее изученные и обосно-
обоснованные двумерные модели с выступами и би-
морфные, не получившие до настоящего вре-
времени широкого применения.
Твердые трехмерные мод-е-
л и наиболее предпочтительны, в связи с чем
технология этого способа непрерывно совер-
шествуется. Для изготовления моделей ис-
используются цементный камень, газобетон
и лесчано-цементные смеси, упругие и плот-
ностные свойства которых регулируются под-
подбором соотношения основных компонентов,
водоцементного фактора, присадками газо-
образова тел ей и утяжелителей. Часто
применяют послойное наращивание моделей
при продолжительности периода стабилиза-
стабилизации параметров до 2—4 недель. Эффектив-
Эффективным является совместное применение раз-
различных наполнителей (кварц вибропомола,
эпоксидная смола, алюминиевая пудра,
вольфрамовый порошок) и моноотвердите-
лей (различные смолы, например, дека-
лит-6), а также составных отвердителей (на-
(например, равновесная смесь триэтаноламина
и полиэтилена — полиамина). Срок стабили-
стабилизации параметров таких комбинированных
моделей значительно сокращается (до 2—
3 дней). Параметры перечисленных матери-
материалов позволяют создавать трехмерные модели,
главным образом вертикально-неоднород-
вертикально-неоднородных, слоистых и градиентных сред. К недо-
недостаткам подобных моделей относятся их боль-
большие размеры, составляющие на частоте около
100 кГц 0,5—1,5 м. Это затрудняет получение
необходимой однородности свойств во всем
объеме отдельных элементов и осложняет
контроль параметров внутри среды. Поэтому
представляют интерес микромодели, изго-
изготавливаемые из тех же материалов и, кроме
того, из металлов и пластмасс. Микромодели
предназначены для исследований на види»-
мых частотах до 1 мГц, благодаря чему их
размеры существенно меньше и работа с ними
более удобна. Одновременно с переходом
к микромоделям требуется изменять применя-
применяемые пьезопреобразователи с тем, чтобы пло-
площадь их контакта с моделью не превышала
0,2—1,0 мм2.
Из табл. 1.10 следует, что многие сплошные
материалы, удовлетворяющие требованиям
моделирования по параметрам vp и vs* ха-
характеризуются чрезмерно высокой (латунь,
железо) или, наоборот, низкой (парафин)
плотностью. С помощью же четырех дырчатых
материалов — дюралюминия, латуни, железа
и плексигласа — можно перекрыть весь тре-
требуемый диапазон значений vp от 5,4
до 1,1 км/с. При этом vs непрерывно изме-
изменяется от 3,1 до 0,8 км/с, а р — от 8,1 до
0,48 г см3.
Методика физического моделирования.
Чаще всего моделирование осуществляют на
специальной установке (сейсмоскопе), с по-
помощью которой многократно генерируются
и излучаются в исследуемую модель короткие
ультразвуковые импульсы. Возникающие
упругие волны распространяются в мо-
модели, испытывая отражения, преломления,
затухание и т. д. Затем они в точке приема
преобразуются в электрическую форму, уси-
усиливаются и визуализируются на экране элек-
электроннолучевого индикатора, откуда изобра-
изображение фотографируется на пленку или фото-
фотобумагу. Частотный диапазон составляет 30—
500 кГц, что соответствует масштабу модели-
моделирования 103—10*. При применении микро-
микромоделей частоты и масштаб соответственно
увеличиваются до 1—3 МГц и C—4) X 10*.
Традиционная методика моделирования
позволяет изучать амплитудные и кинемати-
кинематические характеристики исследуемых волн,
когда последние относятся к области первых
вступлений или доминируют по интенсивности
сравнительно с другими регулярными вол-
волнами и случайным шумом. При этом исклю-
исключается возможность эффективного коли-
количественного исследования актуальных сей-
сейсмических задач, связанных с разделением
сигналов при интерференции, с выделением
слабых дифрагированных или отраженных
волн на фоне интенсивных помех и т. д.
Поэтому методика и техника моделирования
совершенствуются за счет применения анало-
аналоговых средств пространственно-временной
67
фильтрации ультразвуковых сигналов и их
автоматического кодирования в ходе экспери-
эксперимента с регистрацией на носителе, позволя-
позволяющем вводить полученные данные в ЭВМ.
Так как прямое кодирование и синхронная
регистрация связаны с техническими труд-
трудностями из-за широкого частотного (до 3МГц)
и большого динамического (не менее 80 дБ)
диапазонов, предварительно производится
частотная трансформация ультразвукового
волнового процесса.
Автоматическая система моделирования
включает аналоговую (сейсмоскоп) и цифро-
цифровую части, средства контроля правильности
кодирования и программно-аппаратурный
комплекс ввода данных в ЭВМ. Функци-
Функциональное назначение цифровой части систе-
системы — стробоскопическое преобразование
частоты ультразвуковых сигналов, дискре-
дискретизация их по времени, квантование ампли-
амплитуды, формирование кодов, запись кодов на
перфоносителе или магнитном "носителе и
управление работой всей системы. Усовер-
Усовершенствованная методика позволяет широко
использовать возможности цифровой обра-
обработки для количественного анализа ампли-
амплитудных, энергетических и спектральных
характеристик изучаемых волн, для кинема-
кинематического анализа волновых полей, что соз-
создает реальную основу для повышения раз-
разрешающей способности моделирования и
объективной количественной, а при необ-
необходимости и статистической интерпретации
экспериментальных данных.
Основные специфические особенности
цифровой обработки заключаются в следу-
следующем: а) наличие весьма точной априорной
информации о среде, кинематических и дина-
динамических параметрах регулярных волн и
свойствах шумов существенно повышает эф-
эффективность алгоритмов разделения интер1-
ферирующих сигналов и выделения слабых
сигналов на фоне помех; б) наряду с учетом
статических и кинематических поправок не-
необходима тщательная динамическая коррек-
коррекция модельных наблюдений, отягощенных
погрешностями амплитудных измерений,
искажениями спектров вследствие неста-
нестабильности акустического контакта пьезо-
лреобразователей ,при установке на твердой
модели и т. д.; в) при использовании много-
многоканальных алгоритмов пространственно-
временной обработки требуется учет ха-
характеристик групп и систем, обеспечивающий
достаточную точность оценки динамических
параметров одиночных сигналов после их
выделения из смеси с помехами; г) необходим
контроль экспериментальных данных и
результатов их обработки на основе количе-
количественного сравнения фактических пара-
параметров опорных, наиболее интенсивных из
наблюдаемых волн, с расчетными параме-
68
трами, получаемыми в рамках лучевого или
более точного приближения динамической
теории распространения сейсмических волн.
Математическое моделирование
Основа математического моделирования —
расчет при помощи ЭВМ волновых полей для
идеализированных моделей реальных сред.
Ограничения математического моделирова-
моделирования связаны либо с неразработанностью тео-
теоретического аппарата (например, в задачах
о распространении волн в средах с горизон-
горизонтальной неоднородностью), либо с недо-
недостаточным быстродействием современных
ЭВМ. Сложность реальных сред заставляет
при построении математических моделей при-
прибегать к значительным упрощениям, которые
сводятся к замене реальной среды некоторой
относительно простой (по структуре или
числу характерных параметров), принятию
элементарной (чаще всего точечной) модели
источника, и замене точных решений при-
приближенными, аппроксимирующими интере-
интересующую интерпретатора часть волнового
поля.
В случае толстослоистой среды, когда вол-
волновое поле может быть представлено суммой
неинтерферирующих волн, для расчета поля
широко применяется лучевой метод [3].
Для приближенного описания волновых
полей в тонкослоистых средах может исполь-
использоваться аппроксимация плоскими волнами.
Наибольшее* распространение этот подход
получил при расчете синтетических сейсмо-
сейсмограмм, аппроксимирующих волновое поле
отраженных волн в непосредственной близо-
близости от источника. При этом исходят из пред-
предположения, что фронты плоских волн парал-
параллельны границам напластования.
Синтетические сейсмограммы. Синтети-
Синтетические сейсмограммы рассчитывают либо
во временной, либо в частотной области.
В первом случае вначале рассчитывается
временной отклик среды (импульсная сейсмо-
сейсмограмма), а затем путем свертки вычисляется
сейсмограмма для произвольного падающего
импульса [7, 29].
Импульсные сейсмограммы рассчитывают
методом сеток, с постоянным шагом по вре-
времени, равным 2т, и переменным шагом по
глубине Azn, равным vp (zj т, где vp (zn) —
скорость продольной волны в точке zn. Это
равносильно разбиению вертикально-не-
вертикально-неоднородной среды на систему из N плоско-
плоскопараллельных однородных слоев с одинако-
одинаковым временем пробега продольной волны по
вертикали т. Амплитуду волны в узле сетки
с координатами /, т рассчитывают по рекур-
рекуррентной формуле
где х/ — коэффициент отражения плоской
волны на границе 1-го и / + 1-го слоев;
/ — индекс оси г; т — индекс оси /.
Результирующую сейсмограмму — ди-
дискретную функцию времени в точках t =
= 2тот находят по формуле
оо
«б@ = 2 «о,тб(* — 2тт), 0</<оо.
т=0
Падающий импульс задается в дискрет-
дискретной форме с шагом т:
ЛГ
1Р)= ^ 5-6 V- 2т/)
/=1
и свертка импульса и импульсной сейсмо-
сейсмограммы Ug (/) осуществляется по формуле
«@=2 Ц Syiio, m-/+i6 (t-2xj).
т=О j=l
В частотной области вначале рассчитывается
частотная характеристика среды, а переход
к сейсмограмме для произвольного пада-
падающего импульса осуществляется путем пере-
перемножения частотной характеристики и
спектра падающего импульса и вычисления
обратного преобразования Фурье от ре-
результирующей комплексной функции ча-
частоты. При вычислении частотных характери-
характеристик принимается модель среды из п одно-
однородных изотропных слоев с плоскопарал-
плоскопараллельными границами, заключенных между
двумя однородными полупространствами
с индексами «0» и «я+ 1». Сло"и могут быть
упругими или линейно-неупругими; они
характеризуются параметрами: мощностью
hm, плотностью рт и скоростью продольных
волн Up^ (m= I, .... п). Для упругих слоев
vfym — константы, для линейно-неупругих —
комплексные функции частоты, вид которых
определяется избранным законом поглоще-
поглощения. Комплексный частотно-зависимый
коэффициент отражения 7?рр (со) плоской
гармонической волны, падающей из полу-
полупространства «0» с фронтом, параллельным
границе напластования, вычисляется по
формуле
=0,.. .,
1),
Рис. 1.30. Схема распространения волн
в вертикально-неоднородной среде
импеданс m-го слоя (отношение нормальных
компонент напряжения и скорости смещения
на границе m-го и т + 1-го слоев).
Для нахождения Z (т) применяется рекур-
рекуррентная формула
Zm-iZ(m-l)tg
где Zm — акустическая жесткость в m-м слое;
Z (m) — входной нормальный акустический
Переход во временную область (расчет
сейсмограммы) осуществляется умножением
комплексной спектральной характеристики
среды на комплексный спектр падающей
волны и вычислением обратного преобразова-
преобразования Фурье произведения.
Приближенный метод расчета объемных
волн. Метод расчета синтетических сейсмо-
сейсмограмм отраженных волн, описанный выше,
применим только на малых 'расстояниях от
источника. От этого ограничения свободен
приближенный метод, являющийся синте-
синтезом лучевого метода и матричного метода
теории плоских волн [88]. Этот метод исхо-
исходит из следующей модели реальной среды:
упругое неоднородное полупространство
. состоит из серии толстых слоев с медленно
изменяющимися свойствами, разделенных
гладкими границами 1-го рода Гт или пере
ходными зонами Мт, состоящими из серии
однородных тонких слоев с плоско-параллель-
плоско-параллельными границами (рис. 1.30). Мощность зон
предполагается малой по сравнению с пре-
преобладающими длинами сейсмических волн.
Точечный источник типа центра расширения
находится в точке с координатами (Я, 0)
в т-м толстом слое. Поля отраженных, про-
проходящих и рефрагированных волн, задава-
задаваемые лучевыми схемами, рассчитываются по
модифицированным формулам лучевого ме-
метода, в которых ряд множителей (коэффи-
(коэффициенты отражения, преломления или конвер-
69
сии на переходных зонах) являются частотно-
зависимыми. Эти коэффициенты вычисляются
с помощью формул § 4. Этот метод дает хоро-
хорошее приближение к точным выражениям для
отраженных и проходящих волн при малых-
мощностях тонкослоистых зон и больших
расстояниях источника и приемника от гра-
границ раздела по сравнению с преобладающей
длиной волны. При использовании этого ме-
метода точность уменьшается в области предель-
предельных углов и скользящих лучей, где проис-
происходит быстрое изменение аргументов ком-
комплексных функций хт с расстоянием источ-
источник — приемник.
Метод позволяет рассчитывать спектраль-
спектральные характеристики и при наличии линей-
линейного поглощения в толстых и тонких слоях.
Поглощение в толстых слоях' учитывается
введением в формулы для спектров дополни-
дополнительных экспоненциальных множителей,
учитывающих затухание и фазовые искаже-
искажения, вызванные поглощением на каждом
звене луча. Поглощение в тонких слоях
учитывается непосредственно при расчетах
коэффициентов отражения (преломления)
на тонкослоистой зоне путем введения ком-
комплексных (частотно-зависимых) скоростей
в каждом сдое зоны и соответствующей моди-
модификации вычислительных алгоритмов для
расчета коэффициентов. Переход во времен-
временную область осуществляется при помощи
быстрого преобразования Фурье.
Обобщенный лучевой метод. В этом ме-
методе волновое поле, создаваемое точечным
импульсным источником в среде, состоящей
из серии однородных изотропных слоев
с плоскопараллельными границами, пред-
представляется в виде бесконечного ряда, каждый
член которого описывает вклад в суммарное
поле так называемой элементарной (обобщен-
(обобщенной) Волны. Каждая такая волна формально
соответствует какому-либо допускаемому
геометрической сейсмикой лучу, выходя-
выходящему из источника и приходящему к прием-
приемнику. Если источник — центр расширения,
а его временная функция —. ступенчатая,
вклад элементарной волны, приходящей
к приемнику в виде продольной, в суммарный
продольный потенциал имеет вид
dc,
A.36)
а вклад элементарной волны* приходящей
к приемнику в виде поперечной, в суммар-
суммарный поперечный потенциал имеет вид
_LIm f *<?«<*<> dc,
nr J c3Pt (c) G (c, t)
L
70
A.37)
где
,G(c, t) =
n
g(c, t) = — V
r — расстояние по горизонтали источник —
приемник; Vk — скорость (продольных и по-
поперечных волн) вдоль к-го звена луча; Ik —
проекция k-ro звена луча на ось г (Н > 0);
R (с) — произведение (л — 1) коэффициентов
отражения (преломления^ плоской волны
с фазовой скоростью с на границах, пере-
пересекаемых лучом в соответствии с лучевой
схемой; п — число звеньев луча; L — контур
интегрирования в плоскости комплексной
переменной с, проведенный с учетом поведе-
поведения подынтегральной функции (положения
полюсов, точек разветвления) и деформиру-
деформируемый определенным способом с изменением
времени t.
Для определения вклада каждой волны
в момент времени t необходимо построить
соответствующий контур L и провести чис-
численное интегрирование по формулам A.36)
или A.37). Этот вклад описывает не только
n-звенную отраженную (монотипную или
обменную) волну, но и головные волны, если
они образуются при падении волны на какую-
либо границу. Вклад равен нулю до момента
вступления соответствующей головной или
отраженной волны с минимальным временем
пробега. Сейсмограмма образуется путем
суммирования вкладов всех элементарных
волн; в каждый момент времени число не-
ненулевых вкладов конечно.
Переход к сейсмограмме для произволь-
произвольного импульса в источнике осуществляется
путем свертки.
Главным ограничением метода является
быстрое возрастание числа элементарных
волн с ростом времени t и числа слоев в среде.
Поэтому в конкретных реализациях допу-
допускаются упрощения (например, игнорируют
изменения амплитуд при преломлении эле-
элементарных волн на границах раздела, пре-
пренебрегают элементарными волнами кратности
выше некоторого числа). Допустимость таких
упрощений оценивают при сравнении
точных и приближенных решений для не-
некоторых опорных моделей.
Метод суперпозиции плоских волн. Когда
мощность слоев в среде мала по сравнению
с преобладающими длинами вблн, альтерна-
альтернативой обобщенному лучевому методу при
отыскании «точных» форм смещений является
метод суперпозиции плоских волн. Пусть
упругая среда состоит (см. рис. 1.13) из двух
упругих полупространств, разделенных
серией однородных слоев. Волновое поле
в одном из упругих полупространств воз-
возбуждается центром расширения на рассто-
расстоянии Н от его границы и регистрируется
в том же полупространстве приемником на
расстоянии h от границы и горизонтальном
расстоянии г от источника. Если величины Н
и h велики по сравнению с преобладающей
длиной волны излучаемого источником сиг-
сигнала, вертикальную компоненту смещения в
регистрируемой приемником отраженной про-
продольной волне можно рассчитать по формуле
' 00
— Re f
я J
J
X exp [—»>Рл (h 4- H)] k dk\ dec,
где #рврф — коэффициент отражения пло-
плоской продольной волны от слоистой зоны
(см. § 4); vp — скорость продольных волн
в полупространстве, где расположен источ-
источник; /о_— функция Бесселя нулевого по-
порядка; F (<о) — спектр временной функции
источника.
Вычисление осуществляется численным
интегрированием и является, в силу колеба-
колебательного характера подынтегрального вы-
выражения, достаточно трудоемкой опера-
операцией. Аналогичный вид имеют формулы для
отраженной поперечной и преломленных
волн.
Комбинированный аналитически — разно-
разностный метод. Наиболее прямым подходом
к математическому моделированию волно-
волновых полей является использование конечно-
разностных схем. Однако применение конеч-
конечно-разностных схем к полным дву- и трех-
трехмерным задачам динамической теории упру-
упругости на современном уровне ЭВМ практи-
практически невозможно. Поэтому основное при-
применение этот метод находит в комбинации
с аналитическим методом для горизонталь-
горизонтально-однородных сред, где размерность может
быть понижена путем разделения переменных.
Компоненты смещения точек горизонталь-
горизонтально-однородной среды представимы интегра-
интегралами
со
uq (t, г, z) = f kJv (k, r) Xq (k, z, /,) dk,
-где /v — функции Бесселя при V— 0 или 1,
а функции Xq (k, г, t) таковы, что получа-
получаемое решение удовлетворяет начальным и
граничным условиям задачи. Для вычисле-
вычисления X {k, z, t) при любом фиксированном k
и произвольном законе изменения свойств
среды с глубиной можно принять двумерную
конечно-разностную схему; вычисляя эту*
функцию при различных k с равным шагом
по z и находя затем интеграл, можно решить
задачу для достаточно сложных моделей
среды.
Этот \*етод эффективен при не слишком
больших удалениях по сравнению с преобла-
преобладающей длиной волны излучаемого источни-
источником сигнала (r<C, 20А,); предполагается также,
что источник не является 'строго сосредото-
сосредоточенным и, следовательно, интервал' интег-1
рирования по переменной k фактически огра-1
ничен.
§ 11. ПОГЛОЩАЮЩИЕ СВОЙСТВА
ГОРНЫХ ПОРОД
Общие сведения >
Поглощающие свойства юрных пород
изучены значительно в меньшей степени
и с меньшей надежностью, чем скоростные,,,
Это вызвано трудностями в сейсмическом
эксперименте, так как создаваемый погло-
поглощением эффект ослабления амплитуд волн
в процессе распространения обычно невелик
и маскируется другими явлениями, искажа-
искажающими амплитудное поле: рассеянием, филь-
фильтрацией тонкослоистыми зонами, интер-
интерференцией с волнами другой природы.
Локальные (близкие к точечным) измере-
измерения поглощения реализуются либо в лабора-
лабораторных условиях на образцах горных пород
[46], либо при акустическом каротаже [69].
Поглощение изучают на частотах не менее
1 кГц, т. е. вне частотного диапазона сейсми-
сейсмической разведки. В полевых экспериментах
поглощение измеряют в массиве горной по-
породы и оно характеризует средние поглоща-
поглощающие свойства этого массива. Измерения
осуществляют путем сравнения последова-
последовательности амплитуд одной и той же волны
на сейсмограммах, полученных в разных
точках среды (амплитудный метод), либо
по спектрам этих волн, полученных в резуль-
результате спектрального анализа сейсмограмм
(спектральный метод). В первом случае изме-
измерения а относятся к видимой частоте волны,
во втором — к частоте измеряемой спектраль-
спектральной амплитуды. ^
В зависимости от типа волны и способа
измерения различают следующие виды
коэффициентов :
1) аг — граничный коэффициент погло-
поглощения в среде с повышенной скоростью, рас-
расположенной под преломляющей границей
(по наблюдениям преломленных волн);
2) аср — средний коэффициент поглоще-
поглощения в толще, покрывающей изучаемую гра-
границу (по наблюдениям отраженных и кратно-
отраженных волн);
71
3) ссп — пластовый коэффициент погло-
поглощения (по серии отраженных волн от границ
пласта, а также по наблюдениям проходящих
волн при скважинном профилировании);
4) ал — лучевой коэффициент поглоще-
поглощения, средний вдоль луча сейсмической волны:
1 f
ая = у- I а (I) dl, где L — длина луча (по
наблюдениям рефрагированных волн).
Любой из указанных коэффициентов по-
поглощения является эффективным, так как
он включает эффект рассеяния волн и, воз-
возможно, фильтрации тонкими слоями.
Зависимость поглощения
от частоты
Измерения поглощения для одной и той
же горной породы в широком диапазоне ча-
частот немногочисленны и выполнены только
в лабораторных условиях, преимуще-
преимущественно для кристаллических пород. На
основании наиболее полных данных о погло-
поглощении [34] можно считать, что декремент
поглощения в компактных породах — прак-
практически не зависит от частоты в диапазоне
от единиц герц до нескольких мегагерц (см.
§ 9). На высоких частотах могут существовать
локальные отклонения от этого закона в виде
резонансных максимумов О, связанные с ча-
частотными релаксационными механизмами.
Измерения в рыхлых грунтах дают противо-
противоречивые свидетельства: отмечены случаи
постоянства, слабого убывания и слабого
возрастания декремента поглощения с ча-
частотой.
Практическое постоянство декремента
поглощения свидетельствует о близком
к линейному возрастании коэффициента по-
поглощения с частотой и о слабой аномальной
дисперсии скоростей, обусловленной по-
поглощением.
Зависимость поглощения
от литологии пород
и глубины их залегания
Для горных пород наблюдаемые значения
декремента поглощения Фр продольных волн
заключены в диапазоне от @,7—0,8)» 10~2
до 2—3. Рыхлым сухим породам соответ-
соответствуют наибольшие значения Фр, кристал-
0,8
0,6
О А
0,2
оо
оо
о о
Рис. 1.31. Корреляционная связь между
декрементом поглощения и скоростью
продольных волн в среде
72
лическим породам — наименьшие Фр. Кон-
Конкретные значения для каждого типа породы
имеют значительный разброс, что не поз-
позволяет однозначно оценивать литологию по
значению поглощения. Некоторые пред-
представления о типичных значениях •dp можно
получить из рис. 1.31.
По мере увеличения глубины залегания
пород данной литологии декремент погло-
поглощения в них уменьшается; аналогичные за-
зависимости получены в немногочисленных
лабораторных экспериментах по изучению
изменения поглощения в образцах с давле-
давлением. Причиной уменьшения поглощения
при малых давлениях с ростом давления
является уменьшение пористости породы,
постепенное закрытие трещин; при более
высоких давлениях — закрытие замкнутых
внутренних пор, вытеснение защемленного
воздуха и флюидов, упрочнение внутренней
структуры породы. Для большинства скоро-
скоростных разрезов характерно уменьшение де-
декремента поглощения с глубиной: при изме-
изменении Я от 0 до 35 км по данным сейсмораз-
сейсморазведки и ГСЗ величины Ор меняются от 1 до
0,01 (см. рис. 1.31). Это не означает, что при
резких изменениях литологии разреза не
может происходить локального возрастания
•вр при увеличении Я.
Зависимость поглощения
от пористости и заполнения
пор флюидами
При изменении пористости водонасыщен-
ных песков скорость продольных волн изме-
изменяется на 10—20%, а декремент поглоще-
поглощения — в 10—20 раз. При измерениях в це-
цементированных породах на ультразвуковых
частотах установлена близкая к линейной
зависимость а от пористости [66 J.
На поглощение оказывают влияние состав
флюида и степень заполнения им порового
пространства. По теоретическим представле-
представлениям поглощение максимально, если поры
частично заполнены жидкостью, а частично
газом. Этим, по-видимому, объясняется рез-
резкое увеличение (до 2—4 раз) коэффициентов
поглощения продольных волн в газонасы-
газонасыщенных песчаниках по сравнению с водо-
насыщенными, * отмеченное при акустиче-
акустическом и сейсмическом каротаже на газовых
месторождениях [69]. Возможно, что наблю-
наблюдавшиеся при сейсмокаротаже различия свя-
связаны не с поглощением, а с рассеянием на
локальных неоднородностях, число и кон-
контрастность которых возрастает в залежи.
По данным ультразвуковых лаборатор-
лабораторных измерений и акустического каротажа
поглощение в нефте- и водонасыщенных
породах практически одинаково, если они
сцементированы. Если же порода рыхлая
(песок), то поглощение оказывается в не-
несколько раз больше при насыщении ее
нефтью, чем при насыщении водой. Заметим,
что эти данные получены на ультразвуковых
частотах и могут не быть справедливы для
частот, используемых в обычной сейсмораз-
сейсморазведке.
Соотношение декрементов
поглощения продольных
и поперечных волн
Данные о декрементах поглощения по-
поперечных волн еще менее полны и надежны,
чем данные продольных волн. На рис. 1.28
приведена зависимость (Фр^) = / (»p/os)t
свидетельствующая о том, что рыхлым водо-
насыщенным грунтам и глинистым грунтам
(большие vp/vЛ соответствует слабое погло-
поглощение продольных- волн и сильное поглоще-
поглощение поперечных волн (соответствующие коэф-
коэффициенты поглощения отличаются в 30—
40 раз); рыхлым неводонасыщенным грунтам
соответствуют большие значения . Op/Os
(от 3 до 10); компактным осадочным породам
соответствуют примерно равные фр и •&$;
в кристаллических породах коры и верхней
мантии земли ftp/ds = 0,5
§ 12. РАССЕИВАЮЩИЕ СВОЙСТВА
РЕАЛЬНЫХ СРЕД [67]
Неоднородность сейсмических пара-
параметров — одно из основных свойств реальных
сред. Неоднородности характеризуются
непрерывным набором измерения пара-
параметров, от очень мелких (составляющих ма-
малые доли длины волны) до самых крупных.
Проходя через неоднородную реальную сре-
среду, сейсмические волны рассеиваются. Рас-^
сеянные волны обладают сложной и свое-
своеобразной пространственной структурой;
накладываясь на проходящую волну, они
вызывают флуктуации ее амплитуд и фах
Модель поля скоростей
упругих волн
Различают вертикальную vB = v (х, у, г)
и горизонтальную vr= v (x, у, г) — ов ско-
скоростные неоднородности (чертой обозначено
осреднение по горизонтальным координа-
координатам х к у). В зависимости от соотношения
между длиной волны X и размером / горизон-
горизонтальные неоднородности являются малыми,
средними и большими, если соответственно
/ < 2лА., / » 2лХ и / > 2лЯ.
73
Поле уг представляется в следующем виде:
у,
где уд — детерминированная компонента
поля, содержащая крупные неоднородности,
которые могут быть детерминированно опи-
описаны в результате исследования; 6и — слу-
случайные неоднородности, представляющие со-
собой флуктуации на фоне од (они могут быть
описаны в среднем статистически).
В зависимости от пбложения отдельных
неоднородыостей по отношению к источ-
источнику и приемнику различают приповерхно-
приповерхностные и глубокие неоднородности: уг =
= ^пбв -Ь игл; "пов— это неоднородности,
расположенные в области источника или
приемника, их влияние сказывается в харак-
характерных искажениях амплитуд и времен про-
пробега волн. Эти искажения можно определить
в виде поправок и учесть при интерпретации.
Относительно поля бу принимают следу-
следующие предположения: оно является реали-
реализацией Случайного однородного и изотроп-
изотропного поля, причем контраст относительных
флуктуации скорости D (бу : уд) < 1.
Флуктуации амплитуд
и времени пробега волн
Неоднородности рассеивают проходящие
волны и образуют сейсмическую «мутность»
среды. Объемные волны в мутной среде испы-
испытывают флуктуации амплитуды А и времени
пробега t
б In А = In А —ТгГД, U=t—1.
Усреднять нужно по участку фронта волны
либо по интервалу профиля около точки на-
блюдения^ Практически выделение флук-
флуктуации сводится к высокочастотной простран-
пространственной фильтрации амплитудных графи-
графиков и годографов волн.
Флуктуации амплитуд и фаз являются
следствием рассеяния волн на неоднород-
ностях, Поля б In Л и bt на поверхности
наблюдений анизотропны и неоднородны,
их основные характеристики: ?)б In Л и D8t
(D — символ среднего квадрата), интервалы
продольной и поперечной корреляции флук-
флуктуации амплитуд и времени х«А, х±д, x,,ty
x^t. Продольная корреляция производится
в направлении источник — приемник, по-
поперечная — вдоль фронта волны (чисто про-
продольная корреляция вдоль луча).
Волны в мутной среде. Величину d =
= ZLhfal2 называют волновым параметром
(L —* расстояние по лучу от неоднородности
до точки наблюдения). Различают следующие
области, простирающиеся за большой не-
неоднородностью. Ц ближней области d < 1,
74
L > / > 2пК; здесь действуют лучевые за-
законы. В средней области d л* 1, L > / >
>• 2лЯ, если уд = const и автокорреляцион-
автокорреляционная функция поля является гауссовой с па-
параметром I, т. е.
<6у (#, у, г) бу (х + *i, У + У1> г + z,)> X
то
D&ln А ;= 35,0 D (бу : уд) X
DM =0,89?)бу ILA -Irarctgdid).
В дальней области d *%> I, L > / > 2лА.
эти выражения существенно упрощаются,
так как arctg d i d = 0.
Интервалы корреляции флуктуации
в средней и дальней областях одинаковы:
'2 cos * :
±А
х || А ~
|| t
где i — угол выхода луча.
Рассеяние волн на больших неоднород-
ностях направлено вперед, основная часть
энергии сосредоточена в телесном угле А,: 2л/
около луча, а рассеяние на малых неодно-
родностях происходит во всех направлениях
равномерно. Поэтому наблюдаемые флукту-
флуктуации амплитуд и фаз сейсмических волн
связаны в основном с рассеянием вперед,
рассеянные в других направлениях волны
приходят позже, вслед за основным им-
импульсом.
Если неоднородности большие, то продоль-
продольная падающая волна порождает только про-^
дольную рассеянную, а поперечная — по-
поперечную. На малых неоднородностях про-
происходит обмен, падающие волны Р и Р по-
порождают рассеянные РР и PS, SP и SS,
интенсивность рассеянной волны пропорци-
пропорциональна величине (i>s : ур)п", причем п = 0, 2,
6 и 8, если тип падающей волны S, P, S и Р,
а рассеянной S, S, Р и Р соответственно.
Поскольку v& : vp меньше 0,7, поперечные
волны рассеиваются гораздо интенсивнее
продольных; продольная волна порождает
более сильные поперечные волны, чем про-
продольные. Это объясняет сравнительно силь-
сильное затухание поперечных волн, большие
флуктуации их амплитудных графиков и
годографов.
Коэффициент мутности
Плоская гармоническая (квазигармони--
ческая) волна, прошедшая в направлении х
однородный мутный слой (jelf x2), обладает
флуктуациями амплитуды и фазы, линейно
зависящими от толщины слоя:
Db In А = g (xa — Xj), D8t = a-*g (*a — хг),
A.38)
если D6 In A < 1 и D67 < or2, В однородной
мутной среде величина g является параме-
параметром, характеризующим степень рассеяния
сейсмических волн на неоднородностях и на-
называется коэффициентом мут-
мутности. В случае рассеяния на больших
неоднородностях величина g совпадает
с коэффициентом рассеяния а, в случае рас-
рассеяния на средних и малых неоднородностях
g > а. Коэффициент мутности имеет размер-
размерность [L] и зависит от частоты, по крайней
мере, как (о2. По аналогии с поглощением
можно рассматривать декремент мутности
¦вд = gk = 2л?1ко~г и прозрачность Qg =
= nXig, соответствующую добротности
Q = пХ : а. Характерный размер рассеива-
рассеивающих вперед волны неоднородностей оцени'-
вается интервалом поперечной корреляции
флуктуации, при рассеянии на больших
неоднородностях их контраст D (би: од)
можно определить по формулам A.38). Об-,
общение этих равенств на неоднородное слу-
случайное поле дает
D8 In А = <it*D8t = \ g(x, у, z) dc,
где dc — элемент длины луча С.
Это выражение аналогично уравнению для
времени пробега волны вдоль луча
t = j v-1 (х, у, г) dc,
поэтому для определения коэффициента мут-
мутности g можно применять все методы опре-
определения скорости v, для чего следует ис-
использовать следующую аналогию:
Определение коэффициента
мутности g
Коэффициент мутности g
Определение ско-
скорости v
Величина, обрат-
обратная скорости вол-
волны, 1/о
Время прихода
волны в точку М
Годограф
Средний квадрат флуктуа-
флуктуации логарифма амплитуды
или фазы вблизи точки М
График интенсивности флук-
флуктуации амплитуд или време-
времени пробега
Интерпретация годографа, определение уд
и, следовательно^ траекторий лучей С должны
предшествовать изучению мутности. Поль-
Пользуясь указанной аналогией, мутность можно
определять всеми известными способами для
интерпретации годографов. В частности, ре-
рекомендуются способы, использующие раз-
разности времен пробега по встречным и нагоня-
нагоняющим годографам, так как в этом случае
вычитаются погрешности, связанные с vn.
А
100 V
10
go op0*000 9° % op о0 ,о о | ,
0 25 50 75 100 125 150xtm
Рис. 1.32. Интерпретация флуктуации ам-
амплитуд
Коэффициент мутности является фено-
феноменологической характеристикой волнового
поля, несущей самостоятельную информа-
информацию о гетерогенности среды, знание g поз-
позволяет оценить долю поглощения и рассе-
рассеяния в общем затухании волн. Исследование
мутности среды особенно перспективно в тех
сейсмогеологических ситуациях, когда
скоростной разрез маловыразителен, а мут-
мутность отчетливо изменяется по глубине и по
площади.
Пример определения коэффициента мут-
мутности иллюстрирует рис. 1.32. На рис. 1.32, а
показаны амплитуды рефрагированной
в земной коре продольной волны, полученной
по наблюдениям ГСЗ. Линией показан ре-
результат сглаживания в скользящем 10-кило*
метровом интервале. На рис. L32, б приве-
приведены флуктуации — отклонения наблюда-
наблюдаемых амплитуд от сглаженного значения,
на рис. 1.35, в— квадраты флуктуации. Пря-
Прямая линия аппроксимирует облако точек
(б In ЛJ, ее угловой коэффициент, согласно
A.38), является коэффициентом мутности и
составляет 0,0019 jcm.
75
§ 13. СЕЙСМИЧЕСКИЕ ГРАНИЦЫ
В ГЕОЛОГИЧЕСКИХ СРЕДАХ
Массивы горных пород представляют собой
сложно построенные среды. Породы в них
различаются по литологическому составу,
степени слоистости, неоднородности, пори-
пористости, трещиноватости", по составу заполни-
заполнителя пор и по характеру анизотропии. Воз-
Возникновение структурных элементов в гор-
горных массивах обусловлено различными гео-
геолого-тектоническими процессами.
Структурные геологические элементы
являются Объектами сейсморазведочных ра-
работ. Основными видами этих объектов яв-
являются горизонтальные слои, монокли-
моноклинально залегающие сло1и, антиклинальные
поднятия (окраинных зон складчатых обла-
областей, платформенные поднятия, соляные
купола), синклинальные складки, флек-
флексуры, сбросы, рифы.
Поверхности контакта пород, различа-
различающихся по своим упругим или плотностным
свойствам, в случае их достаточной протя-
протяженности могут рассматриваться как сей-
сейсмические границ н. Такие гра-
границы изучаются сейсморазведкой по изме-
изменениям, вносимым ими в создаваемое источ-
источником волновое поле. Для образования на
поверхности контакта сейсмических волн ее
минимальные поперечные размеры должны
быть соизмеримы с первой зоной Френеля.
Сейсмические границы характеризуются
степенью дифференциации упругих и плотно-
стных свойств, резкостью, гладкостью, вы-
выдержанностью и устойчивостью.
От степени дифференциации упругих пара-
параметров по обе стороны от границы зависят
коэффициенты отражения и преломления сей-
сейсмических волн (см. § 2). Границы, для кото-
которых коэффициенты отражения (при нормаль-
нормальном падении) превышают 0,5 (vpi/vp2 <: 0,3),
относят к сильным; границы с коэффици-
коэффициентами отражения меньше 0,1 называют ел а-
б ы м и, с промежуточными значениями —
средние границы. Типичными приме-
примерами сильных границ являются кровля кри-
кристаллического фундамента под толщей пес-
чано-глинистых пород, поверхности кон-
контактов известняков, песчаников, эффузивов
с рыхлыми терригенными породами; к сла-
слабым границам относят границы между раз-
различными литологическими комплексами
внутри терригенных или карбонатно-
гидрохимических толщ, границы внутри
кристаллического фундамента.
Степень скоростной дифференциации
границы для продольных и поперечных волн
может существенно различаться. Например,
поверхность грунтовых" вод является сильной
76
границей для продольных волн (-
.El
VP2
о,з)
и слабой границей для поперечных волн
/v \
I —*=« 0,9—1,1 I. Обратным примером
может
служить граница между обводненным га-
галечником и коренными пластичными гли-
глинами \^- ^ 0,9, -^ *« 3—5^.
V vp2 vS2 )
Резкость границы определяется характе-
характером изменения упругих параметров. Если
на границе изменяются скорости или акусти-
акустические жесткости, такая граница называется
резкой или границей 1-го порядка. Если
разрыв терпит n-я производная упругих
или плотностных параметров (по направле-
направлению, перпендикулярному к границе), такая
граница называется нерезкой или гра-
границей п -f- 1-го порядка.
При отражении от резких границ частот-
частотный состав волн не изменяется (см. § 3),
при отражении от нерезких границ высоко-
высокочастотная составляющая спектра воли су-
существенно обедняется.
Примерами резких границ служат границы
разрыва, вдоль которых соприкасаются по-
породы разного литологического состава:
скальное дно акватории, зеркало грунтовых
вод в рыхлых породах; к нерезким границам
относят поверхность древней коры выветри-
выветривания фундамента, границы в песчано-гли-
нистой толще, илистое дно акватории и т. д.
Гладкость границы характеризуется отно-
отношением локального радиуса кривизны ее
поверхности К длине волны. Гладкими
называются границы, радиусы кривизны
которых значительно больше или значи-
значительно меньше длины падающих на нее волн.
На таких границах не происходит рассеяние
волн в различных направлениях.
К шероховатым границам относят
границы, радиусы кривизны которых
соизмеримы с длинами волн. На таких гра-
границах помимо основного поля могут образо-
образовываться побочные волны, созданные интер-
интерференцией волн, дифрагирующих на неров-
неровностях границы. Такими границами является,
например, поверхность сакмаро-артинских
отложений в пределах бортовых зон Пред-
уральского прогиба и Прикаспийской
впадины, нижняя граница зоны вечной мерз-
мерзлоты, скальное дно.
Устойчивость границы опреде-
определяется устойчивостью всех ее перечисленных
свойств по простиранию. Границы с нерегу-
нерегулярными изменениями коэффициента отра-
отражения или переменной резкостью (неустой-
(неустойчивостью границы) могут порождать слож-
сложное поле отраженных волн, содержащее
как регулярные, так и случайные компонен-
компоненты. Такие примеры встречаются в зонах
литологического замещения пород, в зонах
выклинивания и фациальной изменчивости
отложений.
. Тонкие сейсмические слои
имеют важнейшее значение при формирова-
формировании волновой картины [32]. Совокупность
тонких слоев создает эффект единой сейсми-
сейсмической границы. Отражающие свойства такой
границы существенно зависят от соотношения
длин падающих на нее волн и мощностей
образующих ее слоев (см. § 4). Частными
случаями таких границ является тонкие
слои с повышенной и пониженной скоростью
в относительно однородной среде, а также
переходные зоны между породами^с^ резко
различными упругими свойствами. "*"
В геологических разрезах выделяются пач-
пачки тонких|слоев, отличающихся от окружа-
окружающей среды значениями скоростей или их
дисперсией или J сочетанием обоих пара-
параметров. Положение в разрезах этих пачек,
соотношение скоростей на их кровле и по-
подошве, средние значения скорости и их дис-
дисперсия выдерживаются на больших площа-
площадях, хотя внутренняя структура пачек может
меняться по площади.
Все геологические разрезы могут рассма-
рассматриваться как сочетание детерминированной
компоненты — опорных пачек (границ) и
случайной компоненты — разделяющих их
участков разреза (не коррелирующихся по
площади тонких слоев, между опорными
пачками и внутри этих пачек).
Границами такого вида являются терри-
генные пачки с пониженной скоростью на
платформе (верейские, тульские и девонские
отложения); подобные пачки выделяются
в рудных районах в зонах нарушения (осла-
(ослабленные породы).
Среди литологических границ и границ,
состоящих из тонкослоистых пачек, особое
место занимают границы водонефтегазового
контакта.
Породы-коллекторы, содержащие нефть
и газ у заместившие пластовые воды, отли-
отличаются от своих водонасыщенных аналогов
пониженными значениями объемных плот-
плотностей и скоростей распространения упругих
волн, а также повышенным поглощением.
Это приводит к тому, что пространство,
включающее собственно залежь и породы,
изменившие свои свойства под влиянием за-
залежи, может рассматриваться как локальная
сейсмогеологическая неоднородность. Раз-
Различие значений скоростей в контуре и за
контуром в среднем равно 15—20%. Ослабле-
Ослабление амплитуд волн в контуре и за контуром
залежи изменяется иногда более чем на де-
десятки процентов.
Граница несогласного залегания пластов
может оказаться неотражающей или по-
разному отражающей на отдельных своих
участках, так как характер изменения волно-
волнового сопротивления на отдельных участках
контакта различен. При несогласном залега-
залегании границ возможно наложение волн от
различных участков таких границ. В отдель-
отдельных случаях создаются условия не для отра-
отражения, а для рассеяния сейсмических волн.
Геологические объекты, содержащие гра-
границы такого типа, весьма разнообразны и
сложны. Примерами таких границ являются
крутые склоны соляного штока, где соль
прорывает пачку покрывающих пород и
образует границу с прилежащими пластами.
Рифовые массивы линейной или куполовид-
куполовидной формы, крутизна их склонов колеблется
от единиц до нескольких десятков градусов.
Зоны тектонических разрывов могут
образовывать пласты пониженной плот-
плотности и скорости, обладающие сильными
отражающими свойствами [93], зависящими
от амплитуды, мощности зоны разрыва и ха-
характера вышедших на контакт пород. Отра-
Отражающие свойства вдоль плоскости разрыва
распределяются по глубине и простиранию
неравномерно.
§ 14. ВЕРХНЯЯ ЧАСТЬ РАЗРЕЗА
Под верхней частью сейсмогеологического
разреза (ВЧР) понимают толщу песчано-
глинистых отложений, которая иногда
включает тонкие прослои карбонатных пород
и залегает между поверхностью земли и пер-
первой сильной отражающей (преломляющей)
границей в коренных породах. Мощность
ВЧР изменяется от первых метров до 0,8 км.
ВЧР характеризуется большой изменчи-
изменчивостью упругих свойств слагающих ее пород
(в вертикальном и горизонтальном направле-
направлениях) и* наличием сильных границ раздела.
Влияние этих факторов приводит к значи-
значительным искажениям полезной информации,
а также к образованию интенсивных волн-
помех.
Основные параметры отдельных слоев
ВЧР (мощности АН, скорости vp, vs и декре-
декременты затухания ¦др, •&$) зависят от глубины
залегания, литологического состава, пори-
пористости, водонасыщенности и возраста пород.
Верхний слой ВЧР, образованный слабо сце-
сцементированными, рыхлыми отложениями,
называют зоной малых скоростей (ЗМС).
При мощности ЗМС в 20—30 м и более в ее
нижней части выделяют зону пониженных
скоростей (ЗПС). Скорости t»p, vs изменяются
с глубиной плавно и скачкообразно. Зависи-
Зависимость v (H) аппроксимируют соответству-
77
Изменение различных
Порода
Суглинки
То же
Лессовидные суглинки
Глина
Сухой песчаный грунт
Глина
Песчано-глинистые аллю-
аллювиальные отложения
Сухой галечник
Песчано-глинистые отложе-
отложения
Песчано-глинистые отложе-
отложения с галечником
Песчано-глинистые отложе-
отложения
Влажные пластичные глины
То же
Суглинки
Глина сухая, твердая
Глина пластичная
Глина плотная, вязкая
Глина плотная
Суглинок с мелким ракушеч-
ракушечником
Водонасыщенные песчано-
глинистые отложения
Водонасыщенные песчано-
глинистые отложения
Алевролиты, глины, песча-
песчаники
Глины, суглинки
Песок глинистый, тонкозер-
тонкозернистый
Песчано-глинистые отложе-
отложения
То же
Глины
Песчано-глинистые отложе-
отложения
То же
Терригенные отложения, гли-
глины, пески
То же
Глины, пески
Глины, алевролиты
То же
Глины, алевролиты с про-
прослоями доломитов
Водонасыщенные песчаники
Глины, алевролиты
Песчаники, глины, алевро-
алевролиты загипсованные
Терригенные отложения
• Даны средние значения.
Н, км
0—0,008
0,004—0,007
0—0,06
0—0,012
0—0,011
0—0,011
0—0,02
0—0,02
0,01—0,035
0,008—0,02
0,012—0,03
0,01—0,015
0,015—0,025
0,028—0,052
0,018—0,038
0,007—0,1
0,018—0,044
0,028—0,055
0,04—0,058
0,007—0,054
0,03—0,056
0,02—0,066
0,030—0,058
0,01—0,09
0,013—0,04
0,02—0,135
0,036—0,113
0,07^-0,23
0,195—0,27
0,14—0,27
0,27—0,5
0,1—0,42
0,05—0,2
0,2—0,48
0,32—0,38
0,018—0,05
0,04—0,17
0,38—0,46
0,48-0,7
Ор, КМ/С
0,2—0,6
0,25
0,42
0,32—0,42
0,5
0,58
0,6—0,8 *
0,65—0,87 *
0,8
0,9—1,13
1,1—1,5
.—
—
1,05
1,45
1,6
1,55
1,66
1.7
1,63—1,7
1,7-1,8
1,83
1,9
1,75—1,85
1,5
1,55—1,825
1,85
1,7
2,5
—.
1,6
2,03
1,98
2,5
2,6
3,1
3,64
1,98—3,67
Ос. КМ/С
0,24
0,19—0,24
0,34
0,38
—
—
0,35
0,2—0,23
0,23
0,22
0,28
—
—
—
—
—
—
0,36—0,4
0,3—0,35
0,64—0,8
0,65—0,8
—
0,47
0,4—0,55
0,56
0,51
1,0
—
—
—
—
—
—
—
—
—
V
_
—
0,57
0,58
0,68
0,65
—
0,44
0,2—0,22
0,21
—
—
—
—
—
—
0,22—0,24
0,17—0,21
0,35—0,44
0,34—0,42
—
0,31
0,26—0,34
0,30
0,30
0,4
—
—
—
—
—
—
—
—
—
78
параметров с глубиной
Таблица 1.13
0,18—0,46*
0,23—1,6*
0,44
0,14
0,86
0,64
1,8-1,9
0,93—1,3
0,33*
0,59—1,08*
0,35—0,88 *
— '
0,5—1,8
0 14
0,06—0,07
0,82
П 17
и, 1 /
0,42
0,18—0,22*
—
0,145*
0,13*
0,49—0,60
0,76*
0,18—0,45*
0,57*
0,25—0,68 *
0,18*
0,06
0,028
0,02
0,12—0,19*
0,01
0,04—0,07 *
0,037
0,03
0,10*
0,05
0,5
0,28
0,78
0,49
0,33*
—
—
0,44
0,37
—
—
—
—
Е
0,32*
0,21 *
0,27—0,36 *
0,16*
—
—
Автор
А. Г. Гамбурцев
Т. Г. Кондратьева
Л. В. Молотова
Ю. И. Васильев
Н. И. Берденникова
Б. П. Меньшиков
»
В. В. Жадин
Г, Н. Парийская
1
Б. П. Меньшиков
Л. В. Молотова
Б. П. Меньшиков
Г. Н. Парийская
Н. И. Берденникова
И. С*. Берзон
В. В. Жадин
Б. П. Меньшиков
В. В. Молчанов
Б. П. Меньшиков
В. В. Жадин
Вг В. Молчанов
Б. П. Меньшиков
В. В. Молчанов
Район исследования
Краснодарский край
Пермская область
Различные районы
Средняя Азия
Саратовская область
Московская синеклиза
ь
Ленинградская область
< Саратовская область
Куйбышевская область
Московская синеклиза
»
»
Куйбышевская область
Саратовская область
1 1
1
Западная Сибирь
Московская синеклиза
Ленинградская область
Московская синеклиза
79
ющими градиентными и слоисто-однородными
моделями.
В табл. 1.13 приведены экспериментальные
данные изменения различных параметров ВЧР
с глубиной. В наиболее рыхлых и сухих
песчано-глинистых породах 3MG vp =
= 0,2—0,5 км/с, vs = 0,1—0,3 км/с и отно-
шение у = —— = 0,4—0,6. При переходе
vp
от сухих к водонасыщенным породам vp
скачкообразно возрастает до 0,7—1,5 км/с,
тогда как о„ увеличивается плавно. Поэтому
на подошве ЗМС параметр у резко умень-
уменьшается до 0,15—0,2. В полностью водонасы-
щенных терригенных породах ВЧР vs увели-
увеличивается быстрее vp. Наибольшее различие
(в 4 раза) наблюдается в интервале значений
vp = 1,5—2,5 и vs = 0,4—1,0 км/с. Одно-
Одновременно с параметрами vs и vp увеличи-
увеличивается у: от 0,10 до 0,40. При vp >- 2,5 км/с
параметр у стабилизируется около значения
0,5. В карбонатных породах у в среднем
меньше, чем в терригенных, а переход 6т
сухих к водонасыщенным пластам отмечается
некоторым уменьшением у.
Количественные оценки коэффициентов
отражения продольных (Хр) и поперечных
(Hs) волн весьма ограничены. Наибольшие
значения х, кроме поверхности земли, свой-
свойственны подошве ЗМС (хР = 0,6—0,9) и по-
подошве ВЧР (хр = 0,3—0,5). При аппрокси-
аппроксимации ВЧР слоисто-однородной моделью мо-
могут быть еще выделен'ы внутренние доста-
достаточно сильные отражающие границы (хр =
= 0,3).
Данные о поглощении упругих волн в по-
породах ВЧР также малочисленны. В боль-
большинстве работ приводятся экспериментальные
оценки коэффициентов эффективного за-
затухания ар, а„, объединяющие влияние
неидеальной упругости и рассеяния. Значе-
Значения параметров ар и ag примерно одинаковы
в карбонатных породах и составляют 10~3 1/м.
В терригенных отложениях ag больше ар
в 2—5 раз: ag = 0,02—0,04 l/м, ар = 0,002—
0,006 1/м. На основании измерения коэффи-
коэффициентов затухания а_ и а„ в широком диа-
диапазоне частот / большинство исследователей
пришло к выводу о линейном характере
зависимости a (/). Поэтому данные ftp, bs
в табл. 1.13 дополнены вычисленными зна-
значениями декрементов #Р = apt>p// и &s=
= ast»s//. ЗМС и ЗПС свойственны значения
¦&Р = 1,8—0,1. Для ВЧР в целом наблю-
наблюдается тенденция уменьшения dp с глубиной
от 0,4 до 0,01—0,03, а fts — от 0,78 до 0,16.
Для терригенных пород при глубине их за-
залегания в несколько сотен метров харак-
характерно fts > #р.
В сейсмогеологических разрезах древних
платформ (Русской, Восточно-Сибирской и
других) ВЧР представлена верхним терриген-
ным комплексом пород. Средняя скорость
в нем оср = 2—2,5 км/с, а мощность 0,05—
0,8 км. В подстилающей карбонатной толще
vcp = 4 км/с. Подошвой ВЧР является пер-
первая жесткая граница, которая повсеместно
характеризуется большим перепадом всех
физических свойств. В подобных условиях
ВЧР можно рассматривать как неодно-
неоднородный приповерхностный волновод. Такая
же трактовка возможна и в других сейсмо-
сейсмогеологических условиях, где вблизи поверх-
поверхности земли (на глубине до 0,4—0,8 км)
залегает достаточно мощный высокоскоро-
высокоскоростной пласт.
Особая структура ВЧР характерна для
зоны многолетней мерзлоты, где наряду
с полями сплошной мерзлоты (ДЯ = 0,4—
0,6 км, vp = 2,7^4,0 км/с) встречаются
участки «растеплений», на которых сверху
присутствуют талые породы (АН <: 0,25 км,
ур = 0,5—2,0 км/с). Резкие границы талых
и мерзлых пород образуют сложно построен-
построенный приповерхностный волновод с крутыми
контактами. Второй — внутренний гра-
градиентный — волновод в подобных районах
образуется в ВЧР на глубине 0,4—0,8 км
в зоне перехода от мерзлых к терригенным
породам.
В приповерхностном и внутреннем волно-
волноводах ВЧР возникают интерференционные
волны-помехи поверхностного и каналового
типа. Они распространяются на большие рас-
расстояния от источника, обладают л,широким
спектром кажущихся скоростей (от 0,2 до
6 км/с), перекрывают частотный диапазон
полезных отраженных волн и превышают их
по амплитуде в десятки раз. Вследствие из-
изменчивости параметров ВЧР характери-
характеристики волноводных помех весьма неустой-
неустойчивы. Наличие в ВЧР сильных отражающих
границ приводит также к образованию ин-
интенсивных многократно-отраженных волн.
Оба класса помех, связанных с ВЧР, могут
создавать значительные трудности при
картировании глубоких геологических
объектов.
ГЛАВА II
КИНЕМАТИКА СЕЙСМИЧЕСКИХ ВОЛН
§ 15. ОСНОВНЫЕ ЗАКОНЫ
ГЕОМЕТРИЧЕСКОЙ СЕЙСМИКИ
Лучи, фронты волн, законы
преломления—отражения
Геометрическая сейсмика изучает формы
волновых фронтов и сейсмических лучей.
Она основана на предположении об абсолют-
абсолютной локальности сейсмических лучей, что
равносильно утверждению о бесконечно ма-
малой длине волны и допущению, что области
источника и приемника можно считать то-
точечными. В реальных условиях длина волны "к
представляет собой конечную величину до-
достаточно больших размеров (в сейсморазведке
MOB 50—200 м, в сейсморазведке КМПВ
50—400 м, при глубинном сейсмическом зон-
зондировании до 1000 м). На формирование
импульса отраженной волны влияет некото-
некоторая конечная область R, размеры которой
где Н — глубина залегания отражающей
границы.
Использование распределенных источни-
источников и приемников создает дополнительные
эффекты, приводит к растяжению импульсов.
Поэтому чисто кинематический подход к про-
процессу распространения сейсмических волн
без учета волновой природы явлений в ре-
реальных условиях не всегда может выпол-
выполняться. Развитие динамических методов
интерпретации представляется необходимым
даже с кинематических позиций. Тем не ме-
менее, даже в идеализированной своей форме
кинематический подход играет в настоящее
время основную роль при интерпретации
данных сейсморазведки.
Принцип Гюйгенса [90]. Каждая точка,
до которой дошло возбуждение, является
в свою очередь центром вторичных волн;
поверхность, огибающая эти вторичные
волны, указывает положение фронта дей-
действительно распространяющейся волны.
Принцип Гюйгенса дает возможность найти
положение фронтов волн в среде с произ-
произвольным распределением скорости v (х, у, z)>
если задано положение фронта s0 в некоторый
момент времени t0.
Аналитическим выражением принципа
Гюйгенса является дифференциальное урав-
уравнение Гамильтона (уравнение эйконала):
dt \*/dt у ( dt
) +U) +b
1
, у, г)
Оно называется также дифферен-
дифференциальным уравнением поля
времен. Функция t (х, у, z), удовлетво-
удовлетворяющая данному дифференциальному урав-
уравнению в частных производных с заданными
граничными и начальными условиями, на-
называется функцией поля времен.
При фиксированном / = const получим поло-
положение волновой поверхности в пространстве»
или изохрону проходящей волны.
Принцип Ферма. Он является основным»
(наряду с принципом Гюйгенса) принципом
геометрической сейсмики (оптики), утвер-
утверждающим, что действительный путь распро-
распространения волны (луча) из одной точки в дру-
другую есть тот путь, для прохождения которого
звуку (свету) требуется экстремальное <ми^
нимальное либо максимальное) время по»
сравнению с любым другим геометрически
возможным путем между теми же точками.
В некоторых случаях лучу может соответ-
соответствовать седловая точка.
Математическая формулировка принципа
Ферма сводится к решению вариационной
задачи отыскания экстремума интеграла
вдоль некоторой линии /:
= 1
ds
t
l v (х, у, z)»
где ds — элемент длины дуги кривой /.
81
В двумерном случае v = v (x, z):
z* .г-. —
- f —
[x(z), z]
z,
= j F (*, z, x') dz,
где
x =
dx
dz
Отыскание экстремума интеграла приво-
приводит к решению обыкновенного дифференци-
дифференциального уравнения второго порядка (урав-
(уравнения Эйлера)
dF d / dF
дх dz \ дх'
или
d*F dx
д(х')* ' dz* ' дхдх' ' dz
юг dF _Л
дгдх' дх
В трехмерном случае о = v (x, у, г):
J
v (x, y, z)
= j F (x, y, z, x\ y') dz.
Задача сводится к решению системы двух
дифференциальных уравнений Эйлера:
дх dz \ дх'
ду dz \ду' ) ~ "'
Принцип взаимности [32]. Время рас-
распространения монотипной волны из од-
одной точки в другую не -изменится, если
поменять местами источник и приемник.
В сложных структурных условиях, когда
волны, образующиеся от одного объекта и
удовлетворяющие принципу Ферма, распро-
распространяются с близкими временами, использо-
использование принципа взаимности на практике свя-
связано с определенными трудностями.
Законы отражения — преломления. Для
изотропных сред закон отражения — прелом-
преломления выражается в двух основных поло-
положениях.
82
Рис. II.1. Образование отраженных и пре-
преломленных волн на границе раздела
1. Падающий, отраженный и преломлен-
преломленный (включая обменные волны) лучи лежат
в одной плоскости; в этой же плоскости
располагается нормаль к поверхности раз-
раздела в точке падения луча.
2. Углы падения а, преломления (про-
(прохождения) Р и отражения у связаны между
собой соотношением (законом Снеллиуса —
Декарта)
sin a
'Р.
sin_Pj
'jp.
sin
sin ас
где Up, vs — скорости соответственно про-
продольных и поперечных волн; индекс 1 отно-
относится к среде со стороны падающих (отражен-
(отраженных) лучей, индекс 2 — со стороны прелом-
преломленных лучей (рис. II.1).
Закон преломления для волны данного
типа (продольной либо поперечной)
sin а = — sin Р = n sin P
или
где ц ?= [1 -f- A — n2) tg2PJ— величина,
слабо зависящая от п и р.
Если Р = 90°, то образуется головная
волна
sin a = sin i = —i-,
v2 '
где i — критический угол (угол полного
внутреннего отражения).
Закон преломления — отражения целесо-
целесообразно записывать также в другой форме
(см. § 21):
fxN^n Й X N)
или в проекциях:
lyNz-lzNy=n(llyNz-luNy),
1XNZ - 1ZNX = п A1XN2 - 1UNX),
lxNy - lyNx = n (luNy - llyNx),
где / (lx, ly, lz) — единичный вектор вдоль
падающего луча; lx (llx, lw,4lz) — единичный
вектор вдоль преломленного (отраженного)
луча; N (Nx, Ny, Nz) — вектор нормали к гра-
границе в точке падения; п = vjv2.
Для анизотропных сред закон отражения —
преломления в таком же виде, как для изо-
изотропных сред, справедлив для волновых
нормалей:
sin i
= const,
где i — угол между нормалью к границе
и нормалью к поверхности фронта волны
(волновой нормалью); v (i) — нормальная
скорость. Чтобы найти углы отражения
(преломления) лучей, нужно перейти от на-
направления падающего луча к направлению
волновой нормали, а для отраженных (пре-
(преломленных) волн — от направлений волновых
нормалей к направлениям лучей. Для по-
поперечно-изотропной среды углы 9 прелом-
преломления лучей вычисляют по найденным зна-
значениям углов i преломления нормалей по
формуле A.31), если направления осей анизо-
анизотропии и нормалей к границам совпадают.
В случае дифракции на ребре [94 имеет
место соотношение близкое, но не вполне
адекватное закону Снеллиуса — Декарта.
Оно формулируется следующим образом.
Падающий и дифрагированный лучи в слу-
случае отраженно-дифрагированной волны
подчиняются соотношению
cos(T, т)= — cos(/, т),
где i, f — единичные векторы, имеющие на-
направления соответственно падающего и
дифрагированного лучей; х ->- единичный
вектор касательной к дифрагирующему ребру
в точке падения.
В общем случае соотношение между уг-
углами имеет вид
_cos(t, т) _ cos (/, т)
где i>j, u2 — соответственно скорости вдоль
падающего и дифрагированного лучей.
Поля времен, временные
функции, годографы
Поле времен в общем случае представляет
собой зависимость времени распростране-
распространения волны того или иного типа от координат
источников и приемников. Математическое
описание поля времен называется вре-
временной функцией или уравне-
уравнением поля времен.
Следует различать обобщенные и
локальные поля времен [85].
В общем случае трехмерного пространства
обобщенное поле времен для волны заданного
типа и среды любой структуры представляет
собой функцию шести переменных: t =
— t (*i, *2> #i» У2, zx, г2) — трех координат
источников (*i, Ух, Zi) и трех координат
приемников (х2, у2, z2).
Если рассматривать только один закре-
закрепленный источник, то получим локальное
поле времен нулевого порядка, которое на-
называют просто полем времен [90]. Матема-
Математически оно выражается функцией трех пере-
переменных: / = t (х2, у2, г2) = t (x, у, г).
В случае расположения источников вдоль
некоторой линии, а приемников во всем про-
пространстве, где физически существует задан-
заданная волна, получим локальное поле времен
первого порядка. При самых общих пред-
предположениях о среде его всегда можно пред-
представить в виде функции четырех переменных:
t = t (хъ х2, у2, г2).
Если источники распределены вдоль
некоторой поверхности zt = *i {x, у), а при-
приемники занимают все пространство, то полу-
получим локальное поле времен второго порядка.
В общем случае оно представляет собой функ-
функцию пяти переменных: t =¦ t (*i, x2, у1г уг, г2).
По аналогии с трехмерными можно рас-
рассматривать двумерные (плоские) поля времен,
например, в вертикальной плоскости. Об-
Обобщенное поле времен в данном случае будет
функцией четырех переменных: t — t {xXf
Х2> *i> z2). Локальные поля в двумерном
пространстве могут иметь только нулевой
и первый порядки, если временные функции
будут содержать соответственно две (х2, z2)
либо три (хх, х2, г2) независимые переменные.
Графическое изображение обобщенных
полей времен затруднительно из-за большого
числа переменных. Это относится и к локаль-
локальным полям первого и второго порядков.
Поскольку поля времен любого вида отно-
относятся к типу скалярных, то каждому из них
(обобщенному и локальным различных по-
порядков) соответствует векторное поле гра-
градиента временной функции. Компоненты век-
вектора градиента являются частными производи
ными временной функции по координатам
источников и приемников.
83
До настоящего времени в теории и на прак-
практике чаще всего рассматривались локальные
поля времен нулевого порядка. По отноше-
отношению к таким полям введены понятия ли-
линейных и поверхностных го-
годографов как функций распределения
времени вступления той или иной волны на
заданной в пространстве линии либо поверх-
поверхности при фиксированном положении источ-
источника [25, 32J. Более строго, в соответствии
с принятой выше классификацией полей,
такие годографы следовало бы называть
обобщенными годографами нулевого по-
порядка. В двумерном поле они всегда пред-
представляют собой одномерные функции, изоб-
изображенные графически в виде линий.
Аналогично, если в локальном поле пер-
первого порядка (источники располагаются на
линии произвольного вида) поместить в про-
пространстве приемников линию либо поверх-
поверхность, то распределение времени на них при
различных положениях источника на задан-
заданной линии будет представлять собой соответ-
соответственно обобщенный линейный и поверхно-
поверхностный годографы первого порядка. Если
пространство приемников трехмерно, то об-
обобщенные линейные годографы первого
порядка представляют собой функции двух
переменных, а соответствующие поверхно-
поверхностные — трех переменных. Подобным же
образом вводятся обобщенные линейные и
поверхностные годографы второго порядка,
представляющие собой в общем случае функ-
функции трех и четырех переменных.
Обобщенные годографы первого и второго
порядков представляют собой многомерные
функции, и поэтому в свою очередь возни-
возникает необходимость оперировать с некото-
некоторыми частными реализациями (сечениями),
которые также являются годографами (на-
(например, годограф ОГТ). Поэтому обобщенные
годографы первого и второго порядков сле-
следует рассматривать как специальные поля
времен, которые называют частными
полями времен первого и второго поряд-
порядков. Частные поля времен являются с о ->
вмещенными, если локальные про-
пространства источников и приемников (линии
и поверхности) совпадают либо входят одно
в другое. Частные совмещенные поля времен
нашли наибольшее применение на практике,
так как в большинстве случаев источники
и приемники расположены на поверхности
земли либо приведены к некоторому единому
уровню.
На практике поверхностные годографы
нулевого порядка обычно изображаются в ви-
виде карт изохрон (линий равных времен при-
прихода волны). На рис. II.2 представлен по-
поверхностный годограф отраженных волн
в случае наклонной плоской границы раздела
84
X п
Рис. II.2. Изображение поверхностного
годографа в виде карты изохрон
и v = const, когда приемники располагаются
на горизонтальной плоскости.
Линейные годографы нулевого порядка
подразделяются на продольные,
когда источник располагается на трассе
наблюдений (чаще всего прямая линия),
и непродольные, если источник на-
находится в стороне от линии приемников.
Линейные продольные годографы нулевого
порядка изображают графически в виде кри-
кривых зависимости времени вступления (фазы)
волны от расстояния между источником и
приемником. Непродольные годографы вы-
выражают либо в зависимости от координат
приемников, либо в функции расстояния
между источником и приемником. Нередко,
особенно при глубинном сейсмическом зон-
зондировании, по оси ординат линейных про-
продольных годографов вместо времени t откла-
откладывают величину t — x!vQ, где v0 — скорость
редуцирования. При таком способе более резко
проявляется изменение наклонов годографа.
В методе отраженных волн (MOB) продоль-
продольные годографы с закрепленным источником
обычно называют годографами ОГВ (общая
точка взрыва). При закрепленном' приемнике
и подвижном источнике соответствующий
годбграф называется годографом ОТП
(общая точка приема).
Годографы общей глубинной точки (ОГТ)
представляют собой графики зависимости вре-
времени отраженной волны от расстояния между
источниками и приемниками, располагающи-
располагающимися симметрично относительно заданного
центра. Годограф ОГТ можно трактовать как
некоторое сечение частного совмещенного
поля времен первого порядка, когда источ-
источники и приемники располагаются на одной
и той же прямой линии, обычно принимаемой
за ось абсцисс [85]. Если вместо координат
Xi и лг2 в этом случае ввести новые переменные
/ = х2 — хг и X = ~y (хх 4- *г). то годограф
ОГТ будет представлять собой сечение Х =
= const вдоль прямой, параллельной оси вре-
времен, т. е. t = t (I).
Графики t (I) симметричных точек, по ана-
аналогии с отраженными волнами, иногда строят
для головных и рефрагированных волн.
Они также представляют собой сечения X —
— const частных полей времен первого по-
порядка t = t (X, I).
Если в уравнении частного поля времен
первого порядка / = t (X, /) для волны лю-
любого типа положить / = const, то получим
кривую / (X), которую можно отнести к осо-
особому виду линейного годографа. Особенно
большое значение в практике сейсморазведки
MOB имеют линии t (X) в случае 1=0,
получившие название временных раз-
разрезов.
При сейсмических исследованиях в сква-
скважинах приемники чаще всего располагают
внутри среды, а источники на поверхности
земли. Зависимость времени распростране-
распространения волны от глубины называется вер-
вертикальным годографом. Раз-
Различают продольные и непродольные вер-
вертикальные годографы. Для первых источник
располагается в непосредственной близости
от устья скважины, для вторых — удален
от него на достаточно большое расстояние.
Если положение приемника в скважине
закреплено, а источники на поверхности земли
перемещаются, то зависимость времени рас-
распространения волны от координат источника
(обычно удаления источника от устья сква-
скважины) называют горизонтальным
(обращенным) годографом.
Для годографов ОТВ кажущейся
скоростью называется скорость пере-
перемещения фронта волны вдоль линии наблюде-
наблюдений. Численно кажущаяся скорость равна
обратной величине, производной dtldl (гра-
(градиент времени) по заданному направлению /.
Для годографов ОГТ либо любых других
сечений частного поля кажущуюся скорость
следует определять формально как наклон
касательной dlldt.
Связь между кажущейся скоростью vK
и углом выхода луча е- дается законом
Бенндорфа (рис. II.3)
cos e = ¦
= VX,
где v — истинная скорость распространения
волны в заданной точке подхода; т — градиент
dt (
времени, т= —п-> f
Рис. Ц.З. Связь между углом выхода е и ка-
кажущейся скоростью % = Ах/At
Часто вместо угла е пользуются углом а
между лучом и вертикалью (а = 90° — е),
записывая закон Бенндорфа в виде
sin а = — .
Кажущаяся скорость волны при закреплен-
закрепленном источнике всегда больше (либо равна)
истинной скорости распространения волны.
В частных совмещенных полях времен
второго порядка, когда источники и прием-
приемники располагаются на заданной плоскости,
можно снизить порядок временной функции,
если осреднить времена по азимуту при за-
заданной базе между источником и приемни-
приемником [85]. Такие поля времен, имеющие ряд
важных особенностей, получили название
частных интегральных по-
полей времен.
§ 16. СЕЙСМИЧЕСКИЕ СРЕДЫ
И ИХ ХАРАКТЕРИСТИКИ
Общие сведения
о сейсмических моделях
Сейсмической средой или
сейсмической моделью назьь
вается реальная геологическая среда, опи-
описываемая с точки зрения распределения в ней
упругих и неупругих параметров, с целью
наиболее корректного объяснения основных
особенностей экспериментально наблюда-
наблюдаемого волнового поля и решения на этой
основе обратных задач. При формировании
той или иной сейсмической модели прини-
принимаются во внимание многие факторы. Реша-
Решающее значение имеет степень геологической
изученности объектов или типов объектов,,
а также объем и степень достоверности све-
сведений о сейсмических параметрах. Для одних
и тех же типов геологических структур сей-
сейсмические модели могут иметь различный вид
и изменяться во времени. Представление
о модели в сильной степени зависит от кон-
конкретной задачи исследования как с точки зре-
85
ния полноты сведений, которые желательно
получить в процессе работ, так и от геолого-
геофизических концепций, относящихся
к поискам того или иного полезного ископа-
ископаемого.
Целесообразно рассматривать две группы
сейсмических моделей геологических сред.
К первой группе относятся с е й с м о -
геологические модели. Описы-
Описываются главные особенности строения объек-
объектов на «сейсмическом языке». Такое описание
может носить качественный характер и пред-
представляться, например, в виде сейсмогеологи-
ческих разрезов с указанием основных сей-
сейсмических границ, на которых могут образо-
образовываться волны, интервалов изменения ско-
скоростей в слоях, коэффициентов затухания,
соотношений скоростей продольных и попе-
поперечных волн и др. При построении сейсмо-
геологических моделей необходимо полнее
отобразить главные особенности среды с по-
позиций сейсморазведки без строгого подхода
к реальным возможностям воспроизведения
ее по данным эксперимента, т. е. только с ча-
частичным учетом достигнутого уровня сейсми-
сейсмического метода в различных его модифика-
модификациях. Построение сейсмогеологических мо-
моделей является необходимым этапом при
проектировании любых сейсморазведочных
работ. Они играют большую роль при гео-
геолого-геофизическом обобщении, что в опре-
определенной степени можно рассматривать как
подготовку к последующим этапам исследо-
исследований.
Во вторую группу входят математи-
математические модели, формирующиеся на
основе сейсмогеологических моделей с кор-
корректным учетом возможностей решения об-
обратных задач. Математические модели не
привязываются конкретно к реальным гео-
геологическим структурам того или иного
типа, они как бы абстрагируются от них.
Здесь на первый план выдвигается матема-
математическое описание распределений скоростей,
формы сейсмических границ и их сочленений.
Поэтому математические модели для суще-
существенно различных геологических объектов
и сейсмогеологических моделей могут быть
одинаковыми либо близкими. Выбор мате-
математических моделей в значительной степени
привязан к конкретным модификациям сей-
сейсморазведки, типам волн и особенностям
волнового поля. Например, могут рассматрил
ваться кинематические, динамические и
смешанные математические модели, модели
градиентных сред (привязанные к рефраги-
рованным волнам), модели дифрагирующих
объектов и др.
В отличие от сейомогеологических, мате»ч
матические модели часто рассматриваются
при решении обратной задачи для весьма
ограниченной области пространства. При
86
переходе к примыкающей области либо варь-
варьируются параметры заданной модели, либо
изменяется ее структура. В значительной сте-
степени это связано с возможностями аналити-
аналитического либо численного решения прямых
и обратных задач. Математические модели
могут содержать описание распределений не
только реальных физических параметров
в функции координат пространства, жги не-
некоторых производных величин. Например,
широко используются такие интегральные
характеристики сред, как средние и лучевые
скорости, средние градиенты, эффективные
параметры и др. Подобный подход неприме-
неприменим при конструировании сейсмогеологи-
сейсмогеологических моделей.
Известны одномерные, двумерные и трех-
трехмерные модели. Каждой из них свойственны
свои способы и формы описания. Наиболее
сильно специфика их проявляется в методах
решения прямых и обратных задач. Реальные
объекты всегда трехмерны, и переход к одно-
одномерным и двумерным моделям в определенной
степени можно рассматривать как способ
локального описания трехмерных объектов.
Но вместе с тем одномерные и двумерные мо-
модели имеют и большое самостоятельное зна-
значение. В теории и практике сейсморазведки
наибольшее распространение получили
двумерные модели.
При математическом описании процессов
распространения сейсмических волн ре-
решаются кинематические и динамические за-
задачи, имеющие также определенную мер-
мерность. Необходимо подчеркнуть, что мерность
задачи не всегда совпадает с мерностью среды,
для которой она решается. Так, в случае
одномерной среды, когда физические свой-
свойства изменяются только в вертикальном на-
направлении, в теоретическом и эксперимен-
экспериментальном планах может решаться одномерная
задача на распространение прямых (про-
(проходящих) и отраженных волн по вертикали
(например вдоль ствола скважины). В дан-
данном случае мерности среды и задачи совпа-
совпадают. Но для одномерной среды того же типа
чаще всего решаются двумерные кинемати-
кинематические и динамические задачи при косом па-
падении.
Классификация моделей
сред
Модели классифицируются по характеру
распределения скоростей в пространстве
с учетом трех главных факторов,, определя-
определяющих поведение функций vp {х, у, г) и vs (x,
у, г). Первым фактором является слоистость
среды, которая особенно проявляется в оса-
осадочных породах, но свойственна также кон-
солидированной коре в целом либо отдель-
отдельным ее частям. Другим важным фактором
является горное давление как функция глу-
глубины, обусловливающее достаточно выра-
выраженный вертикальный градиент v (г). Третий
фактор связан с тектоникой и проявляется^
с одной стороны, в образовании структур
как сложного проявления слоистости с не-
горизонтальными и криволинейными гра-
границами и переменной мощностью слоев,
а с другой — в перераспределении горного
давления в различные периоды геологической
истории и зависимости его как от>вертикаль-
ной, так и горизонтальных координат. В ре-
результате совместного действия указанных
и других факторов (фациальные изменения
и замещения) в реальных геологических сре-
средах скорости могут изменяться по очень слож-
сложным законам.
В первом приближении сейсмические среды
подразделяются на однородные и не-
неоднородные.
Аппроксимация реальной среды однород-
однородной чаще всего допустима в ограниченной
(локальной) области. Приближенное предста-
представление о среде как однородной тесно связано
с понятиями средней и лучевой скоростей.
Эффективные скорости в методе отраженных
волн также определяются на основе аппро-
аппроксимации среды в ограниченной области как
однородной. Применительно к протяжен-
протяженным областям пространства такое прибли-
приближенное описание через интегральные вели-
величины скоростей можно отнести к типу суб-
субоднородных сред, когда предполагается, что
все сейсмические лучи прямолинейны, но
скорости вдоль лучей изменяются по опре-
определенному закону, исходя из особенностей
рассматриваемой модели. Такая аппрокси-
аппроксимация среды при решении прямых и обратных
задач получила название метода средних
и лучевых скоростей (см. § 19).
Важной характеристикой среды является
зависимость скорости распространения
волны в заданном достаточно малом объеме
от направления распространения прямой
волны. Такая зависимость носит название
индикатрисы скорости (про-
(продольных либо поперечных волн). Рассматри-
Рассматривают пространственную и плоскую инди-
индикатрисы/ Первая из них выражается через-
сферические углы (широта и долгота), вто-
вторая — через полярный угол. Для изотропной
однородной среды индикатрисы скоростей
представляют собой сферы, а в сечении —
окружности. Отклонение индикатрис от
сферы либо окружности* при условии макро-
макроскопической однородности среды, характе-
характеризует меру анизотропии среды (см. § 7, 20).
Показатели анизотропии могут иметь
существенно разные значения для, продоль-
продольных, поперечных SH и SV волн.
I
Рис. II.4. Типы моделей горизонтально-сло-
горизонтально-слоистых сред:
а — слоисто-однородная; б — градиентная; в,
г -*- слоисто-градиентные
Неоднородные среды подразделяются на
три основных типа: слоисто-однородные, гра-
градиентные и слоисто-градиентные. Наиболее
определенно физико-геологическая их сущ-
сущность проявляется при горизонтальной сло-
слоистости (одномерная модель v (z) на рис. II.4).
Сл о и сто - однородна я среда
представляется в виде серии слоев (в том
числе тонких, т. е. сравнимых по мощности
с длиной волны либо меньше, но вместе с тем
вносящих заметный вклад в изучаемое вре-
временное поле), причем в каждом слое скорость
неизменна (yt- = const). Характер распреде-
распределения пластовых скоростей продольных и по-
поперечных волн различен. Выделяют п а-
раллельно-слоистые и не-
параллельно-слоистьге с р е-
д ы. В первой группе, когда мощности слоев
остаются неизменными, чаще всего опери-
оперируют с горизонтально-слоистыми и вертикаль-»
но-слоистыми средами (рис. II.5, а). В общем
случае рассматривают также наклонно-
слоистую среду (рис. II.5, а, б). Непарал-
Непараллельно-слоистые среды в двумерном, а тем
более в трехмерном пространстве очень
разнообразны. На рис. П.5, в—д показаны
их главнейшие особенности, связанные
с наличием выклиниваний и несогласий,
блокового строения и соответственно разры-
разрывов сплошности, криволинейных поверхно-
поверхностей раздела между слоями. Нередко, напри-
например в случае соляной тектоники, слоистость
прерывается массивами сложной конфигу-
конфигурации, которые уже нельзя с геологических
позиций рассматривать как слои. С точки
зрения построения сейсмических моделей
подобную среду можно отнести к однородно-
слоистой, понимая под слоем некоторую об-
87
v (z)
У = V (Z)
,(.+«-
M. + W"
(a — целое число) п > 1
.е-
e-»e-*«
(f о = a — 6)
i
fo + Az n
(n — целое число)
vo+Az1'2
.,,+„.
Выражения
si1
— fn
2у0Р
л
УОЛ
* 1
a* !
n
«f.
*(-
fB
J I
n A
Vi-
+ P;
<-
(V-
¦-
*"
Для
(z)
dz
"CD
"CD
¦<r
-b
-v0
z
+ V
функций
z)
->
-.]
n — 1
fez)
-fez
,-1
г)
.]
B), *(fB), ?>Cp
B) И
2
У = У (Z)
"cp (tB)
z-параметр
.. Г (я-1)у„Р
y0 1 H
1 — voktB
aktn
avoe B
b + yoea B
—
(l-voytB)*
у/2
I
Tn-1
88
Таблица II.1
при различных законах изменения скорости с
v$z
ln(l + pz)
vo&z
2(V l + pz—1)
2o0f>z
з[A + и2/3-И
(n — l)uopz
ДA + рг) n -lj
vokz
1-е *2
ln =*T-
uoe RZ
J U
A2z
»o(l + Yz)
глубиной
рср(^в)
t -[ dz
1 о
z — параметр
P*B
{i + ^-LpVbI" 2-i
P^B
l . l
1 ft, Ь+иое в
—
—
1 — UoY^b
89
Рис. II.5. Основные типы двумерных слоисто-однородных сред.
а — параллельно-вертикально-слоистая; б — параллельно-наклоино-слоистая; в — непараллельно-
слоистая с наличием выклинивания; 2 — блоковая, разделенная разломами (сбросами); д — слоистая
с криволинейными границами; е — смешанная слоисто-массивная модель
ласть v = const, ограниченную какой-либо
поверхностью.
Градиентная (непрерывная)
среда в общем виде описывается непре-
непрерывной функцией v (х, у, г). Наиболее отчет-
отчетливо обычно проявляется вертикальная со-
составляющая градиента dvldz. Горизонталь-
Горизонтальная составляющая градиента скорости на-,
блюдается при наклонном залегании элемен-
элементарных слоев. При учете вертикальных изме-
изменений скорости используют различные ана-
аналитические зависимости скорости от глубины
и вертикального времени. Основные из них
приведены в табл. II.1.
Вертикальным градиентом
скорости (вертикальной составляющей
градиента) называется производная dvldz =
= k. Часто вместо вертикального градиента
k
используют величину —г = р. При линей-
линейно
ной зависимости скорости от глубины пара-
параметры k и Р имеют постоянные значения.
Горизонтальные составляющие градиента
скорости, как правило, значительно меньше
вертикальных и оказывают меньшее влияние
на кривизну сейсмических лучей и деформа-
деформацию фронтов волн. В связи с этим, а также
по причине возникающих математических
трудностей аналитическое решение задачи
для функций v (х, г) редко осуществляется.
Наиболее просто это можно сделать для сред,
являющихся градиентным аналогом парал-
параллельно-слоистых сред (см. рис. II.5, а, б),
когда линии v = const представляют собой
прямые линии, составляющие угол ш с го-
горизонтом. Для простейшей модели с по-
90
стоянными вертикальным и горизонтальным
градиентом
v (х, г) = v0 A -f ax -f pz)
линии v = const наклонены под углом ю =
, а
= arctg -5- .
р
Слоисто-градиентной назы-
называют среду, в которой пластовые скорости
зависят от координат пространства. Для
одномерной модели функция v (z) будет со-
состоять из криволинейных отрезков t>/ (z),
терпящих разрыв на границах слоев (см.
рис. II.4, в). В частном случае разрыв может
наблюдаться не в скорости, а в градиенте
скорости (см. рис, II.4, г).
С точки зрения распределения скорости
в зоне перехода от одного слоя к другому рас-
рассматривают три основных типа сейсмических
границ, различающихся формой переходной
функции v (п), где п — направление нормали
к границе (рис. II.6). Наиболее распростра-
Рис. II.6. Классификация сейсмических гра-
границ по характеру изменения скоростей.
а — граница первого рода; б — граница второго
рода; « — транзитивная граница
нено представление о резком скачке скорости
на границе двух слоев (рис. II.6, с). Такие
границы называются границами пер-
первого рода. Если скачкообразно изме-
изменяется не скорость, а градиент скорости
dv дп, то будет иметь место граница
второго рода (рис, II.6, б). В более
общем случае между двумя квазиоднород-
квазиоднородными слоями существует некоторая переход-
переходная толща мощностью АЛ < Я (К — длина
волны). Такая граница называется тран-
транзитивной (рис. II.6, в). Форма пере-
переходной функции v (г) может быть различной,
в том числе представлять собой серию Тон-
Тонких слоев [12].
Интегральные характеристик»
сейсмических сред
Наряду с пластовыми и истинными ско-
скоростями широко используются средние и лу-
лучевые скорости.
? Средняя скорость. В случае одномерной
горизонтально-слоистой среды средняя ско-
скорость vcp определяется выражением
По полученным данным tB и vcp строят гра-
график зависимости vcp (tv).
Если необходимо перейти от vcp (th)
к t»cp (z), то поступают аналогичным образом:
для ряда значений t3 через заданный проме-
промежуток Л/в выписывают значения vcp, а затем
относят их к глубинам z= ?B"Pcp (^в)-
В методе отраженных волн чаще всего
вместо fB используют время отражения по
нормальному лучу ?„ = 2tB. Используюггя
связи
2г
1
'°--^г 2=т/оУср(/о)-
В некоторых случаях целесообразно рас-
расширить понятие средней скорости. Например,
можно рассматривать средневзвешенное зна-
значение
Я
или для слоистой среды
'ср
п
*>к
где tB — время пробега волны по вертикали
(в одном направлении); Н— суммарная мощ-
мощность, для которой вычисляется средняя
скорость.
При непрерывном изменении скорости по
вертикали
»ср (*) = -г- =
dz
v(z)
Выражения для иср (г) для различных
функций v (z) приведены в табл. II.1, где
даются также функции vcp (tB), полученные
путем замены z на tB на основе общей зави-
зависимости
L =
dz
v(z)
На практике переход от vcp (z) к vcp (tB)
осуществляется следующим образом. Для
выбранных значений z в соответствующем
диапазоне глубин выписывают в таблицу зна-
чения vcp (z). Затем вычисляют tB = —.
fcp B)
Введение такой величины оправдано, в част-
частности, тем, что с ней связано понятие пре-
предельной эффективной скорости для гори-
горизонтально-слоистой среды. Можно опериро-
оперировать также со средним значением произволь-
произвольного порядка п. Например, для непрерывной
по z среды будем иметь
= [±-
1
н
В частности, средние скорости порядков
1, 3 и 5 фигурируют в выражениях коэффи-
коэффициентов представления годографа отражен-
отраженных волн в виде степенного ряда (см. § 18).
Расчеты показывают, что средневзвешенные
скорости для заданной модели среды о (z)
тем больше, чем больше порядок скорости.
Отношения
w-, =>¦
5E)
v
являются показателями неоднородности
среды.
Для непрерывных функций v (z) кривая
°ср (z) будет непрерывной более плавной
формы. В случае слоисто-однородной среды
кривая vcp (z) будет состоять из примыка-
91
ющих друг к другу по границам раздела
отрезков гиперболической формы.
Величина производной dvldz вычисляется
в общем случае по формуле
<*"сР 1 / 2 \
dz ~ U V tov(z) )'
Переход от средней скорости к истинной
(пластовой) осуществляется согласно зави-
зависимости
0B)=
"ср
'ср
{Z)-Z
dv,
ср
dz
l-U
иг
Кроме того, имеет место соотношение
dvcp
Vnn = Pep + ^в П•
В случае линейной зависимости средней
скорости от глубины vcp = v0 -f- kxz
1J
V пл = —— •
Соответственно при параболической за-
зависимости i/cp = vQ -f- ?,z -\- k2z*
v-
„ — CP
При наклонном залегании слоев теряется
однозначность определения иср даже в случае
двумерной модели.
С одной стороны, целесообразно рассма-
рассматривать среднюю скорость по вертикали,
особенно если учесть, что ее можно вычислить
по данным ультразвуковых и сейсмических
наблюдений в скважинах. Такое представле-
представление о средней скорости дает возможность для
любой двумерной либо трехмерной модели
однозначно построить функции vcp (х, z)
либо vcp (x, у, г). Такие функции очень
важны для характеристики сложной модели
среды.
С другой стороны, чтобы использовать
понятие средней скорости одномерной среды
для двумерных и трехмерных моделей, не-
необходимо для заданной отражающей границы
потребовать выполнения условия
fcp-^o =Н,
где Н измеряется по нормали к интересу-
интересующей границе. Только при таком определе-
определении будет обеспечено правильное понимание
связи между оср и предельной эффективной
скоростью, играющей большую роль при
интерпретации данных MOB.
Лучевая скорость. Величину ол в отличие
от v-p измеряют по наклонному лучу, в том
числе для одномерной среды у (г), в предполо-
предположении прямолинейного распространения
волны. Экспериментально лучевую скорость
92
измеряют при скважинных наблюдениях
путем деления расстояния между источником
и приемником на время распространения:
-л- t
где х0 — расстояние между источником и
устьем скважины; Н — глубина погружения
скважинного сейсмографа.
В случае слоисто-однородной среды, с го-
горизонтальными границами общее выражение
для лучевой скорости имеет вид
А*
k=i
J vk /1 — jfiv%
sin iK
где р = — — параметр луча.
VK
После разложения правой части послед-
последнего равенства в ряд получим приближенное
выражение
2 Wl Яа 8 w^w% И*
1
где
#=? Л*;
w, =
¦'ср
'C)
fcp, »> 5C)t 5E) — средние скорости различ-
различных порядков.
Лучевая скорость распространения волны
в среде с вертикальным градиентом
н
dz
Приближенная формула, полученная путем
разложения в ряд, имеет такой же вид, что
и для слоисто-однородной среды.
При линейной зависимости скорости от
глубины
Р,Я)
Относительная разница между лучевой
и средней скоростями
ср
arch
2A+РЯ)
Последняя формула может быть исполь-
использована при произвольном законе изменения
средней либо истинной скорости с глубиной,
если воспользоваться методом средних гра-
градиентов и заменить Р на средний градиент
Рт, выразив затем рт и Н через отношения
vcpv0. В табл. 11.2 даны значения функции
1. Начальная скорость v0 предполагается
известной и рассматривается луч по верти-
вертикали. Средним градиентом в этом случае
называется такое значение коэффициента $т
в предположении линейной зависимости ско-
скорости от глубины, при котором время рас-
распространения волны, вычисленное по фор-
формулам для линейного закона, равно действи-
действительному вертикальному времени, вычислен-
вычисленному для произвольной функции v (г):
1
н
ln(l+pm#) =
dz
или
¦'cp
v0
H
где Я (x) =
Для двумерных моделей введение понятия
лучевой скорости в общем виде встречает
определенные трудности, но не с точки
зрения вычисления ил, а использования ее
при решении обратных задач.
Средний градиент рт можно ввести двумя
способами.
— трансцендентная
функция.
Значение х по заданной величине vcp/v0
в первом приближении вычисляется по фор-
формуле
3 Уср (~\f. . 8 / иср \
Таблица II.2
Относительная разница между лучевой и средней скоростями
(в процентах) при различных градиентах средней скорости
и расстояниях взрыв—сейсмограф
1,1
1,2
1,3
1,4
1,5
1,6
1,7
1,8
1,9
2,0
2,1
2,2
2,3
2,4
2,5
2,6
2,7
2,8
2,9
3,0
0,2
0,0
0,0
0,0
0,1
0,1
0,1
0,2
0,2
0,2
0,2
0,2
0,3
0,3
0,3
0,3
0,4
0,4
0,4
0,4
0,4
0,4
0,0
0,1
0,2
0,3
0,4
0,5
0,6
0,7
0,8
0,9
1,0
1,1
1,2
1,3
1,4
1,4
1,5
1,6
1,7
1,7
0,6
0,0
0,2
0,4
0,6
0,8
1,0
1,3
1,5
1,8
2,0
2,2
2,4
2,6
2,8
3,0
3,2
3,3
3,5
3,6
3,8
0,8
0,1
0>3
0,6
1,0
1,4
1,8
2,3
2,8
3,1
3,4
3,8
4,2
4,5
4,8
5,1
5,4
5,7
6,0
6,2
6,5
1.0
0,1
0,5
1,0
1,6
2,2
2,8
3,5
4,1
4,7
5,2
5,8
6,3
6,8
7,3
7,7
8,8
8,6
9,0
9,4
9,7
1.2
0,2
0,7
1,4
2,3
3,1
4,0
4,9
5,7
6,5
7,3
8,1
8,8
9,5
10,1
10,7
11,3
11,8
12,4
12,9
13,3
>
1,4
0,3
1,0
2,0
3,0
4,2
5,4
6,5
7,6
8,6
9,6
10,6
11,5
12,4
13,2
14,0
14,7
15,4
16,0
16,7
17,3
1.6
0,4
1,3
2,5
3,9
5,4
6,8
8,2
9,6
10,9
12,2
13,3
14,4
15,5
16,5
17,4
18,3
19,2
20,0
20,7
21,5
1,8
0,5
1,6
3,2
4,9
6,7
8,4
10,2
11,8
13,4
14,8
16,2
17,5
18,8
20,0
21,1
22,1
23,1
24,0
24,9
25,8
2,0
0,6
2,0
3,9
5,9
8,1
10,2
12,2
14,1
15,9
17,6
19,2
20,8
22,2
23,6
24,8
26,0
27,2
28,2
29,3
30,3
2.2
0,7
2,4
4,6
7,1
9,5
12,0
14,3
16,5
18,6
20,5
22,4
24,1
25,7
27,2
28,7
30,0
31,3
32,6
33,7
34,8
2,4
0,8
12,8
5,4
8,3
H.l
13,9
16,5
19,0
21,3
23,5
25,6
27,5
29,3
31,0
32,6
34,1
35,6
36,9
38,2
39,4
2,6
1,0
3,4
6,3
9,5
12,7
15,8
18,8
21,5
24,1
26,6
28,8
31,0
33,0
34,8
36,6
38,3
39,8
41,3
42,7
44,1
2\ 8.
1,1
3,8
7,2
10,8
14,4
17,8
21,1
24,2
27,0
29,7
32,1
34,5
36,7
38,7
40,6
42,4
44,1
45,8
47,3
48,8
93
Следующее приближение находится по
формуле
In A
- *о]
О
1п
~ A -f*o) In A +x0)— x0
Эту формулу можно применять для вычис-
вычисления последующих приближений с соот-
соответствующей заменой индексов.
2. Рассмотренный выше способ предпола-
предполагает, что величина vQ известна. В случае
быстро изменяющегося градиента в верх-
верхней части разреза это может привести к зна-
значительному завышению среднего градиента.
Поэтому целесообразно одновременно опре-
определять среднее значение не только величины
Р, но и v0. Эти величины находятся из усло-
условий: 1) v (z) представляется прямой с угло-
угловым коэффициентом k = и0Р в соответствии
с требованиями способа наименьших квадра-
квадратов; 2) начальная скорость удовлетворяет
условию равенства вертикальных времен /0,
вычисленных по заданному и линейному
законам.
Величину k находят из трансцендентного
уравнения
axzk __.
где
п
°i = S
а2=
п
ь = S
1=1
Величину k целесообразно; вычислять ме-
методом итераций по формуле
? = -!/&_ .
После вычисления k значения v0 cp и
определяются по формулам
kz k
Vocp== ektQ_l > Pm="
§ 17, ОДНОРОДНОЕ
ПОЛУПРОСТРАНСТВО
И ДВУСЛОЙНАЯ СРЕДА
Однородное полупространство
В однородном изотропном полупростран-
полупространстве вторичные (отраженные, преломленные,
дифрагированные) волны не возникают, и
94
Рис. II.7. Положение
в пространстве
сейсмического луча
могут рассматриваться только проходящие
волны внутри полупространства.
Точечный источник предполагается рас-
расположенным в начале координат. Уравнение
локального поля времен нулевого порядка
(см. § 15)
Л;2 4- у* -{- 22 = V4\
Уравнение луча в пространстве
у = х tg 3, г = х tg e cos б -f- у tg e sin б,
где е — угол выхода луча; S — азимут луча,
т. е. угол между плоскостью хО? и верти-
вертикальной плоскостью через луч (рис. II.7).
Уравнение поверхностного годографа
(источник в начале координат)
*а _|_ уг = v4%
или в каноническом виде (конус)
v2 y2 1%
Vi T „2 1 ~и*
Если источник располагается в точке х =
= 0, 2 = г0, то имеем гиперболоид вращения
= — 1.
Уравнения линейных годографов:
продольного (горизонтального)
vw+4
непродольного
где R — расстояние между непродольным
профилем и осью х.
Уравнения вертикальных годографов:
продольного
непродольного
_ 2 (У + дг) (z — px — qy)
где х0 — удаление источника от устьй сква-
скважины; z0 — глубина погружения источника
, (либо приемника в способе перемещающихся
источников).
В практике интерпретации большое зна-
значение имеют лучевые диаграммы — изобра-
изображение фронтов волн и лучей в вертикальной
плоскости при заданном точечном источнике.
В случае однородной среды фронты имеют
вид окружностей:
уравнение лучей
z = х ctg i = х tg e =
где t — угол между лучом и вертикалью;
е = 90° — i; vK — кажущаяся скорость.
Если имеется множество источников с
координатами (хг, ух, гх) и множество прием-
приемников с координатами (х2, у2, z2), то уравне-
уравнение обобщенного поля времен в случае
однородной среды имеет вид функции шести
переменных:
ДО = (х2 - х& + (у2 - yi)i + (г, - гхJ.
Уравнение двумерного локального поля
времен первого порядка при расположении
источников на оси абсцисс
Однородный слой на однородном
полупространстве.
Общие соотношения
для криволинейной отражающей
границы
Уравнение изохроны отражения для трех-
трехмерной модели (эллипсоид вращения)
1,2*2
= 1,
4 4
где / — расстояние от источника до прием-
приемника.
В двумерном случае следует положить
У=0.
Уравнение поверхностного годографа1 ну-
нулевого порядка для криволинейной границы
г = г {х, у)- [84]
xs =
_ 2 (х + pz) (z — px — qy)
. =_2_ (z — px — дц) Ух* + И2 + z2
z(i22J(
где xs, ys — координаты приемника на го-
горизонтальной плоскости наблюдений;
l^xs ~Ь Уб = ' — расстояние от источника
до приемника; ж, # играют роль параметров;
начало координат совмещено с источником;
dz . dz
Уравнения линейного годографа ОТВ для
границы z = ? (х)
где х — параметр.
Приближенное уравнение годографа ОТВ
для круговой границы
v2*2 = 2u to
где Я, ф — соответственно глубина по нор-
нормали под точкой источника и угол наклона
границы раздела; R — радиус кривизны
границы.
Приближенное уравнение годографа ОТВ
при известных кривизне k, угле наклона ф
и глубине по вертикали z0 в точке отражения
sin Ф
i
м
СОБ3ф COS ф + 2kZp
p .
Уравнения годографа ОГТ для границы
z = z (х)
где х — параметр; X — абсцисса точки про-
профиля, для которой вычисляется годограф
ОГТ.
Годографы ОГТ наиболее сильно отли-
отличаются от гипербол в случае вогнутых гра-
границ раздела, в частности, при расположении
центра кривизны в нижней полуплоскости.
В случае расположения центра кривизны
в верхней полуплоскости в области петель
поля t (X, I) и соответственно годографов
ОТВ на годографах ОГТ будут отмечаться
точки разветвления, а также точки перегиба.
95
Уравнения линейного частного поля вре-
времен t (X, I) для границы z= г(х) [85]
~
Абсцисса X поля относится к средней
точке базы источник—приемник.
Уравнение линии /= 0 для криволиней-
криволинейной границы:
трехмерный случай z— z (x, у) [112]
X = х-fpz; Y = y-\-qz,
двумерный случай г = z (x)
Уравнение линейного частного поля вре-
времен т (X, /) фиксированных отражающих
точек для границы z = z (x)
где после дифференцирования следует поло-
положить х = X.
Абсцисса X поля относится к эпицентру
отражающей точки.
Условие появления петель и точек воз-
возврата на линиях / = const и годографах
для границы z = z (x)
о
где
dx* #
Условие появления петли (захода) на линии
/= О
1 + Р2 + sz = 0.
В случае Z ф 0 при прочих равных усло-
условиях петля (заход) появится тогда, когда
при I = 0 ее еще не будет, т. е. чем больше
удаление источник—приемник /, тем раньше
на соответствующей линии / = const появится
петля.
96
Если граница z (x) имеет синклинальный
перегиб в точке (хт, гт), то имеет место сле-
следующее условие появления петель:
+ 2т = 0.
Здесь /нач указывает пограничную область
частного поля t (X, I), на котором при / <
< 1пач петли на линиях / = const и соот-
соответственно на годографах (ОГТ, ОТВ, ОТП)
не будет, а при / > /нач она обязательно
будет.
Для круговой границы с радиусом г и
с центром в верхней полуплоскости
*нач = 2 Vzm(r — zm).
Для синусоидальной границы
Z :="
= Zm — Az sin2
лх
(zm — глубина до свода
синклинали; L — период складчатости; Дг —
амплитуда складчатости,- т. е. разность глу-
глубин между синклиналью и антиклиналью)
2
*нач =
Если отражающая граница представляет
собой комбинацию двух прямых с закруг-
закруглением возле стыка, то петля на годографе
ОТВ и на поле / (X, I) будет наблюдаться
всегда в случае синклинальной формы. Раз-
Размер петли на годографе выражается фор-
формулой
. Zo sin (ф! 4- фг)
* ~~ cos G -f 2ф!) cos (v — 2ф2)'
где z0 — глубина по вертикали в точке стыка
прямолинейных отрезков границы; фх, ф2 —
углы наклона отрезков; положительные зна-
значения углов соответствуют отрезкам границы,
расположенным выше горизонтальной линии,
проходящей через точку стыка двух отрез-
г
a i
Ах
Рис.II.8. Годографы отраженных волн от
границ раздела синклинальной формы.
Гг — годограф от участка границы /, Гц — годо-
годограф от участка границы //, Л-=гв
Рис. 11.9. Схемы лучей при образовании «ду-
«дуплексных» отражений.
Mi, Mt — точки отражения
ков (рис, II.8); у= arctg—; а—расстоя-
zo
ние между источником, расположенным над
первой границей, и проекцией точки стыка
отрезков на линию наблюдений.
Примеры многозначности годографов ОГТ
для различных типов криволинейных границ
даны также в [80].
В сложных тектонических условиях могут
возникнуть «дуплексные» (дважды отражен-
отраженные) волны от одной криволинейной либо
двух различных границ (рис. II.9).
Монотипные отраженные волны
для плоской границы
Уравнение локального поля времен нуле-
нулевого порядка
(*-*oJ+G/-*/oJ + (г-го)* =
= у2/2,
где х0, у0, z0 — координаты мнимого источ-
источника.
Если ось х направлена вкрест простира-
простирания, то
*о = —2Я sin ф; у0 =0; z0 = 2# cos ф,
Ф — истинный угол падения (положителен
в направлении падения границы).
Уравнение поверхностного годографа ну-
нулевого порядка (ось х направлена по па-
падению)
(х + 2Я sin ф)а + */*-}- 4Я2 cos2 ф = v4\
где Я — глубина по нормали к границе
в точке источника.
Уравнение продольного годографа ОТВ
о2*2 = /2 _j_ 4/я sin фк + 4Я2,
где фк — кажущийся угол наклона, связан-
связанный с ф и азимутом профиля ty соотношением
sin фк = sin ф cos ij).
При ориентировке профиля вкрест про-
простирания
v4* = /2 ± 4/Я sin ф + 4Я2,
4 Зак. 80
где знак «-}-» означает падение, «—» — вос-
восстание.
Предельный (максимальный) угол отраже-
отражения равен 90° — ф.
Согласно [32] уравнение продольного го-
годографа ОТВ записывается также в виде
02/а = /а _|_ 4Я1Я2,
где Н1у2*—глубины по нормали к границе
соответственно в точках источника и прием-
приемника.
В случае горизонтального залегания
или
2Я
где г0 = —j время в точке минимума.
Уравнение асимптоты
* = -Ь(/-2Яв1пф).
Выражение для кажущейся скорости
V/t= I ± 2H sin ф^ '
Уравнение годографа ОГТ
t = -L Vl2 cos2 фй + АН* =¦-
где Я — глубина по нормали в центре базы.
Кинематическая поправка
М = t - /0.
-X'
1
А \ n
L
/
+ Х
ir ^f
1 >
/1
Рис. 11.10. Схема образования отраженных
волн при расположении приемника (источ-
(источника) в скважине (метод обращенного годо-
годографа)
97
I, KM
5 х.
r/w
Смещение отражающих точек в направле- Уравнение непродольного годографа ОТВ
нии восстания границы [84] (ОТП)
8Я т
где li, /2 — начальная и конечная точки где
интервала годографа ОГТ.
Смещение (миграция) отражающей точки q=l>r(R — 2H sin cp sin ty)z + 4H2 cos2 у;
центрового луча в направлении восстания
Ах = Н sin ф = -—- sin ф.
98
R — расстояние между точкой источника
и профилем.
Рис. 11.11. Изображение двумерных линейных частных полей времен в различных коорди-
координатах (граница раздела плоская, i|> = 30°, о = 2 км/с)
Уравнение горизонтального и вертикаль-
вертикального годографов при наблюдениях на поверх-
поверхности и в скважине [84]
где Я — глубина до отражающей границы
по нормали; г — глубина погружения сейс-
сейсмографа по вертикали; знак «-f-» соответ-
соответствует расположению источника в направле-
направлении падения отражающей границы, знак
«—¦» — в направлении восстания (рис. 11.10).
Уравнение обобщенного поля времен при
произвольном расположении источников (xlt
у1г 2,) и приемников (х3, у2, г3) в пространстве
V4*~(xz-xi)*+(y2-y1)* +
-Ь (Зг — ziJ + 4 (Яо -f- хг sin ф cos ^ ¦+-
-f- yx sin ф sin ^р — zt cos ф) (Яо -f-
-}- х2 sin ф cos tj) -f- y2 sin ф sin ^ — г2 cos ф),
где Яо — глубина до границы по нормали
в общем произвольно выбранном начале
координат.
В двумерном пространстве
Л*= (*,_*,)»+&-Zl)» +
-f- 4 (Яо -f- xt sin ф — zx cos ф) (#„ +
-f- дг2 sin ф — z2 cos ф).
Уравнение двумерного локального поля
времен первого порядка при расположении
источников на оси абсцисс
Уравнение частного поверхностного поля
времен при расположении источников и при-
приемников иа плоскости хОу
99
Уравнение частного линейного поля вре-
времен, когда источники располагаются на оси х,
а приемники — на оси у [85]:
1,2/2 = х* _|_ у2 _j_ 4 (#0 -f
-f- x sin ф cos ij>) (Яо -f- # sin ф sin ty).
Уравнение частного линейного поля вре-
времен, когда источники и приемники располо-
расположены на оси абсцисс, совпадающей с направ-
направлением падения границы; в координатах
(X, /), отсчет времени относится к средней
точке между источником и приемником)
[X = -у (*i + *г); ' = Х2 —
t =
cos2 ф + 4 (//в + X sin фJ.
Линии /= const поля t (X, I) (рис. 11.11)
представляют собой семейство гипербол
с осью, совпадающей с ординатой t, причем
линия / = const является для них общей
асимптотой. Линии / = const имеют началь-
ную точку на расстоянии ХнаЧ = -^- от
точки выхода границы на линию наблюдений.
Уравнение поля t (Хх, I) или поля ОТВ,
когда отсчет времени относится к точке
источника:
1
t = -L J/ /2 + 4/ (я0 + Xx sin ф) sin ф +
(Яо + Xx sin фJ.
Уравнение поля t (X2, I) или поля ОТП,
когда отсчет времени относится к точке
приемника:
t= — Vl2-\-4l [Я0Н-(Х2—/) sin ф] sin ф+"' "*"
Линии / = const поля t (Xlt I) в направле-
направлении восстания и соответственно t (Хг, I)
в направлении падения пересекаются между
собой на расстоянии X от точки выхода
отражающей границы на поверхность, где
Х- / + /
Уравнение поля t (Хь Х2), где Xt — абс-
абсцисса источника, Х2 — абсцисса приемника:
t = —
100
Уравнение поля t (x, I) фиксированных
точек, когда отсчет времени относится к абс-
абсциссе отражающей точки:
t = —-
X
На рис. 11.11 даны двумерные линейные
частные поля всех видов в различных коор-
координатах для наклонной границы ф = 30°
при v = 2 км/с. Начало координат повсюду
совмещено с точкой выхода границы на
поверхность.
Наиболее простые по структуре поля t (X, I)
и поля фиксированных точек t (x, /).
Уравнение интегрального частного поля
времен второго порядка М (X, Y, I) [85]
для плоской границы и v = const
=/24/1 — у sin2ф
-f- 4 (X sin ф cos ij? + Y sin ф sin ij) -+- Я0J,
где Af=-j-
и /2 — времена
вдоль звеньев крестовой ортогональной рас-
расстановки с базой / при произвольной ее
ориентации.
Поле рассчитывают либо строят по экспе-
экспериментальным данным на основании кресто-
крестовых наблюдений на плоскости хОу.
Уравнение годографа ОТВ n-кратной волны
[62] (профиль в направлении истинного
падения)
Sin ф
/г ± 4/Я! sin ф + 4Я?,
81Паф
.. ., sin n ф .,
где Их=^ Н —:—- — глубина по нормали
Sill CD
до фиктивного отражающего горизонта, за-
залегающего под углом пф. Знак «-}-» — паде-
падение; знак «—» — восстание.
Уравнение годографа ОГТ я-кратной волны
* =
где
/2 COS2 Пф
2Я sin
v
sin
Обменные отраженные волны
Волна PS. Уравнение изохроны отра-
отражения
где у = VV
В двумерном пространстве
Минимумы изохрон смещены от центра
базы / в сторону приемника.
Уравнения линейного годографа с фикси-
фиксированным источником [13, 20]
v cos ф 1^1 + A — у2) Ра — 7р sin ф
р{\ —
X
—Y2)Pa + l)cos ф
COS
1 —J— A —v2) p2 _ Yp sin
где p = tg a — параметр; a — угол падения
волны Р на границу.
Координаты минимума годографа
f ш,. = -Я sin ф/1 +
C0S(P
К?2—
= (cos ф -f ]^Ya— з
s
Минимум существует только для углов
Ф < arctg у.
Уравнения асимптот
(Vl — У2 sin ф -f у cos ф)] при у < cos ф,
<= J-
— cosa ф) -|- /] при
Представление годографа в виде степенного
ряда [20]:
sin ф /
i cos2 ф /a y2 sin ф cos2 ф /3
2 (!+?)* Я* 2A-{-Т)з
Уравнения частного линейного поля времен
t (X, I) [20] при отнесении отсчета времени
к средней точке базы /
sin<P
/[1+A-Y2)P tg ф +
где Яо — глубина по нормали к границе
раздела в выбранном начале координат.
Уравнения годографа симметричных точек
при X = Хо
(Яо
- Y2
— y2
Ya)Pa
В отличие от монотипных отраженных
волн, где годограф симметричных точек
одновременно является годографом ОГТ, для
обменных волн PS годограф несимметричен
относительно оси времен.
По аналогии с монотипной волной годо-
годографом ОГТ называется график зависимости
t (/) в некоторой специальной системе отсчета,
выбранной так, чтобы при горизонтальном
залегании границы отражающие точки при
изменении базы / оставались бы на одном
месте, если направление источник—прием-
источник—приемник не изменяется. В первом приближении
этому условию удовлетворяет равенство
когда времена относятся к абсциссам /Ж1
отсчитываемым от источника.
Уравнения годографа ОГТ для профиля
в направлении истинного падения (ф > 0)
в параметрической форме [20]
72р sin i
1+Y
101
Hk/l+P2t(l-V2) P sin Ф +
+ (y V1 + A —Y2) P2 + 0 cos ф]
2p sin ф
где //* — глубина до границы в точке от-
отсчета /х.
Для I <i Hk справедливо приближенное
представление годографа ОГТ в виде пара-
параболы
¦ ' 2'«Vs *
В общем случае годограф несимметричен.
Водна SP. В настоящее время волны этого
типа на практике редко наблюдаются. По-
Поэтому ограничимся только тем, что приведем
уравнение годографа при фиксированном
источнике. Его можно получить из уравне-
уравнения годографа волны PS, если изменить
знак угла ф, и Н заменить на Н -+- I sin ф:
(совф —psin ф) V\ +A — Ya)Pa
— Y2)P2 -f 1) cos ф —
Уравнение годографа ОТВ
= ^ (V'
^1 + Vv-
где х0, у0, г0 — координаты дифрагирующего
объекта в системе, когда начало координат
совмещено с источником; ось х совмещена
с направлением источник—приемник; г0 =
= Vyl -j-zg — расстояние отражающего объ-
объекта от профиля.
Уравнение частного поля времен t (X, I)
+
где I — база; значение X относится к средней
точке источник—приемник.
Если величина X = Хо зафиксирована,
то получим из написанного выражения урав-
уравнение годографа ОГТ через t0 [62]:
где
—psin
Абсцисса минимума годографа
/mm = —И sin ф / 1 -f-
СОЭф
J/ * Sln"q>
Смещение минимума годографа волны SP
всегда будет меньше, чем для волн РР (SS)
н PS. При горизонтальном залегании границ
годографы волн SP и PS совпадают.
Годографы отраженно-
дифрагированных волн
Дифрагирующий объект точечного типа.
В качестве такого объекта можно принять
часть границы с большой кривизной, зале-
залегающей на достаточно большой глубине, так
что размеры объекта существенно меньше
глубины его залегания.
102
Если проекция дифрагирующего объекта
совпадает с профилем, то гй = Zq.
При —тих- (-г- ± ? ) < 1 допустимо поль-
v-tft \ 4 /
зоваться приближенной формулой [621
Дифрагирующее ребро. Оно представляет
собой линию в пространстве — пересечение
двух поверхностей.
Уравнение продольного годографа ОТВ
в случае прямолинейного наклонного ребра
+V(H0 + / cos л sin ф1)« + (/ sin л — dJJ -f
где d — расстояние от источника до проекции
ребра на плоскость наблюдений (рис. 11.12);
Рис. 11.12. Блок-диаграмма образования от-
отраженно-дифрагированных волн на прямоли-
прямолинейном ребре
h — расстояние от источника до границы
раздела (плоскости R), ограниченной ре-
ребром; tg Ф1 = tg ф cos (о [ф — угол наклона
плоскости R и линии ребра (ф > 0) в на-
направлении падения]; о> — угол между на-
направлением падения плоскости R и проек-
проекцией ребра на плоскость наблюдений); т) —
угол между профилем и проекцией ребра на
плоскость наблюдений; Но — расстояние от
точки источника до ребра (по нормали
к ребру)
0 ==
Л — d sin ф sin <о
==./- .
VI — sin2 ф sin2 (о
В случае горизонтально залегающего ребра
(ф = 0) уравнение годографа ОТВ
v4* = [Vh*
-f Vh2 + (/ sin т] — dJf -f- I2 cos21].
При т| = 90° получим формулу для точеч-
точечного дифрагирующего объекта.
Уравнение частного поля t (X, I)
у [яо
~т) c°s ^sin
Гч2
—-^-J Sin2T)
При фиксированном X = Xo получим урав-
уравнение годографа ОГТ. Функции t (X, I)
и t (Хо, I) по отношению к / четные.
Головные монотипные волны
для плоской границы
К головным волнам относятся дважды
преломленные на границе раздела v2 > vl
волны, когда можно пренебречь прониканием
лучей во вторую среду (и2)-
Уравнение поверхностного годографа нуле-
нулевого порядка головной волны
vxt = 2Н ctg * +
+ Vx2 cos2 ф + у2 — х sin ф ctg i,
где ось у направлена по простиранию; Н —
глубина по нормали в точке источника;
i — критический угол.
Общий вид поля изохрон представлен на
рис. 11.13. Головная волна существует только
во внешней зоне по отношению к кривой
k (x, у) (предельная кривая), уравнение
которой имеет вид [32]
(cos2 ф — sin2 ф tg2 0 х2 + у2 +
+ 2хН sin ф tg i = 4Я2 tg2 i.
При условии tg i < ctg ф (i -f- <p < 90°)
кривая k является эллипсом, при i -f- ф >
> 90° — гиперболой.
Уравнение продольного годографа
(рис. 11.14)
. 2#Hcos t . I . /. . ч
t = — sin (t ± ф) =
2#Cp cos i I cos ф
где знак «-(-» означает падение; Ня — глу-
глубина в точке источника по нормали к границе;
Нп — глубина в точке приемника; Яср —
средняя глубина в точке 1/2; vr — граничная
скорость.
Рис. 11.13. Поверхностные годографы пре-
преломленной (головной) волны в случае пло-
плоской границы.
а — i + ф < 90°; б — i + ф -> 90е.
Заштрихованная область — зона отсутствия го-
головной волны
103
Рис. 11.14. Система двух встречных годогра-
годографов преломленных (головных) волн
Координаты начальной точки (НТ)
_ 2ffHsint . _xHTorcosg>
НТ ~ Cos (i ± Ф) ' 'яг 5| '
Координаты точек пересечения годографов
прямой и головной волн
2//Hcost . . х.
1 — sin (t ± ф) ' fli
Координаты точки пересечения Р двух
встречных годографов головных волн с рас-
расстоянием L между источниками (начало
координат в точке источника)
х __ L sin (i + ф).
р 2 sin i cos ф '
. _ Wncosi, L sin2(t + ф)
lp~
Точка пересечения Р сдвинута от середины
интервала между источниками в сторону
падения на величину
Д*р = —- ctg i tg ф.
Рис. 11.15. Лучевая схема головной волны
при произвольном расположении источника
и приемника в верхней среде (/ — преломля-
преломляющая граница)
104
Уравнение обобщенного трехмерного поля
головной волны
vit = { [2tf0 + (*i + x2) cos ф cos ij) +
+ (Ух + Уг) sin Фsin г|э—(Zl + z2) cos ф] cos i +
-f- sin i V i(x2 — xx) cos ф cos г|з -{- "*"
"* + A/2—Ух) cos ys\x\ гр + (z2 — гг) sin фР + "*
"* + [(-Уг — Ух) cos -ф — (x2 — дсх) sin $]»} ,
где ij) — азимут падения границы, отсчиты-
отсчитываемый от оси х произвольно выбранной
системы координат Охуг.
При zx = z2 = 0 случай расположения ис-
источников и приемников на горизонтальной
плоскости. При yl=yi = O — двумерный
случай (рис. 11.15).
Уравнение частного поля времен t (X, I)
головной волны при расположении источ-
источников и приемников на оси абсцисс
/ = — B#0 cos I + / sin i cos ф +
+ 2X cos i sin ф).
При X = Xo получим уравнение годографа
t (I) симметричных точек, аналогичное урав-
уравнению годографа ОГТ в методе отраженных
волн.
В случае криволинейных границ прини-
принимают, что скользящий луч огибает границу
раздела. Однако в действительности имеет
место явление проницания. Вол-
Волны над участками выпуклостей и вогнутостей
границы и за этими участками перестают
быть собственно головными, превращаясь
в проходящие (с актами преломления) и
в дифрагированные. В результате образова-
образования петель годограф становится сглаженным
и не соответствует форме границы, а ампли-
амплитудные графики обусловлены в основном
интерференцией в области петель. Прони-
Проницание целесообразно учитывать численными
методами (см. § 21) и путем физического
моделирования (см. § 10).
Петли годографов и на полях времен
t (X, /) могут появиться при огибании гра-
границы волной. Если рассматривать прелом-
преломляющую границу в виде стыка двух прямых
с закруглением, то размер петли
Дх = Zo [tg (i + фх) — tg (i — фа)],
где sin i = vjvv\ z0 — глубина по вертикали
в точке стыка прямолинейных отрезков гра-
границы; фц, ф2 — углы наклона отрезков гра-
границы.
Обменные головные волны
Обменные головные волны разделяются на
симметричные и несимметричные. Сим-
Симметричными называются такие голов-
ные волны, для которых критические углы
на входе и выходе равны между собой.
Из обменных волн к симметричным в случае
одной границы относятся волны PiS2Pi и
SPA
Уравнения годографов симметричных об-
обменных волн имеют такой же вид, что и
уравнения годографов монотипных волн.
К несимметричным обменным го-
головным волнам относятся волны P12S1, PiS2i»
Si2Pi, S^i- Наибольшее значение в прак-
практике сейсморазведки имеют волны P12S1.
Уравнение продольного годографа обмен-
обменной несимметричной волны
. „ / cost . cost' \ . / .„,.,, х
/ = Н ( ; 1 -\ — Sin (t, ± ф),
где
sin t =
sin f I =
l
Обозначения vl7 v[, vr для различных
типов волн указаны в табл. П.З.
Волны PiS2i и S12Pi могут наблюдаться при
условии vS2 > ор1, что возможно только для
границ с очень резким перепадом скоростей
продольных волн.
Для несимметричных головных волн не
соблюдается принцип взаимности. Разность
времен &t на взаимных точках, удаленных
на расстояние L одна от другой, составляет
к. . I cost cost' \ .
67 = L ( -.— ) sin ф.
Для волн Pi^! и PiS2i время в направле-
направлении падения больше, чем в направлении вос-
восстания границы. Для волн Si2Pi и S^i —
обратное соотношение.
Если преломляющая граница на некоторой
глубине г0 обрывается, то на ребре образуются
преломленно-дифрагированные волны (про-
(продольные и поперечные). Если совместить
начало координат с проекцией ребра, то
в двумерном случае (ребро ориентировано
перпендикулярно к профилю) уравнение го-
Таблица П.З
Обозначения скоростей V\, v[, vr
для различных типов волн
Скорости
v[
Тип волн
P12S1
УР1.
?"Р2
PiS2t
UP1
US1
&S2
VPI
US2
StP*,
УР1
УР2
дографа преломленно-дифрагированной волны
имеет вид
где tx — время, зависящее от положения
источника на профиле.
§ 18. СЛОИСТО-ОДНОРОДНАЯ
СРЕДА
Проходящие волны
для горизонтально-слоистой
среды
Выражения для абсциссы луча и временя
распространения монотипной волны
k=i
t =
hk
k=\
где
Р =
sin
sin а2
sin
Vl
од — угол между лучом и вертикалью в k-ы
слое.
Этими формулами можно пользоваться для
расчета лучевых диаграмм при условии,
если од меньше критического угла на со-
соответствующей границе.
Представление функций / (х) в виде рядов
будет таким же, что и для отраженных волн,
но при этом надо положить I = 2х. Соответ-
Соответственно изменится смысл величины t% (вер-
(вертикальное время в одном направлении).
Аналогичным образом трансформируется
использование соотношения тангенсов.
Отраженные волны
для горизонтально-слоистой
среды
Уравнения годографа в параметрической
форме
п
1=2^
t =.
где р =
sin ik
105
Уравнение годографа в виде рядов
. Г, , 1 '¦ 1 <. *4
1 + Т^17Г-
Строгое представление уравнения годо-
годографа на основе соотношения тангенсов [85]
k
-
l/ (? V
где
1 6_ 5_ _/e -I
i (. 1 ,, ч /a .
32
—
/«
ср
/4
- [2 B - ку^2 - юг»! A + а® +
Значения для показателей неоднородности
среды приведены в § 16.
Приближенное представление уравнения
годографа с использованием средних ско-
скоростей
U
1
-t l/i-i- ! /2
Использование средних скоростей всегда
приводит к завышению времени, т. е. tt > t.
Разность tt — t оценивается приближенно
по формуле
106
ttfe — угол падения—отражения на границе k
и k + 1 слоя; Lijft — вычисляется с любой
точностью по способу последующих при-
приближений.
В случае горизонтально-слоистой среды
годограф имеет асимптоту, наклон которой
равен обратному значению максимальной
скорости в рассматриваемой слоистой струк-
структуре. В произвольной точке годографа на-
наклон касательной (величины, обратной ка-
кажущейся скорости) численно равен пара-
параметру р.
Годограф отклоняется от гиперболы. Макси-
Максимальная относительная длина годографа,
представляемого гиперболой:
bt
где ш = — допустимая
относительная
погрешность измерения времени; ш/ — пока-
показатели неоднородности среды.
При наилучшей аппроксимации гипербо-
гиперболой по способу наименьших квадратов ре-
реальный годограф пересекает гиперболу 2 раза.
Максимальное отклонение от гиперболы
всегда отмечается в точке / = 0.
Уравнение годографа кратной отраженной
волны произвольного вида в параметриче-
параметрической форме [85]
=2 у v*"»
t =2
Л^1 я ' 'я
где Vjfe — целочисленные множители, равные
суммарному числу пар лучей в падающей
и отраженной волнах в каждом из слоев.
Таким образом, в одномерной модели урав-
уравнение годографа кратной волны приводится
к уравнению годографа однократной волны,
если вместо глубин hK рассматривать произ-
произведение Vkh/f В соответствии с этим можно
использовать приведенные выше приближен-
приближенные представления в явной форме, если сде-
сделать замены
И =Нь = ^
W™ tux =
ср Ik)— п »
k=\
Уравнение годографа обменной волны
PS (SP) в параметрической форме [13]
.
п
-2*
где
^
sin ocfe _ sin
vsk
«л. Pfe — углы между вертикалью и продоль-
продольным и поперечным лучами соответственно.
Представления в виде рядов
-..(.+4-
(l+Ym)O+Y)
X
где
J_
4
I*
v
Ym ,
cpP
's .
P Ucp S
шр вычисляются по приведенным в § 16
формулам с использованием пластовых ско-
скоростей продольной волны, т. е.
'IP =
'срр
Р
Головные волны для п
горизонтальных границ
Уравнения годографа я-й ветви годографа
(от границы между слоями п — 1 и п)
п-\
sin ikn =
Vn
Координаты начальной точка
Кажущаяся скорость на годографе всегда
равна истинной скорости в слое п.
Мощность выпадающих слоев при реги-
регистрации первых вступлений для трехслойной
среды оценивается по следующим формулам.
Условие выпадения второго слоя при
vз > Щ > vx
107
где
A — sin t13) cos t12 — A — sin t12) cos tj3
A — sin i12) sin i12 cos i28
где
t»,
Условие отсутствия выпадения слоя при
я—1
()
(sin ix (n_a) — sin ii („.и) X
X Sin 11(я_1)
где
=А.
S
*-=!
ft .
Проходящие волны в среде
с наклонными границами
(двумерная модель)
В среде с наклонными параллельными гра-
границами (рис. 11.16) выражения для коорди-
координат (|, ?) будут такими же, как для х и г
в модели с горизонтальными границами.
Переход от ?а, Я* к х, г осуществляется по
формулам
** = Ik cos ф — Hk sin ф,
2k = Ik sin ф + Hk cos ф.
При произвольных наклонах границ раз-
раздела и заданном параметре луча ах углы
между лучами в слоях и нормалями к гра-
границам вычисляют по формулам (рис. 11.17)
sin рх = N21 sin oc1(
«2 = Pi + дф21' sin
= #32 sin a2 =
= JV82sin
АФ21).
«а = Р2 + Л<Рз2> sin p3 = ЛГ43 sin a3 =
sin рй =
X sin a* =
108
k sin
Рис. II.16. Схема проходящих лучей в среде
с плоскопараллельными наклонными грани-
границами
где
Отрезки лучей в каждом слое вычисляют
по формуле
Гк =
Г *-1 1
[Hk ~ Q'lC0S (a/ + Л<Р*/> J •
Рис. 11.17. Лучевая схема проходящих воли
х для среды с плоскими наклонными границами
(источник и приемник находятся в первом
, слое)
и п
SSL ^у 1
Vk jLJ Vk CO!
k=l k=l
Время распространения волны для п слоев
X
[fe-l -j
ЯА — 2j /7 cos (a/ -+- Афй/) •
y=i J
Координаты луча до границы п
хп = sncos уп — Нп sin срЛ,
гп = sn sin фя + Нп cos ф„,
где
п
Sn = J] /¦* sin
Отраженные волны в среде
с наклонными прямолинейными
границами (двумерная модель)
Уравнение годографа в случае п параллель-
параллельных границ, если источник и приемник
расположены в пределах первого слоя
(рис. 11.18):
I =
pvx sin
V\ —p2v\
Рис. 11.18. Лучевая схема отраженных волн
в среде с плоскопараллельными наклонными
границами (источник и приемник находятся
в первом слое)
Приближенное решение с использованием
средних скоростей
Я
t =
sin ф
X
X //2 + 4Ш sin ф + 4//2 .
Здесь сделано предположение, что для
всего пути средняя скорость равна среднему
арифметическому из средних скоростей по
нормальным лучам в источнике и приемнике.
Приближенное представление годографа
в случае п непараллельных плоских границ
(рис. 11.19)
t =2
2 sin ф
г»! (cos ф j/" 1 — p2v\ — pvx sin ф)
Уравнения годографа в виде рядов
Значения Я, иср, v относятся к точке источ-
источника.
/ =
k=\
Vk
COS2 (
k=\ m=\
sin i cos2 i
/2 —
Vm+i
vm+\ COS4'
„¦* COS4
k=\ m=\
_i "m
m=l
Pm+i COS2 qm
Vm COS2 pm
где rk — длина пути по нормальному лучу
к границе с углом наклона фл (в одну сто-
сторону); а^, р& — углы падения и преломления
на границе вдоль нормального падающего
луча. При этом f>k = aft+1 + щ+1 — щ при
условии а„ =0; / — угол выхода нормаль-
нормального луча; i = ax + q^; ф^ — углы наклона
109
границ; фд. > 0 в направлении падения.
При нормальном отражении от границы п
углы oik вычисляют по формулам
ап =0,
(п-1)',
Pn-i = фл — фя_1 =
sin ал_! = Nln_Xi п sin Дфя (
Рп-2 = «П-1 + Дф(П-1) (П-2M
sin а/г_а=ЛГ(„_2Ип_1) sin [ал
sin an_k = #<„_*, (
X sin [ctn-k+i + Дфсп-
X
Рис. 11.19. Лучевая схема отраженных волн
в среде с плоскопараллельными наклонными
границами (источник и приемник находятся
в различных слоях).
а — в направлении падения границ; б — в на-
направлении восстания границ
sin a2 = iV23 sin (a3 + Дф32),
sin ai = iV12 sin (a2 -f- Аф21),
где
Величины г*, где k принимает значения от
1 до п, вычисляют по формуле
Hk— S rscos (as -
J
где H/i — абсолютные значения глубин до
k-x границ по нормали (рис. 11.20).
Головные волны в многослойной
среде с наклонными границами
(двумерная модель)
Уравнение годографа для п параллельных
слоев, наклоненных под углом ф при условии
отсутствия выклиниваний в пределах базы /
П-1
f __
cos ikn + —- sin (iln ± ф),
sin ikn — -~ •
Знак «+» соответствует падению.
Условие выпадения второго слоя в трех-
трехслойной среде при отсутствии выклинивания
X
sin i12 cos t23
[sin (i12 + ф) — sin (in + фI cos t12
1 — sin (t12 + ф)
Рис. 11.20. Лучевая схема отраженных волн
для слоисто-однородной среды с плоскими
наклонными границами.
Мо — отражающая точка центрального луча
(/ =0); М — отражающая точка л ..
ПО
— (cos/13 —cos /12
Если при заданных значениях /12, i19
и hi слой Ла выпадает в случае горизонталь-
Рис. 11.21. Лучевая схема для встречных на-
наблюдений в случае трехслойной среды
ного залегания границ, то он будет и подавно
выпадать при наклонном залегании в на-
направлении падения. В направлении вос-
восстания границ условия выпадения второго
слоя будут менее жесткими, чем в случае
горизонтального залегания.
Уравнение годографа в случае трех тол-
толстых слоев с непараллельными границами
(слои на базе / не выклиниваются)
В направлении восстания достаточно вместо
sin (Pi -j- Ф1) подставить sin (аг — фх).
Уравнение годографа в общем случае
п-слойной среды с непараллельными гра-
границами
sin
где
sin
tgфг+1 П cos
a=i+\
hk — мощность слоя под источником; ф^ —
угол между k — 1 и k-й границами раздела
(положительное направление по часовой
стрелке); ф! — угол между 1-й границей
и линией наблюдений; ik — угол падения
луча на k-ю границу раздела; jk — угол
выхода луча на k-й поверхности раздела.
Углы ik и jk связаны соотношением
sin
где
sin
cos *2з +
cos
sin
= sin iia sin [i23 — (ф2 — фх)];
= sin i12 sin [i23 -f (ф2 — <Pi)];
Ф1> Ф2 — углы наклона промежуточной и ос-
основной границ; h\ и Ла — мощности слоев,
измеряемые по нормалям к соответствующим
границам (рис. 11.21).
Кажущиеся скорости:
в направлении падения
<3 sin (рх + ф1) '
в направлении восстания
_
sin (ax — фх)
Условие выпадения второго слоя в направ-
направлении падения основной границы
hi
sin i12 cosi23
[sin (t12 + ф1) — sin
+ <pxI cos f12
1 —sin (Ч2 +
COS t12 — — (COS
COS
sin (tft+i —
sin jk
sin {jk+i + фй+i) vk+i '
Для абсолютной глубины по нормали
i
hk
k==l П
Двумерные задачи для сред с криволиней-
криволинейными границами, а также пространственные
прямые кинематические задачи для много-
многослойных сред целесообразно решать числен-
численными методами (см. § 21).
Головные и проходящие волны
в случае выклинивания
и крутонаклоненных границ
В модели с выклинивающимся пластом
(Uj), перекрытым толщей постоянной мощно-
мощности (hi) суо< t»i, головная волна от третьего
слоя (и2) будет существовать только при
условии ф<^ 90° — ila (рис. 11.22). При этом
111
Рис. 11.22. Годографы преломленных волн в трехслойной среде при выклинивании второго
слоя
она будет обгонять волну от второго слоя
(fj), если выполняется неравенство
ними при
формуле
= 0 и ф2 = ф определяют по
г>
sin i
X
[1 —sin (i'i
X [Vl — sin 2 t01 sin a (t12 + ф) +
) _ I
01J
v0 I cos t0
cos/01-
— tg i0 cos ф sin /01 cos i12 (tg ф + tg t'i2) J ~~
—
vi
COS (t12 — ф)
где г — расстояние от источника до проекции
контакта на линию наблюдений.
Регистрация волны от третьего слоя в пер-
первых вступлениях возможна при одновремен-
одновременном выполнении условия
2кг A — sin i01)
г -" cos i01
В области клина могут наблюдаться две
головные волны (Г1 и Г2), кажущиеся ско-
скорости которых определяются наклонами со-
соответствующих границ и другими параме-
параметрами разреза. На контакте (точка Р) каждая
из головных волн дифрагирует от угла
{ГАх и ГДг). За зоной контакта, где первый
слой соприкасается с третьим и имеется
только одна преломляющая граница, могут
наблюдаться две волны Г11 и Г21 с равными
кажущимися скоростями, определяемыми
границей (v0, v2). Разность времен между
112
где
sin i'o = sin /Oisin (ii2+ ф)-
Кроме головных волн с огибанием, в том
числе при ф > 90° — /12, могут наблюдаться
проходящие волны [1 ] в обоих направлениях
(см. рис. 11.22). Запаздывание их по отноше-
отношению к головным волнам обычно очень неве-
невелико и убывает с расстоянием от контакта.
Годограф проходящих волн имеет вогнутую
форму. Кажущаяся скорость при этом по-
постепенно уменьшается по мере удаления от
контакта, стремясь к скорости v2.
Вертикально-слоистая среда
Вертикально-слоистой назы-
называют среду, в которой при наблюдениях на
поверхности земли не возникают головные
волны от крутонаклоненных границ (ф >
^> 90° — {), а отраженные волны не прони-
проникают в толщу среды. При изучении внутрен-
внутреннего строения складчатого фундамента допу-
стимо считать среду относящейся к этому
классу при углах наклона границ <р >• 50—
60°.
Выход одной вертикальной границы на
поверхность. В этом случае существуют три
группы волн: прямые (проходящие), отра-
отраженные на вертикальной границе и головные.
Уравнения локального поля времен нуле-
нулевого порядка:
для отраженных боковых волн
il
t =
для преломленных головных волн
x-\-2d . . у
t = —— cos i -f- -2—,
где v2 > vt — граничная скорость волны по
контакту;
sin i = —5- = п;
для проходящей во вторую среду волны
(в параметрической форме)
,, , (х — d) sin a
y = d\ga + ±-===r,
Vл2— sin2 a
cos а
— sin 2 а
где а — параметр (угол падения луча на
границу раздела); х, у — координаты пло-
плоскости, если ось х направлена перпендику-
перпендикулярно к контакту, ось у — параллельно
контакту (начало координат совпадает с источ-
источником); d — расстояние от источника до гра-
границы раздела; и1? v2 — скорости в средах по
обе стороны от контакта.
Уравнения линейных годографов:
для отраженных волн
/ = —
для головных волн
t = —
—4/d sin у,
s(t —v) , 1 rf . /. ч , , .,
i — -\ [/ sind—y)-\-dcosi],
для проходящих волн (в параметрической
форме)
X Id
t =-
sin (В 4- У)
sin (a —f
cos а
d (icosy — / sin y-]-d) sin i
cos а
а
sin В =
sin a,
Рис. 11.23. Лучи и годографы головных, отра-
отраженно-головных и боковых волн в случае
погребенного контакта
где / —расстояние от источника до профиля;
у — угол между профилем и проекцией
контакта на плоскость наблюдений; ? —
расстояние по профилю от проекции источ-
источника на профиль.
Погребенный вертикальный контакт [32].
В отличие от случая выхода контакта на
поверхность наблюдений будут существовать
дополнительные волны, связанные с наличием
слоя: прямые в верхнем слое (Ро), головные
(Poio> Ро2о)» отраженные (РОо). дифрагирован-
дифрагированные на контакте (Рдиф)- Существенно новыми
являются боковые волны, образующиеся на
вертикальном контакте, — отраженные (РОцо)
и головные (Рошо)- Первые из них возникают
вследствие отражения скользящей волны от
вертикальной границы R2 (рис. 11.23). Если
источник расположить над слоем с vlt то
данная волна будет наблюдаться справа от
точки Н. В системе координат хОу, в которой
ось у ориентирована параллельно контакту,
уравнение линии, отделяющей область реги-
регистрации боковой волны, имеет вид
h tg t10
-1 ,
где d — расстояние от источника до линии
пересечения плоскости наблюдения с про-
продолжением границы /?2-
Уравнение продольного годографа боковой
волны
t =
C0S
v0
d cos
где ? — расстояние от источника до прием-
приемника.
ИЗ
Рис. 11.24. Лучи и годографы преломленных и дифрагированных волн в случае вертикаль-
вертикального сброса.
а — источник со стороны поднятого крыла: б — источник со стороны опущенного крыла
Уравнение продольного годографа голов- дографах головных волн и появление дифра-
ной волны (Poi2io) тированных волн. Если границы Rt и /?2
горизонтальны, то при взрыве со стороны
приподнятого крыла наблюдается параллель-
2ft cos t01 I cos (t12 — y) ,
v i/
sin (i12 — y) + 2d cos i12
ное смещение ветвей годографа на величину
I Ah cos i
где / — расстояние от источника до профиля.
Наличие сброса. При исследованиях мето-
методом преломленных волн типична модель со
смещенными по вертикали на величину Aft где v[, vx — скорость в подстилающем слое
субгоризонтальными границами (рис. 11.24). в области соответственно приподнятого и
Главной особенностью является разрыв в го- опущенного крыльев.
t,c
t,c
0 1 Z 3 I* 5 /Г,км 3,6 3,8 Ц О 4,Z 4,4 4,6 4,8 X, км
Рис. 11.25. Особенности поля t (X, I) (а) и годографов ОТГ (б) в случае наклонной отражаю-
отражающей границы с разрывом.
Параметры: о = 2 км/с, ф = 20°. HQ = 1 км, ДЯ = 0,2 км; *ступенИ = 3 км
114
Если v[ = их и АЛ С U то
АЛ cos i
Возникновение дифрагированной волны
в точке А может возбудить в нижней границе
дифрагированную скользящую волну POiaoio«
годограф которой параллелен годографу го-
головной волны. Смещение его по отношению
к годографу волны Р010 от верхней границы
составляет
• _ 2 АЛ cos i
1 «о '
Если источник расположен со стороны опу-
опущенного крыла, то смещение ветвей годогра-
годографов головных волн будет иметь другой знак.
В этом случае будет некоторое отличие в диф-
дифрагированных волнах, вследствие чего на
практике далеко не всегда наблюдается одина-
одинаково отчетливое отображение разрыва в вол-
волновом поле при расположении источника со
стороны приподнятого и опущенного крыльев.
Отраженные волны при наличии сброса
(сдвига отражающей границы) также будут
иметь особенности, наиболее отчетливо про-
проявляющиеся при наклонном залегании. На
ребрах будут возникать отраженно-дифра-
отраженно-дифрагированные волны, уравнение годографа кото-
которых приведено в § 17. Для собственно отра-
отраженных волн зона разрыва будет мигрировать
по профилю в зависимости от положения
источника и базы /. На поле t (x, I) разрыв
смещается в направлении падения по мере
увеличения базы / (рис. 11.25). Вследствие
этого в некоторой зоне в области разрыва
годографы ОГТ имеют сложную форму, что
влияет на результат суммирования колебаний
в процессе выделения полезных волн.
§ 19. ГРАДИЕНТНАЯ СРЕДА
Проходящие волны в среде
с вертикальным градиентом
Уравнение локального поля времен нуле-
нулевого порядка в параметрической форме при
произвольной функции v (г)
н
г =
J V 1 л27)!
н
-\-
oJ v
где
sin a _ sin g0
H — глубина конечной точки луча при
расположении источника в начале координат;
а, а0 — углы между лучом и вертикалью»
соответственно в произвольной точке луча и
в точке источника.
Первое из уравнений представляет собой
уравнение сейсмического луча. Чаще всего
обозначается через х (г, р) или х (г, а) и
х (г, (ц).
В табл. 11.4 приведены выражения для
х (г, а,,) и t (г, Oq) для наиболее часто встре-
встречающихся функций v (г).
Представление в виде ряда
__
_-+
— и^ (a>f —
_о,1Bшб-^) -jj-i J,
__ Г dz
J v (z) ~
где /,
вертикальное время;
w2, w3 — показатели неоднородности среды
(см. § 16).
Уравнения сейсмических лучей и изохрон для-
линейной функции v (г) = v0 (I + pz) [84].
Уравнение луча (ось х совпадает с азимутом*
луча)
Луч представляет собой дугу окружности?
с центром на линии г = ^- и радиусом
« = "мкг<рис- "•*»•
Рис. 11.26. Лучи и фронты волн в случае
линейного изменения скорости с глубиной
115
Уравнение луча в пространстве
A \2
х cos 6 + у sin 0 5- sin а0) +
1 \2 1
+ Р / ~ pasin2ao >
Уравнение изохроны в плоскости хОг
луча
—F(ch щ^ ~l)]2="F
Уравнение представляет собой дугу окруж-
у = х tg 0, ности с центром на оси ординат на расстоянии
г0 = —д- (ch vo$t — 1) от начала координат и
где в — угол между плоскостью хОг и верти- Р
кальной плоскостью, проходящей через за- радиусом p=_o_sho0p/ (см. рис. 11.26).
данный луч. г « j г р иг v г I
Выражения для функций JC B, a0), t (z, a0) ПРИ различных законах
О B)
(z, a0)
cos a0 — cos a
P sin a0
2 (a — a0) + sin 2a0 — sin 2a
P(l— cos2a0)
cos «o C — cos2 a0) — cos a C — cos2 a)
P sin8a0
(n — целое
ч исло)
p sin
^ f sinrt a
o0e
kz
— (a — a0)
a
(v0
=a — b)
116
a sin «o . [av0 A — cos oc)/i;g — v0 — m] [a A — cos a0) — vo + m]
km lavu(l—cosa)/u(z)—uo + m] [a(l —cosa0) —v0 — m\
(для sin
2a sin a0
km
arctg
am [t>p A — cos ос)/а (г) — 1 -f- cos a0]
—cosa)/y (z) —
-j 2-7 , где m = lAc2 sin2a0—y2
— cosa0)— v0]
(для sin cto
Уравнение годографа (вертикального и луча
горизонтального)
_ zvcp (z) sin g0
В трех измерениях
изохроны
к (справедливо для а; « z).
Приближенные уравнения на основе метода Приближенные уравнения на основе метода
средних скоростей: средних градиентов:
изменения скорости с глубиной ( параметр а = arcs in
Таблица II.4
v (z) sinoc0 \
t (z, ae)
'in— ,,
DuP 1 + cos a
2 (a — a0)
i'qP sin a0
3 (cos a0 — cos a)
v0 p* sin 2 a0
[-1
a.
jsin»
— 2
a da
—r (cos a0 — sin ao ctg a)
[atH(l— cosa)/pB) — v0 — m] [a(l — cosa0) — ou + m]
fta/n [au0 A — cos a)/v (z) —1»0 + m) la A — cos ao) — vo — m\
_1_ v0 A —cosa)
' ka v (z) A — cos a0)
< vo/a)
2v0 am [Vp A —cos a)/v (z) — 1 -f- cos a0] ,
kam g ma + u0 [a A — cos a)/u (z) — 1 ] [a A — cos a0) — fo]
, 1 , u0 A — cos a)
+ "fcTln ,77
A—cosa0)
> v Ja)
117
луча
изохроны
М- i)l2 =
J
Способы вычисления функций рт (г) и
°оср (z) при произвольной зависимости v (z)
указаны в § 16.
Отраженные волны в среде
с вертикальным градиентом
Горизонтальная отражающая граница
(общий случай). Уравнение годографа в пара-
параметрической форме
н
= 2f—^
J V\ —
(z)
dz;
=2i-
J v
dz
где H — глубина залегания границы раздела;
_ sin a0
v
sin a
— параметр.
Представления в виде рядов остаются та-
такими же, что и в случае слоисто-однородной
среды (см. § 18).
Приближенное уравнение годографа на
основе соотношения тангенсов
t =,
dz,
Где v — средневзвешенная скорость (см. § 16),
которая в процессе интегрирования счита-
считается не зависящей от г.
Приближенное уравнение годографа на
основе метода средних скоростей
t =
где
Я
1 _ 1 Г dz
vcp(U) - Н J v(z) '
118
Рис. 11.27. Общий вид изохрон отражения
для линейной зависимости скорости от глу-
глубины
Приближенное уравнение годографа
основе метода средних градиентов
2
на
t =
X arch
X
{¦
где рт (Я) и v0 ср (Н) вычисляются по спо-
способам, указанным в § 16.
В упрощенном варианте метода средних
градиентов величина иосрпринимается равной
начальной скорости v0.
Горизонтальная отражающая граница
[случай v = v0 (I + Pz) ].
Уравнение изохроны отражения в трех
измерениях
- 1) [1 + P2 (/ - x)* + P
где / — расстояние между источником и
приемником.
В двумерном случае следует положить
у = 0. Общий вид изохрон отражения при
линейном изменении скорости с глубиной
представлен на рис. 11.27.
Уравнение годографа
Координаты предельной точки (рис. 11.28)*.
'пред = ±-3"
'пред = "^-arch A+р.Я).
пред
,' Отражающая
граница
Рис. 11.28. Предельная точка годографа отра-
отраженных волн при вертикальном градиенте
скорости в верхней среде
Кажущаяся скорость
X
В предельной точке vK = v (H) = v0 (I -f-
+ РЯ).
Относительная разница между временами
на действительном годографе и годографе,
рассчитанном по методу средних скоростей:
At
t
где
arch
«о
Приведенные формулы приближенно спра-
справедливы также для произвольных v (г), если
использовать метод средних градиентов, заме-
заменив р на pm (Я) и v0 на иОСр(Я)(см. § 16).
В этом случае
EL J
График этой функции изображен на
рис. 11.29.
Уравнение годографа n-кратной волны
в случае горизонтальной границы
Наклонная отражающая граница. Уравне-
Уравнение в виде параболы для произвольной зави-
зависимости v (г)
годографа ОТ В
где
sin ф
АА
АВ
V* (Z0J COS ф
Zo — глубина по вертикали в точке отражения
нормального луча;
годографа ОГТ
где
»(*)
о
П-,
В случае линейного закона v (z)
cos
-f- ft#J — si
— sin2? _ (I -f
cos
Выражения для зависимости v = vQ A -f-
+ Pz):
Рис. 11.29. Влияние криволинейности сей-
сейсмических лучей на времена отражений для
горизонтальной границы раздела х/г0 = |
119
время в точке источника
2
X
Xln
cos ф
5Ш2ф I .
J '
1 + COS ф
кажущаяся скорость в точке источника
t>0 /(cos ф + РЯJ + sin2 ф .
координаты точки минимума
—2Я БШ
(ф > 0 по падению),
1
*mln —
In [(cos ф -f рЯJ + sin2 ф].
Координаты 1Х и tlt соответствующие верти-
вертикальному падающему лучу:
/,=—1— х
р sin 2ф cos ф
X [ /(cos ф + рЯ)а — sin2 2ф cos2 ф —
— (cos ф 4- РЯ) cos 2ф],
(cos ф + рЯ) [cos ф + рЯ +
_1_ +/(COS ф+рЯJ—SHl^COS2 ф]
Кажущаяся скорость в точке (llt tx)
__ и0(со5ф4-рЯ)
к " sin 2ф cos ф
Координаты предельных точек годографа
[/(cos ф -+- РЯJ — cos2 ф ±
/пред =
cos2
± (cos ф + РЯ) sin ф],
2
^пр ед
arch
Верхний знак соответствует падению, ниж-
нижний — восстанию.
В направлении восстания предельная точка
будет совпадать с выходом границы раздела
на линию наблюдений, если выполняется
соотношение
РЯ cos ф = 2 sin8 ф.
Приближенные уравнения с использова-
использованием метода средних скоростей [84], если
уср — vo ср + kz:
120
годографа ОТВ (ОТП)
/ =
sin
Щ ср
я ± -j sin
+ kH (Я ± / sin ф) cos ф
годографа ОГТ
vocpH +k(H* ~lz sin2 ф) cosф
t =
Рефрагированные волны в среде
с вертикальным градиентом
Уравнение годографа при произвольном
законе v (г) в параметрической форме (пара-
(параметр а) [16]
Я/2
( sin a
J dv
а0 dz
Я/2
= 2 ] ~ШГ~. *
J —г- sin а
ао dz
dv
При интегрировании -г- предварительно
выражается через а в соответствии с зави-
зависимостью
0B) =
sin
sin a.
Кажущаяся скорость всегда численно равна
истинной скорости на глубине максимального
проникания луча.
Для отдельных функций v (г) уравнения
годографов рефрагированных волн даны
в табл. II.5.
Приближенное выражение для уравнения
годографа по способу средних градиентов
(в параметрической форме)
P/
afsh T" Рт Bт)
где Zni — параметр, равный глубине макси-
максимального проникания луча.
Если на интервале вероятного проникания
луча величина Pm (гщ) является линейной
функцией [рт (гт) = fli+ biZml, то параметр
zm находится в виде действительного положе-
тельного корня кубического уравнения:
Данное разложение справедливо для I «
I dv
« tw -3— и менее.
Связь между расстоянием источник—прием-
источник—приемник и глубиной проникания луча (гт)
Представление годографа рефрагированной
волны в виде ряда
=2i
v (z) dz
v0
dz
\o(dvY
1920ujj I \dz )
*
z2 Jz=o
Для некоторых функций v B) зависимости
/ (гт) приведены в табл. II.6.
Величина гт связана также с начальным
углом Oq, поскольку из приведенных выше
зависимостей следует, что / = /х (oCq) =
= /2 (zm)- В табл. II.7 приведены выражения
для Zm (a0) при некоторых типичных зависи-
зависимостях скорости от глубины.
Условия выпадения слоев при регистрации
первых вступлений. Качественно существо-
Таблица II.5
Выражения годографов рефрагированных волн для некоторых функций v (г)
v (z)
<.(• + «
1 /г)
/ 1 t ft *y\ 1"
.«. + «-
vQekz
a-be~kz
t(a) и I (a)
2 bP/
~~ Ц)Р 2
/ = ft . а— (я — 2a0 + sin 2a0)
* 4 ( я ^ ^
i>oP sin gcq \ 2 /
6 / 1 з \
1 psin3a0(COSa° 3C0Sa°)
6 cos a0
&oP sin 2 a0
2 . kl
t = —j- Sin -jr-
уой 2
4a sin ae . am (sin a0 + cos a0 — 1)
mk m2 -f- (a sin a0 — y0) la A — cos ao) — yo]
2 /_я_ \
4u0 4- am (sin a0 + cos a0 — 1)
kam ** m2 -|- (a sin a0 — v0) [a A — cos a0) — y0]
2 sin a0
' A;a 1 — cos a0'
где m = /a2sin2a0 —u§; vQ=a — b
121
вание выпадающего слоя характеризуется
наличием экстремумов на кривой / {zm).
Интервал выпадающей толщи определяется
из совместного рассмотрения кривых / (гт)
и t (zm):
Г*е
dv
ношению
выражается через а согласно соот-
»(*) =
sin a0
sin a.
t (zm) = 2v (zm) f
-О» B)
Верхняя и нижняя границы выпадающей
толщи соответствуют паре значений (/, /),
ДЛурКавнеРние Г«^та5Г ^еГагированной
уравнение л кратной рефрагированнои
св^ойРгоаРнице " отражение на
своооднои границе.
п
В случае линейной зависимости скорости от
глубины
t ' = —я- arch -?- .
yu{* 2л
Если градиентная среда располагается под
слоем мощностью Нх с постоянной скоростью
»х, то уравнение годографа рефрагированной
волны в общем случае у2 (г) имеет вид
2nv0 Г sin tx d:
in о@ I do
а0 dz
n 2
J sin a -7-
dz
я/2
&1cost(a0)
+2
Г ^
1 . dy
J sin a -7—
dz
Таблица II.&
Выражения для функций I (zm) при различных законах изменения
скорости с глубиной v (г)
^ (г)
M. + MV
M. + MV
у аret?
p Vя rcg
2J/A+BzmJ/3—1 ,
P
2
—7- arccose~ m
k
4a v
^ M2 — Dm
(<2У0У a2— vlilvm) (vJvm-\-
v0 (a2 — Um )/om -f- Uo (ao/Vm — 1) l я
-75 a resin {vo/vm) , где у„ = <:
J J
2/р^Л
2/3 , 1
122
Таблица 11.7
Выражения для функции zm (a0)
при различных законах изменения
скорости с глубиной v (г)
v (г)
fed+И
fod + N1/2
ОоA + Р*I/3
fo(l + PzI/n
а — be~ kz
гт (°Ч>)
-^-(cosec a0— 1)
-o-ctg2a0
-g-(cosec3 «о — 1)
-г- (cosec" «o — l)
— In cosec Oq
1 In Ь
k a — v0 cosec a0 '
v0 = a — b
где
i = arcsin ( —^-sin t0
\ V20
й
t0 ); a0 —
/
начальный
20
угол для второй градиентной среды со ско-
скоростью v2 = v2of (г), причем г отсчитывается
от кровли градиентного слоя. i
В случае t>2 = v20 A + Y*) приближенно
уравнение годографа имеет вид
Vl
+ ~—
(/-/нK,
где /H — абсцисса начальной точки; sin i =
Нагоняющие годографы в этом случае
непараллельны. Если источники разнесены
на расстояние L, то непараллельность годо-
годографов характеризуется выражением
+ 2 (/ - /начI,
где б^ — непараллельность на базе Д/.
Если граница наклонена под углом ф, то
t _ 2Нг cos t0 / sin (t0 ± ф)
V2n9
i 4 /i 1 \з
где
cos (i0 ±
cos i0
- _
H ~
sin t0
cos (i0 ± ф) *
Выражение для показателя непараллель-
непараллельности годографов может быть получено из
предыдущего для ф = 0, если вместо v2q
подставить ^
Головные волны
при vx = vL (z),
v2 = v г = const
Уравнение годографа в случае горизон-
горизонтальной границы
t =
v2
Координаты начальной точки
Н
(z)dz
v\ — v\(z)
н
dz
*нач — •
'няч —
Нагоняющие годографы в этом случае
параллельны.
Если граница раздела наклонная, то годо-
годографы головных волн в обоих направлениях
(по падению и по восстанию) будут иметь
выпуклую форму, т. е. кажущаяся скорость
на годографах увеличивается с расстоянием
от источника [25].
Кинематика волн в средах
с горизонтальным градиентом
скорости
Аналитические выражения для кинемати-
кинематических характеристик при v (х, у, г) или у (дг,
z) дать затруднительно. Общие соотношения,
необходимые для численных расчетов, ука-
указаны в § 21. Ниже приводятся формулы для
частных случаев и приближенные выражения
на основе метода средних скоростей.
Линейная зависимость скорости от х и г
v = v0 + kxx -\- k2z = v0 + kx sin о + kz cos со,
где k — коэффициент нарастания скорости
вдоль оси Zi, повернутой к оси z на угол со
(рис. 11.30).
123
Рис. 11.30. Лучи и фронты волн в случае,
когда линии v —- const наклонены к горизонту
под постоянным углом
Уравнение луча
v J
'¦ тг [ct? (г~о — w)cos w — sin to] > +
~^~ Iz "^ ~~t ^ct? ^a° ~~ ^sin ^ + cos ю]} =
v2
= -r|-cosec2(a0 —to).
Уравнение изохроны
Г vn ~[2
x -г- (ch kt — 1) sin to -j-
Г yo I2 vo
Уравнение поверхностного годографа реф-
рагированных волн
= -^- sh2 T kt ( 1 + sin2 to sh21 *Л •
Уравнение линейного продольного годо-
годографа рефрагированной волны, ориентиро-
ориентированного под углом 0 к направлению падения
линий v = const:
При ориентации профиля в направлении
максимального изменения скорости
t = -г- arsh
к
124
kl
2v,
У 1 ± ± I si
sin (a
Знак «-J-» соответствует восстанию, «—» —
падению линий.
Уравнение частного двумерного линейного
поля времен t (дг, /) при отнесении отсчетов
времен к средней точке базы I
t (X, 0 = 4- arsh
kl
sin toJ
¦ sin2 to
Приближенное уравнение поверхностного
годографа отраженных волн в случае линей-
линейной зависимости средней скорости от х
[84] и плоской границы раздела
t>cp =
(x — 2Я sin ф)а -\-у* + 4Я2 cos2 ф =
6Я(хсо$2ф + 2Я sin ф)
В частном случае горизонтальной отра-
отражающей границы
^ kxy t*.
Координаты минимума продольного годо-
годографа при у = 0
_ 26Я2 . _ 2Я
*mln— 1 *mln — . /• - - - •
Уравнение годографа ОТВ отраженно-
дифрагированной волны от точечного объекта
при w = о0 A + Pz)
< =
1 +
где Xq, Zq — координаты дифрагирующего
объекта относительно источника.
Уравнение частного поля времен t (X, I)
X larch
-f-arch
где Xq, Zq — координаты дифрагирующего
объекта в выбранной системе координат.
Если положить X = Xq, to получим урав-
уравнение годографа ОГТ.
§ 20. АНИЗОТРОПНАЯ СРЕДА
Параметры и лучевые скорости
для разных моделей
квазианизотропных сред
Тонкослоистые (А •< Я) и трещиноватые
среды. Периодическая многокомпонентная
среда (п>2в одном периоде). Такая среда,
названная квазианизотропной, является
основной моделью для осадочных отложений
[64]. Длинноволновый эквивалент — попе-
поперечно-изотропная среда, характеризуемая
пятью константами упругости сц (см. § 7).
Индикатрисы лучевых скоростей волн SH
являются эллипсами. Индикатрисы лучевых
скоростей волн Р и SV имеют разнообразные
формы. Для индикатрис лучевых скоростей
волн SV характерно наличие максимума или
петли (см. рис. 1.26). Лучевые скорости
волн Р либо возрастают с увеличением угла 0
между лучом и осью анизотропии, либо
убывают. Возможен минимум в интервале
значений 0 = 30—65°. В зависимости от вида
кривой 1>р @) выделяют четыре типа анизотро-
анизотропии (см. § 7). Для малых углов @ < 20—25°)
индикатрисы лучевых скоростей волн Р и SV
аппроксимируют эллипсами.
Среда, состоящая из одинаковых слоев.
На граничных плоскостях выполняются усло-
условия нежесткого контакта [34, 94]. Длинно-
Длинноволновый эквивалент — поперечно-изотроп-
поперечно-изотропная среда с четырьмя константами упругости
CS' ^s* ср' %р' К0Т0Рые выражаются через
скорости v±s, i>||S, v±p, о ||р следующими
уравнениями:
cs=u||S' 8s = (v\\s-vxs)/v±s>
vp, км/с
а
Параметры ср, gp находят, решая систему
двух последних уравнений. Индикатрисы
лучевых скоростей качественно сходны с инди-
индикатрисами для периодической многокомпо-
многокомпонентной среды, изображенными на рис. 1.26.
Тонкие слои могут быть неоднородными.
Орпгопгропная среда. Это периодическая
многокомпонентная среда, на которую нало-
наложена вертикальная трещиноватость. Длинно-
Длинноволновый эквивалент — поперечно-изотроп-
поперечно-изотропная среда, константы упругости которой
являются функциями констант сц ненарушен-
ненарушенной среды и параметров Т, Я, (а, характери-
характеризующих трещиноватость (Т — линейная
плотность трещин; Я, jn — упругие постоян-
постоянные заполнителя). Индикатрисы лучевых
скоростей имеют разный вид в плоскостях
Vp=8,65m[c
с
Рис. 11.31. Положение осей кристаллов оливи-
оливина и скорости волн Р в направлении осей (а)
и индикатрисы vp @) для различного про-
процентного содержания D одинаково ориентиро-
ориентированного оливина (б).
Угол 8 отсчитывается в горизонтальной пло-
плоскости от направления 9=0 кристаллографи-
кристаллографической оси Ъ
гх, гу, ху и лежат внутри эллипсов. Коэффи-
Коэффициенты анизотропии квазипродольных и ква-
квазипоперечных волн уменьшаются с увеличе-
увеличением плотности трещин и зависят от вида
заполнителя.
Трещиноватая среда. Трещины в такой
среде распределяются случайно и малы по
сравнению с длиной волны. Статистический
эффект преимущественной ориентации трещин
приводит к анизотропии.
Горные породы в напряженном состоянии
также могут быть анизотропны.
Кристаллические среды с упорядоченной
ориентировкой кристаллов. Породы верхней
мантии, состоящие в основном из оливина,
в случае ориентации кристаллов оливина
представляют собой поперечно-изотропную
среду с пятью константами упругости, опре-
определяемыми формулами, в которые входят
девять констант упругости оливина и функ-
функция распределения осей кристаллов. Если
осью симметрии среды является кристалло-
кристаллографическая ось с (рис. 11.31, а), то анизотро-
анизотропия отсутствует для продольных волн и
существенна для поперечных (ВМ под конти-
континентами). Если среда симметрична относи-
относительно осей а или Ь, то наблюдается анизотро-
анизотропия для продольных волн; для квазипопереч-
квазипоперечных волн она мала при ориентации оси а
и велика при ориентации оси b (BM под
океанами) (рис. 11.31, б).
Анизотропия, не являясь азимутальной,
может проявляться как различие скоростей
волн SV и SH за счет ориентации зон ч астич-
ного расплавления пород в астеносферном
слое.
125
Годографы отраженных волн
в случае одной границы
и произвольной формы
индикатрис лучевых скоростей
Ось анизотропии направлена по нормали
ж границе. В силу симметрии свойств среды
углы падения и отражения равны не только
для волновых нормалей (см. § 15), но и для
.лучей.
Уравнения годографов для горизонтальной
границы
t =
, tg 6 = //2Я;
для наклонной границы
4 = | /
•—|—
— 4Ш sin ф,
tg6 = совф/BЯ — /sin ф),
где Я — глубина залегания границы под
источником по нормали; ф — угол наклона
<ф > 0 по восстанию и ф< 0 по падению);
v (8) — лучевая скорость, являющаяся функ-
функцией угла падения 0.
Значения v (8) определяются из функцио-
функциональной зависимости v F), заданной либо
¦аналитически в явном или параметрическом
виде (см. § 7), либо совокупностью значений.
Влияние анизотропии на квазипродольные
волны Р для квазианизотропной среды
/в случае горизонтальной отражающей гра-
границы [64] существенно на больших удале-
удалениях, а на поперечные волны SV и SH — на
меньших расстояниях. В случае петли на
•индикатрисе лучевой скорости волн SV на
тодографе также появляется петля.
Направление оси анизотропии не совпадает
-с направлением нормали к границе. Углы
падения и отражения лучей не равны. Зада-
Задавая угол падения 6i, вычисляют угол отра-
отражения 02 по следующей схеме: 8Х -*• tx;
ix = ?2; i'a -*" 02. гДе i"i, t2 — углы падения и
¦отражения волновых нормалей.
Переход от угла i между осью анизотропии
и волновой нормалью к углу 6 между осью
анизотропии и лучом, а также обратный
переход делаются по формулам A.31).
Уравнения годографов отраженной волны:
для горизонтальной границы
t =.
126
1
1
v (92) cos 02
для наклонной границы
t-HГ Х 1 1
lv @X) cos вх ^ v @2) cos 02
(tg ег + tg e2) tg Ф и
и (в2) A + tg ф tg e2) cos e2
t_
cos ф + sin ф tg 02
Годографы отраженных волн
для многослойной среды
и произвольной формы
индикатрис лучевых скоростей
Оси анизотропии направлены по нормалям
к границам.
Уравнения годографов:
для горизонтально-слоистой среды
для квазианизотропной среды [64]
tip) =
Hk
Vk[ik(p)\
X
Vl [ik (P)\
I (p) = 2 ^ Hk tg [ik (P) +
+--ЙШ
С jfl / t
Где n = тЦ-; Vk — нормальная скорость;
Vk (Ы
для волн SH
ik (p) = arcsin —=
для квазипродольных и квазипоперечных
волн Р и SV
i^ (p) = arcsin
Bk(p)±[Bl(p)-
-4Ak(p)Ck]1/2
2Ak (p)
где
Ak (р) =
Для волн Р нужно брать знак «+», для
SV — знак «—».
Направления осей анизотропии в слоях
произвольны. Для горизонтально-слоистых
сред и наклонно-слоистых сред уравнения
годографов имеют такой же вид, как в соот-
соответствующих случаях изотропных слоев (см.
§ 18). Для нахождения направлений прелом-
преломленных и отраженных лучей используют
закон отражения — (преломления) нормалей
(см. § 15). Вычисления выполняют по сле-
следующей схеме:
(k= 1, 2,..., m),
где 8A — угол падения луча; 6^ — угол
преломления или отражения луча; i$ — угол
падения волновой нормали; i'k — угол пре-
преломления или отражения волновой нормали;
k — номер точки преломления или отра-
отражения.
Рекомендуется применять численные ме-
методы (см. §21).
Годографы в случае
эллиптических индикатрис
лучевых скоростей
Одна плоская граница. В случае горизон-
горизонтальной границы и оси анизотропии, направ-
направленной по нормали к границе, уравнение
годографа отраженной волны имеет вид
_ 2Я I/
где и = -~±- = ~ коэффициент ани-
зотропии.
Если граница горизонтальна, а ось ани-
анизотропии составляет угол ф с нормалью
к границе, годограф рассчитывают по фор-
формулам
t =
Vz COS ф/ (ф)
где / (а) = 1^к2 -|- tg2 а; Oj — угол падения.
Угол отражения 82 находят из закона Снел-
лиуса для лучей по заданному углу падения 8j
tg Ft Т ф) ± X" tg ф tg (82 ± ф) q= xMg ф
/(81 + Ф) /(82±Ф)
Знаки «+» в левой части и «—» в правой
соответствуют наблюдениям в направлении
восстания тонких слоев (плоскостей изотро-
изотропии), обратные знаки — наблюдениям в про-
противоположном направлении.
В случае наклонной границы и оси ани-
анизотропии, нормальной к границе, уравнение
годографа имеет вид
f2 COS2 ф
Годограф ОГТ можно рассчитать по фор-
формуле
. 1 1 / . „2 . l% COS2 ф
где Яогт — глубина по нормали к границе
в центре базы наблюдения.
Если граница наклонна, а ось анизотропии
вертикальна, уравнения годографа имеют вид
t=
ХУг COS 8!
'
Q
cosф(l-ftgфtg82) *
Закон Снеллиуса выражается формулой
tg (8t ± ф) + х2 tg ф
_ tg (92 + Ф) ± xMg ф
где ф — угол наклона границы; верхние-
знаки соответствуют наблюдениям по восста-
восстанию границы при углах падения, больших ф,.
нижние — наблюдениям по падению.
Уравнения годографов других типов волн
могут быть получены с помощью теоремьс
12?
И. И. Гурвича о тождественности уравнений
годографов в анизотропной среде с эллипти-
эллиптической индикатрисой и в изотропной, полу-
получаемой из анизотропной с помощью преобра-
преобразования координат: х' = х, г' = хг, где
х, z — координаты в анизотропной среде
х', г' — в изотропной; х — коэффициент ани-
анизотропии.
Многослойная среда. Если все границы
горизонтальны, а оси анизотропии нормальны
к границам, параметрические уравнения го-
годографа имеют вид
/ =
/= J] 2HktgQk,
где углы преломления 8^ определяются из
закона Снеллиуса для лучей
tg»
tg*
индекс 1 соответствует падающему лучу,
индекс 2 — преломленному.
Приближенное уравнение годографа на
основе соотношения тангенсов
В общем случае рекомендуется применять
численные методы (см. § 21).
§ 21. МЕТОДЫ РАСЧЕТА ПРЯМЫХ
КИН ЕМАТИЧЕСКИХ ЗАДАЧ НА ЭВМ
Сведения об алгоритмах
и программах решения
прямых задач
В общем случае строения среды решение
прямой кинематической задачи, т. е. расчет
лучей и времен пробега вдоль них, может
быть осуществлено только с использованием
численных методов, реализуемых на ЭВМ.
Алгоритм решения, как правило, вклю-
включает в себя аналитические, численные и логи-
логические операции. Его конструкция опреде-
определяется в первую очередь моделью среды
(непрерывная, слоисто-однородная, слоисто-
непрерывная, трехмерная, двумерная или
одномерная; изотропная, анизотропная), ти-
типом волн, системой наблюдения и предъявля-
предъявляемыми требованиями (быстродействие, допу-
128
стимый объем машинной памяти, заданная
точность решения, удобство использования
и т. п.), связанными с назначением решения
(расчеты для исследования полей времен
в различных средах, блок в программе реше-
решения обратной задачи методом оптимизации,
эталон для сравнения с приближенными
способами, «экспериментальные» данные для
отладки программ интерпретации и т. д.).
Решение может быть получено в параметри-
параметрическом (задаются направления лучей, выхо-
выходящих из источника) либо в явном (для задан-
заданных точек наблюдения) виде. Параметриче-
Параметрический способ решения называют также зада-
задачей с начальными условиями,
или начальной задачей, а способ решения
в явном виде — задачей с гранич-
граничными условиями, или граничной
(краевой) задачей.
Программы решения прямых задач
составляют главным образом на алгоритми-
алгоритмических языках АЛГОЛ-60, ФОРТРАН (для
публикаций), АЛЬФА, ТА-1М, ТА-2М,
ФОРТРАН-П, ФОРТРАН-IV и других вход-
входных языках трансляторов — для трансляции
на ЭВМ. Для экономии времени счета, памяти
и т. п. программы пишут на языках символи-
символического кодирования (в автокодах). Некото-
Некоторые из программ, созданные до широкого
внедрения в практику трансляторов, напи-
написаны в машинных кодах. К настоящему вре-
времени создано большое количество алгоритмов
и программ решения прямых кинематических
задач практически для всех видов моделей
[15, 68, 82].
Параметризация среды
Входными данными для алгоритмов служат
параметры, описывающие среду, систему
наблюдения, рассчитываемые лучи и требо-
требования к решению. Общими для всех алгорит-
алгоритмов являются вопросы, связанные с п а р а -
метризацией среды. Обычно вво-
вводится декартова система координат хуг
с осью г, направленной вертикально вниз.
Среду представляют состоящей из обла-
областей, характеризующихся заданным рас-
распределением скоростей рас-
распространения продольных или поперечных
волн (или и тех и других) и заданной кон-
конфигурацией границ. Области
могут иметь различный вид (см. рис. II. 5), для
осадочных пород наиболее типичны слои.
Разделение на области производят так,
чтобы они были односвязными.
Описание скоростей. В областях скорости
могут быть либо постоянными, либо перемен-
переменными. Переменные скорости задаются раз-
различными способами: в виде аналитических
функций координат [4, 79], уравнениями
изолиний, значениями' (на координатных
сетках) и др.
При аналитическом задании скоростей ис-
используют такие скоростные законы (см. § 19),
для которых уравнения лучей и времен про-
пробега вдоль лучей могут быть записаны в анали-
аналитическом виде, что позволяет экономить время
счета. Большое практическое значение при
решении трехмерных задач имеет случай,
когда в каждом из слоев направление гра-
градиента скорости сохраняется постоянным,
вследствие чего скорость в слое является
функцией одной координаты, отсчитываемой
в направлении градиента. Последнее дает
возможность находить лучи и времена по
аналитическим формулам [4].
Задание скоростей с помощью изолиний
применяется в различных вариантах.
1. Скорость в слое задается с помощью
одной изолинии, совпадающей либо с кровлей,
либо с подошвой слоя. Предполагается, что
внутри слоя изолинии повторяют форму этой
изолинии. Тогда скорость внутри слоя нахо-
находят, используя аналитическую зависимость,
чаще всего линейную, в которую входят зна-
значение скорости на заданной изолинии и верти-
вертикальный градиент скорости. Этот вид описа-
описания скоростей применяется при несогласном
залегании слоев.
2. Для слоя задаются две изолинии, одна
из которых совпадает с кровлей, а другая
с подошвой слоя. Внутри слоя скорости
находят путем интерполяции по вертикали.
3. В слое задается система изолиний.
Нахождение скорости в точке внутри слоя
производится путем интерполяции по верти-
вертикали.
Дискретное задание скоростей в областях
или среде в целом состоит в том, что на
двумерной или трехмерной координатной
сетке задаются значения скоростей, т. е.
формируются массивы ьц или о^. Если сетка
неравномерная, то задаются массивы xi,
у;, V[j ИЛИ Xi, t/j, Zjfe, У//Д. (i = 1, 2, ..., in\
/= 1, 2, ..., }п, k= 1/2, ..., kn).
В общем случае для задания скоростей
в областях необходимо иметь описание границ,
разделяющих области.
Описание границ. Границы задаются либо
аналитически, либо в виде множества значений
координат.
Аналитически границу описывают одной
функцией г = / (х) или г= f (х, у) либо
несколькими функциями
ft (х),
(i = 1, 2,..., in)
на плоскости, z = /,;- (х, у),
У!_Х<У<У1 (i=l,2,...,in;
в пространстве.
5 Зак. 80
Функции /, // могут быть любого вида.
Наиболее часто используются многочлены
первого, второго, третьего и более высоких
порядков, а также сплайны. Особенно это
относится к тем случаям, когда граница
задается сложной функцией или в виде мно-
множества значений координат и требуется
решать задачи аппроксимации и интерполя-
интерполяции.
Если значения координат г\ (*/), ?=0,
1, ..., п не содержат погрешностей, то значе
ния z (х) в промежуточных точках находят
путем интерполяции. Часто используют
интерполяционный многочлен Лагранжа,
который имеет степень, на единицу меньшую
числа узлов интерполирования. Если тре-
требуется, чтобы в узлах совпадали не только
значения zz, но и г\, то для интерполяции
используют интерполяционные многочлены
Эрмита, у которых степень равна числу
узлов, в которых заданы z,, плюс число узлов,
в которых заданы z\.
Интерполяция многочленами не всегда
является сходящимся процессом. От интер-
интерполируемой функции требуется существова-
существование всех производных до (п -f- 1)-го порядка.
Кроме того, при высокой степени многочлена
число арифметических операций для вычисле-
вычисления z (х) становится большим.
Интерполяция полиномиальными сплай-
сплайнами свободна от этих- недостатков. Исполь-
Используют кубические сплайны Z (я), которые на
отрезках [х[, Xi+1] представляют собой куби-
кубические полиномы,
(t =0, 1 п),
а сочленение в узлах X; производится так,
чтобы обеспечить непрерывность Z (x), Z' (х),
Z" (х). Вследствие этого независимыми явля-
являются только п -f- 3 коэффициентов сплайна.
Задача интерполирования функции z (x),
заданной значениями Z[ (x[), состоит в по-
построении сплайна с точками раздела в узлах
x-t. Коэффициенты сплайна находят из линей-
линейной системы уравнений, получающейся из
равенства в узлах значений функции и
сплайна Z {х{) = г (xi), а также условий на
концах отрезка [х0, хп]- Если z — функция
двух переменных, то применяют бикубиче-
бикубические сплайны Z (х, у), которые на прямо-
прямоугольниках [Xi, Xj+l'. У), yj+l] ЯВЛЯЮТСЯ
бикубическими полиномами
р—0
(i=0, 1,. ... п; / =0, 1,..., т)
129
и так сочленяются в узлах, чтобы Z (х, у) и
д*г
все ее час/ные производные до .. _ -, •
дх2ду2
включительно были бы непрерывными.
Задача интерполирования функции г (х, у),
заданной значениями г (xt-, yj) в узлах прямо-
прямоугольной сетки [х0, Хп, Уо, Ут]> состоит
в построении такого бикубического сплайна
на той же сетке, что Z (*;, yj) = г (*/, yj),
а на границах области выполняются дополни-
дополнительные условия (по четыре типа условий) по
каждой переменной, т. е. 16 вариантов.
Коэффициенты интерполирующего сплайна
находят из системы линейных уравнений.
На практике часто оказывается, что коорди-
координаты zi (xi), задающие границы, содержат
случайные погрешности или аналитически
заданная функция z (x) является недостаточно
гладкой. В этих случаях применяют аппрок^
симацию. При аппроксимации многочленами
из двух возможных; (равномерное приближе-
приближение и среднее квадратическое) предпочитают
среднее квадратическое.
Для сглаживания значений 2/ (xfi, i= 1,
2, ..., л целесообразно использовать системы
ортонормированных многочленов.
Для аппроксимации сплайнами применяют
алгоритм [79]. В случае знакопеременной
погрешности, наложенной на гладкую функ-
функцию, можно использовать алгоритм, предло->
женный В. М. Гурьяновым.
Отношения между областями. Области со-
состоят из внутренних частей и границ. Наибо-
Наиболее простой является ситуация (рис. 11.32, а),
когда области определения всех границ оди-
одинаковы и границы не пересекаются, т. е,
Zj (х) < Zk (х), если / < k, где /, k — номера
границ.
При произвольной конфигурации границ
(рис. 11.32, б) отношения между областями
могут быть сложными. В этом случае пара-
параметризация среды состоит не только в описа-
описании скоростей в областях и границ областей,
но и в описании отношений между областями.
Трудность заключается в следующем. Расчет
сводится к построению луча внутри области
и в преломлении (или отражении) его на
границе области. При подходе луча к гра-
границе области приходится отвечать на вопрос,
с какой частью границы пересекается данный
луч. После того, как найдена точка пересече-
ния,луча с границей, для построения прелом-
преломленного луча требуется знать, в какую об-
область он попадает. И далее процесс повторя-
повторяется. Поэтому параметризация среды должна
быть произведена так, чтобы можно было
однозначно ответить на указанные вопросы.
При этом система параметров, описывающих
отношения между областями, строится не
вообще для данной модели, а в расчете на
конкретный алгоритм построения лучей. Суть
130
Рис. 11.32. Соотношения между областями
в слоистых средах с непересекающимися гра-
границами (а) и в сложнопостроенных средах (б).
/ —12 — элементарные границы, составляющие
границы областей; цифры в кружках — области
параметризации состоит в том, что для каж-
каждой области указываются ее границы, а для
каждой границы указываются области, рас-
расположенные по разные стороны от границы.
Отсюда следует, что границы областей должны
быть разбиты на элементарные, характери-
характеризующиеся определенными скоростными пара-
параметрами в областях по ту и другую сторону
от данной элементарной границы. Образован-
Образованные по такому принципу элементарные гра-
границы не обязательно будут совпадать с гра-
границами или их частями, выделенными при
описании конфигурации границ.
В качестве примера разделения среды на
области и описания отношений между обла-
областями рассмотрим модель, изображенную на
рис. 11.32, б. В ней выделены семь областей.
Для каждой области указаны элементарные
границы {1—12), из которых состоят границы
областей. Так, верхняя граница области 5
состоит из четырех элементарных границ G,
4, 9, Ц). В то же время при описании конфи-
конфигурации этой границы может быть использо-
использовано разбиение ее на другие части, не совпа-
совпадающие с названными выше элементарными
границами.
Для трехмерных областей применимы те же
принципы параметризации.
Практически полезным приемом может
быть объединение двух или нескольких об-
областей, находящихся в сложных отношениях,
в одну область с сеточным заданием скоростей
в ней. Такая замена возможна тогда, когда
лучи для таких участков среды являются
проходящими.
Алгоритмы для слоисто-
однородных сред
При постоянных скоростях в областях
(слоях) лучи состоят из отрезков прямых,
вследствие чего задача построения лучей
сводится к определению их точек пересечения
с границами областей. В зависимости от
модели среды луч строят либо по заданному
коду волны, т. е. указывается последова-
последовательности пересечения лучом границ раздела
областей, либо без задания кода, когда не
указывается, через какие области и границы
должен пройти луч, а задается только конеч»
ная граничная поверхность.
Задание кода волны возможно только для
слоистых сред с непересекающимися грани-
границами (см. рис. 11.32, а). В остальных случаях
[слоистые среды с выклиниванием, массивно-
слоистые среды, блоковые среды (см.
рис. II.5, в—е)\ код волны не задается,
а определяется в процессе расчета луча.
Построение лучей с заданным кодом. Лучи
рассчитывают двумя способами: для фиксиро-
фиксированных точек наблюдения и фиксированных
направлений выхода лучей из источника.
Оба способа расчета можно представить как
модификации одного алгоритма [68], состоя-
состоящего в следующем. Время распространения
волны от источника (*0, у0, Zq) до точки на-
наблюдения (дст+1, Ут+i, Zm+i) выражается
через координаты Xk, yk, *k (k= I, 2, ..., m)
точек преломления и отражения (или образо-
образования головной волны на плоской границе)
следующим образом:
*=
V
v"
(II.1)
где Vk — скорости на отрезках пути между
точками с индексами k и k — \.
Координаты Xk, ykt *k связаны между собой
зависимостями fk(xk, yk> zk) = 0, выражаю-
выражающими принадлежность точек (Xk, yk, Zk)
заданным граничным поверхностям. Путь
волны, т. е. координаты Xk, у^, Zk (k =
=¦ 1, 2, ..., m), можно найти, используя
принцип Ферма:. Необходимые условия
экстремума (в общем случае стационарности)
времени t (xk, yk) имеют вид
{xk~'xk-i)^k+i— ixk+i— xk)nJ^k —
+i - У к) nkKk
- (zk+i - h)
{Ул-Ук-i
-9kl{*k-*k-JK
(Л=1, .2 да),
где
(II.2)
dz
k .
j=k, k+i).
(II.3)
Система уравнений (П.2) представляет
собой закон Снеллиуса для т точек (xk, yk*
Zk)- Рассматривая ее как систему 2т уравне-
уравнений относительно неизвестных координат
Xk, yk, получим решение прямой задачи для
фиксированных точек наблюдения. Если же
уравнения (П.2) решать как системы двух
уравнений относительно координат Xk+i,
yk+i, начиная с &=1 и кончая k—m, то полу-
получим решение прямой задачи для фиксирован-
фиксированных направлений выхода лучей из источника
(направления задаются координатами xlt Ух).
Решение для фиксированных точек наблю-
наблюдения. Для решения системы уравнений (II.2)
наиболее простым является метод итераций.
Для его применения систему (II.2) следует
представить в виде
- (zk+i - h) "All
(IM)
2,..., да)
131
Однако метод итераций не всегда сходится.
Более эффективным является поиск min t (x^
yk) методами нелинейного программирования.
Данная задача легко решается методами
минимизации функций без ограничений,
с использованием производных, которые со-
состоят в организации итерационных процессов
типа
jr*+l = jc* — |x'r* (i=0,l,2,...), (II.5)
тдех{хих2 х,т\ух,у2, ..., ут) —вектор
искомых координат; г — вектор, определяю-
определяющий направление спуска из точки i в точку
i-\- 1; jx — длина шага в направлении г.
В методе градиента величина г является
направлением градиента функции A1.1):
н -
dt
dt_
дх2
дх
дЧ
дх\
дЧ
дх.дх,
0
дЧ
дХ] dyi
дЧ
дхх ду2
0
дЧ
дхх дх2
дЧ
дх%
0
'дЧ
дх2 дух
дЧ
дх2 ду2
0
п
дЧ
дх2 дх3
0
п
дЧ
дх3 ду2
0
дУх ' ' ' * ' дут )'
Компоненты г находят по формулам
-=fcj- = [Xk — Xk-! — (Zk — Zk-i) Pk]/(VkKk) —
°Ук
TJ LJ
nk, k+m — nk+m, k —
дЧ
— [Xk+1 — Xk — (Zk+1 — Zk) PkV(Vk+lKk+l)> __ ffi
(II'6) -°k
4r~ = lyk-Ук-х ~ {zk- zk.,) qk]/(vkKk) - ХРУк- chdhVD+fiU)>
дЧ
— [Ук+i — Ук — (Zk+i — zk) qk]/(vk+iKk+i)
(k=U 2, . . ., m).
В методе Ньютона
'' = К (*')Г!''(*')'
где V вычисляется согласно (II.6), a t", т. е.
гессиан / (х) из выражения Н (см. далее).
Производные в гессиане Н определяются
следующими выражениями:
dXkdXk+
Hk+m, k+m+i = tik+m+i, k+m -
64
-
k+m+i -
-
k+m+i -
< k -
дЧ
-i, k -
дЧ
Hkk =
- *
где
dxi
132
В методе сопряженных градиентов (алго-
(алгоритм Флетчера—Ривса) направления г опре-
определяют по формулам
(II.8)
Длину шага ц, находят методами одномер-
одномерной минимизации (золотого сечения, Фибо-
Фибоначчи, Бермана, ДСК и др.).
Методы градиента, Ньютона и сопряженных
градиентов для минимизации t (х) характери-
характеризуются различной эффективностью. Метод
градиента, наиболее простой по реализации,
обычно сходится медленно. Поэтому его
используют в комбинации с другими мето-
методами. Если в методе градиента для определе-
определения направления движения используется"
лишь линейный член разложения t (х) в ряд
Тейлора, то в методе Ньютона аппроксимация
является квадратичной. Поэтому метод
Ньютона сходится гораздо быстрее метода
градиента. Однако на каждой итерации
метода Ньютона количество вычислений зна-
значительно больше за счет того, что требуется
вычислять и обращать матрицу вторых про-
производных. Метод сопряженных градиентов
является одним из наиболее эффективных.
В нем сочетаются относительно небольшое
количество вычислений на каждой итерации и
достаточно высокая скорость сходимости.
НачаЛьное приближение может быть задано
различными способами.
1. Координаты xj>, y°k {k = 1, 2, ..., т)
соответствуют среде без промежуточных гра-
границ или без промежуточных границ и двумер-
двумерному случаю. В случае отраженных волн
сначала рассчитывают координаты х°и, y^t
и = 0,5 (m -f- 1), точки отражения в предпо-
предположении однородной покрывающей среды,
а затем находят координаты х\, у\ (k Ф и)
точек преломления как точек пересечения
прямых, проходящих через отражающую
точку и источник, отражающую точку и
приемник, с поверхностями раздела над
отражающей границей.
2- Координаты находят по формуле х\ =
l
(k = 1, 2, ..., m), где Ck — веса. При отсут-
отсутствии информации полагаюх с^ = 1, т. е.
все точки преломления и отражения проекти-
проектируются на ось х через равные интервалы.
В противном случае для отражающей точки
полагают *° = х0 + си X (хт+1 — х0), где
си принимает заданное значение (например,
133
0,75; 1; 1,25); далее точки преломления
с индексами k < и проектируют равномерно
на отрезок [х0, хи], с индексами & > и — на
отрезок [хи, хт+1].
3. При расчете ряда лучей для каждого
последующего положения источник — прием-
приемник используют в качестве х%, y%(k = 1,
2, ..., m) результаты расчета Xk, yk для
предыдущего положения. Этот путь задания
начального приближения является наиболее
рациональным и позволяет свести к минимуму
количество итераций.
Процесс вычислений оканчивают по выпол-
выполнению^ определенных критериев. Наиболее
полный критерий состоит в выполнении трех
неравенств относительно х, t (х) и /' (л:):
- X1
(II.9)
где eit e2, е3 — заданные величины.
Во многих случаях можно ограничиться
выполнением первого неравенства. При этом
следует помнить, что выполнение этого нера-
неравенства не означает, что решение найдено
с погрешностью е1# Оценку решения проще
всего лолучить, сопоставляя результаты рас-
расчета разными методами или одним методом, но
с разными начальными приближениями.
Третье из неравенств (II.9) является выполне-
выполнением условий стационарности t (x), вследствие
чего решение х* является либо точкой мини-
минимума, либо точкой максимума, либо седловой
точкой t (x); какой именно, можно установить,
исследовав F (х*).
Ввиду того, что до начала счета не всегда
известно, существует ли решение, а также
насколько эффективен применяемый метод
решения, во все итеративные процессы сле-
следует включать оператор окончания счета по
достижении заданного количества итераций
или в случае, если t > /max, где fmax —макси-
—максимально возможное значение /.
Если решение не единственно, т. е. в задан-
заданную точку приходит несколько лучей, то все
их можно найти, решая задачу с различными
начальными приближениями и различными
методами.
В случае одной границы Система уравнений
(II.2) принимает более простой вид. Пусть
источник находится в точке @, 0, 0), приемник
в точке (г, 0, 0); тогда координаты х, у точки
отражения (*, у, г) можно найти, решая
методом итераций систему уравнений:
х = [рг («/С; + /С2) + гпКг\ {пКг + Я,),
где г (х, у) —, заданная функция;
134
г».
п = •
*1 =
Если граница плоская и задана уравнением
f (х, у, z) = sin ф cosifx 4~ sin ф sin tyy 4~
+ cosq>z — H =0 (НЛО)
где Я — глубина до границы по нормали из
источника; ф — угол наклона границы; ij? —
азимут направления восстания границы, от-
отсчитываемый от оси х по часовой стрелке, то
система двух уравнений сводится к одному
уравнению:
х = [Я (пКг 4- #2) sin ф cos tj> -f-
4- гпКг (X — sin 2 ф cos2 ^I (пКх + Kz)'\
(Н.11)
где у, z, входящие в Ki, Кг, выражаются
через х формулами
_ Я — х sin ф cos ty
г =
Н — х sin ф cos г|>
sin ф sin ij),
СОвф.
Уравнение A1.11) целесообразно решать
итеративным методом Вегстейна, который
всегда сходится, независимо от величины
производной функции, стоящей в правой
части. Решение представляет интерес для
обменных волн.
Пусть а случае проходящих волн источник
находится на дневной поверхности на рас-
расстоянии d от скважины в точке (d, 0, 0),
а приемник — в скважине под преломляющей
границей, заданной уравнением A1.10), на
глубине / от поверхности — в точке @, 0, /).
Скорость в среде над границей — vlf ниже
нее —1>2.
Система уравнений для нахождения коор-
координат х, у точки преломления (х, у, z) имеет
вид
х = [(d -f z tg ф cos т|з) Кг —
— {I-г)пКхtgФcosл|)] {пКх + К*)'1,
у = [гК% - (l—г) пКх\ tg9 sin
Н
• х tg ф costj) — у tg ф sin
где
2 =•
Л =
Ka = Vx*+y* + (l— гJ.
При п < 1 система решается методом ите-
итераций.
Двумерные задачи решаются по вычисли-
вычислительным схемам (II.4), (II.5), которые следует
изменить в соответствии с тем, что искомый
вектор координат х имеет не 2т, а т компо-
компонент:
dfj
X —
a, . • ., xn).
Для решения прямых задач методами
нелинейного программирования можно ис-
использовать программы [68], написанные на а
языке, в которых для удобства и экономии
времени счета трехмерные и двумерные задачи
разделены.
Решение для фиксированных направлений
выхода лучей из источника. Лучи можно
рассчитывать следующими способами.
1. Направления лучей, выходящих из ис-
источника, задаются координатами хъ ух первой
точки пересечения лучом границы раздела.
Для последовательного определения коорди-
координат Xk, Ук (k = 2, 3, ..., т 4- 1) всех осталь-
остальных точек преломления и отражения (или
образования головной волны), кончая точкой
т -f- 1 выхода луча на заданную поверхность,
т раз решается система двух уравнений (II.2)
относительно ж*+1, yk+г-
Для применения метода итераций эту
систему представляют в виде
= {Xk (nkKk + Kk+i) — Xk-i
— Pk[(zk — Zk-
— (гк+л — zk) m
yk+г = {yk (nkKk + Kk+x) —? yk-iKk+x —
— Як [ (Zk — Zk-x) Kk+x —
— (Zk+i — zk) nkKk]}/(nkKk) A1.12)
(k = \, 2 m),
I
«fe. Pk, <Ik, Kj (j = k, 6+1) находят по
формулам (II.3).
Решение методом Ньютона имеет вид
vt+l _ J I A. „t + l _ „i | А..
•*Л+1 — xk+l * axk+\> Ук+i — Ук+[ ~г аУк+1
(i=0, I, 2, ...)• (П.13)
Здесь Axk+x, &Ук+1 определяются из си-
системы двух линейных уравнений
dfx
дУк+х
dh л.. , df2
df2
dy,
k+i.
— xk) nkKk —
i - (h+i - h) nkKkV>
- (Ум - У к) nkKk ~
- (zk+i - h) nkKk\
- Pk l(zk ~ h-i) *k
U = (У к - Ук-i) Кш
- Ч [{zk - h-i) Kk
(k=-l, 2, ,.., m);
Cj, dj — выражаются формулами (II.7); tik,
pj, qv Kj — формулами (II.3), / = k, k-{- 1.
При каждом k до начала итеративного
процесса (П.12) или A1.13) вычисляется
синус угла преломления или отражения
sin $k = tik sin ад.,
sin a.k =
= V\ - (/x, kNx, k + h, kNy, k + tz, kN2, kJ,
где lXf k, lUi k, h, k и Nx% k, NVt k> Nz, k —
направляющие косинусы падающего луча и
нормали к границе в точке падения;
Ix
¦*»
Nx
k ¦¦
к
k
b
Xk
\
V
— zk-x
Kk '
1 ~b Pk ~r Я1
* "Г" Pk ~!~ ^fe
1
_ a^
lk-У
к-х
ксли sinPA>l, то счет луча прекра-
прекращается.
В двумерных задачах искомые координаты
xk (k= 1,2, ..., m) находят путем решения
одного уравнения с одним неизвестным;
рекомендуется применять всегда Сходящийся
метод итераций Вегстейна.
Программы для трехмерных и двумерных
задач приведены в [68].
2„ Направления лучей, выходящих из
источника, задаются углами 60 (между лучом
и осью Oz) и соо (между проекцией луча на
плоскость ху и осью Ох). Построение луча
состоит из операций нахождения точек пере-
пересечения луча с границами раздела, вычисле-
вычисления в них углов падения и нахождения по
135
закону Снеллиуса направлений преломлен-
преломленных или отраженных лучей.
Точки Xk, 4k, zk (k= lr 2 m-f 1)
пересечения луча с границами находят, решая
совместно уравнения падающего луча и гра-
граничной поверхности:
х.— jcl , u.—Ul. ,
c, k
h, k
h, k
где lx, *. ly, A. *z, A — направляющие косину-
косинусы падающего луча:
sin
sin
lXf k =
'z, * = cos8*.
Если граница описана или локально ап-
аппроксимируется полиномом второй степени,
то координаты точки пересечения луча с гра-
границей находят, решая квадратное уравнение.
При степени полинома п > 2 решение полу-
получают методами нахождения корней полиномов
(с последующим выбором нужного корня)
или численными методами решения одного
уравнения с одним неизвестным. Последний
способ применяют и в случае, если границы
заданы трансцендентными функциями.
Для нахождения преломленного или отра-
отраженного луча применяют закон Снеллиуса,
Один из способов состоит в следующем.
Находят синус угла падения, затем синус
угла преломления или отражения по извест-
известной формуле sin pyfe = rik sin ak и далее
определяют, используя закон Снеллиуса.
направляющие косинусы lx> ?+1, ly> k+i, lz, fe+i
преломленного или отраженного луча, решая
систему трех линейных уравнений [4].
Другим способом нахождения направления
преломленного или отраженного луча явля-
является замена переменных в уравнениях (П-2)
по формулам
Kk
Ук-Ук-i
= cos (Hk sin
= sin
sin
A1.14)
A1.15)
и нахождение Qk+i, ®k+i из системы двух
уравнений.
Направляющие косинусы преломленного и
отраженного лучей также можно вычислить
с помощью явных выражений, полученных
Т. И. Облогиной и Ю. А. Бурмаковым.
Направления выхода лучей из источника
можно задавать следующим образом. Для
простых сред зависимость координат точек
наблюдения Xi от углов выхода лучей из
источника 6 является монотонной функцией.
136
8<0
'Лв<0
Рис. 11.33. Задание знака угла выхода луча
из источника
В этом случае при расчете годографов путем
подбора определяют начальное значение 60
угла выхода луча из источника и шаг Д60.
Счет прекращается, когда достигнуто конеч-
конечное расстояниехтах. Для получения времен t-t
в заданных точках применяют интерполяцию.
Для более сложных сред задавать «'0О, Д Uo
нужно по определенным правилам. При
расчете отраженных волн рекомендуется сле-
следующее [82].
1. Значение 80 (для расчета центрального
луча) должно быть примерно равным углу
наклона отражающей границы с обратным
знаком. Задание знаков 0О, ДЭ0 и —^— изобра-
изображено на рис. IL33.
2. Если границы сложные, то счет может
прекратиться раньше времени из-за того, что
для какого-либо 6{- окажется, что xi > хтах
(рис. 11.34).
В таких случаях надо задавать хшах заве-
заведомо большим реального значения.
3. При чередовании зон тени и освещенных
областей для получения лучей от всех осве-
освещенных участков требуется предусматривать
продолжение счета после попадания в зону
тени.
4. Для сложных моделей среды (разрывы,
петли на годографе) шаг ДЭ0 должен быть
достаточно малым. Интерполяция значений
ti не производится.
5. Для контроля за построением всех
возможных лучей следует повторять счет,
изменяя параметр Д90. Целесообразно также
Z
Рис. 11.34. Пример немонотонной зависи-
зависимости абсциссы точки наблюдения */ от угла 0t-
выхода луча от источника
Рис. 11.35. Схема алгоритма «пристрелки» для
центрального луча (а), и луча, попадающего
в окрестность заданной точки наблюдения (б)
выводить на печать некоторые промежуточные
результаты (например, ординаты точек отра-
отражения).
Для попадания лучей в окрестности задан-
заданных точек наблюдения применяют специаль-
специальные алгоритмы «пристрелки».
Эффективным является алгоритм [112], в ко-
котором применяется метод мнимых источников,
основанный на том, что после преломления
или отражения на границе двух сред лучи
тонкого пучка фокусируются в одной точке.
Центральный луч находят следующим обра-
образом. Сначала строят какой-либо луч @А<А2А3,
рис. 11.35, с), падающий на границу S. Его
направление в источнике задается на основе
априорных данных. Затем рассчитывают поло-
положение точки фокусировки F лучей тонкого
пучка, распространяющихся в окрестности
отрезка луча А2А3. Расчет луча выполняют
по рекуррентной формуле для радиуса кри-
кривизны фронта преломленной или отраженной
волны:
Х
щ cos2 Р/
cos2
i (cosaif- nL cos p\) * /+1>
A1.16)
= 1,2,..., A, k=m—l.
где /t- — длина отрезка луча в слое t; т. —
номер отражающей границы S2\ оц — угол
падения; Р; — угол преломления (или отра-
отражения); щ = vi/vi+1, Ki — кривизна границы
в точке пересечения ее лучом (Ki > 0, если
граничная поверхность обращена выпук-
выпуклостью в сторону, обратную направлению
распространения волны).
Если в A1.16) знаменатель равен нулю, то
Ri+1 = оо, и для расчета при следующем
значении i формулу A1.16) преобразуют,
исключая R[.
Из точки фокусировки F строят ряд лучей,
падающих на границу S, среди которых
выбирается луч, нормальный к 5 (FM).
После этого от точки М вверх строят луч,
выходящий на линию Ох в некоторой точке О'.
Если расстояние 00' окажется меньше задан-
заданной величины, найденный луч принимается
за центральный. В противном случае расчет
повторяют, проводя из источника луч под.
таким же углом, что и луч, найденный на
предыдущей итерации. Далее процесс про-
продолжается, пока не будет достигнута заданная
точность попадания в окрестность точки О.
Произвольный луч, попадающий из источ-
источника О, в окрестность заданной точки 02
(рис. 11.35, б), находят путем выполнения
следующих операций. По центральному лучу
в источнике 0х определяют положение мни-
мнимого источника (точка О*); строят луч отра-
отраженной волны, выходящей из точки О2 по
направлению 0«0\ и попадающий в окрест-
окрестность точки 0у (в точку 0\). Если расстояние
ОЛО\ = Aj не превышает заданной величины
то построенную траекторию считают реше-
решением. В противном случае выполняется
аналогичный цикл расчетов для попадания
в окрестность точки О2. Рассчитывают по
лучу из 0'2' в 0[ положение мнимого источника
(точка 01), строят луч отраженной волны,
выходящей из точки С*! по направлению
0,02 и приходящей в окрестность точки 03
(в точку 0'2). Если 020'2 = Д2 не превышает
заданной величины, то построенный луч
считается решением, и расчет заканчивается.
Иначе весь процесс повторяется.
Положение мнимых источников (О*, 0|)
определяют путем вычисления по формуле
A1.16) радиусов кривизны фронта отраженной
волны для соответствующих лучей. При
отражении i = т, ат = Рт, пт = —1,
sign Rm+1 = —sign Rm, т. е.
Rm-t-i —
1
1 + 2KmRm cos am *
Величины R2m откладывают от точки вы-
выхода луча I на поверхность по направлению
отрезка луча 12т вниз при R2m > 0 и вверх
при R2m < 0.
137
Алгоритмы для центрального и произволь-
произвольного лучей являются быстро сходящимися.
Аппроксимация годографа.
Ускоренное решение прямой задачи [112]
получают следующим путем. Рассчитывают
несколько опорных лучей, выходящих в
точки xt базы наблюдения (один луч для.
коротких баз, не длиннее половины длины
центрального луча, 3—5 лучей для более
протяженных годографов). Для нахождения
времен в других точках используют аппрок-
аппроксимацию годографа смещенной гиперболой
в окрестности точки xi выхода опорного луча
(окрестность задают до середины расстояния
между точками дс?):
- xt) sin
R*
где R* — радиус кривизны поверхности
фронта отраженной волны в точке л:/, рассчи-
рассчитываемый по формуле A1.16); а/—угол
выхода; t[ — время в точке дс/; их — скорость
в точке Х{.
Интерполяция годографа.
Если в ряде точек *t- профиля рассчитаны
, ,, sin aB .
времена ti и производные t\ = (ав —
угол выхода луча на поверхность, v{ — ско-
скорость в точке выхода), то времена в точках х
находят по интерполяционной формуле Эр-
мита. Используя вторую производную годо-
годографа
cos2 aB
где R* — радиус кривизны поверхности
фронта волны в точке выхода, вычисляемый
по формуле A1.16), можно добиться более
точной интерполяции / (х) за счет повышения
степени интерполирующего многочлена.
Построение лучей с незаданным кодом.
Решение для фиксированных направлений вы-
выхода лучей из источника. Для нахождения
точки пересечения луча с границей области
применяют следующие способы:
1. Решают совместно уравнение луча и
/-й части границы // (х, у, z) = 0 (t = 1,
2, ..., л). При этом искомая точка пересе-
пересечения не должна выходить за пределы обла-
области определения данной ?-й части границы.
2." Строят луч с помощью шагов заданной
длины, проверяя на каждом шаге, не пересек
ли луч 1-ю часть границы области (i = 1,
2, ..., я). В случае пересечения знак
h (*/. #/» */) меняется на обратный. Опти-
138
мальная длина шага определяется путем
численных экспериментов (при большом шаге
можно сразу попасть за пределы области,
малый шал замедляет счет).
Направление преломленного или отражен-
отраженного луча находят одним из описанных выше
способов. Для преломленного луча предвари-
предварительно определяют, в какую область он пре-
преломляется. Для этого по координатам точки
падения определяют, какой элементарной
границе она принадлежит и, следовательно,
какова скорость на преломленном луче.
В остальном задача решается так же, как
в случае заданного кода волны.
Алгоритмы для непрерывных
сред
Двумерная среда. Если скорость о (х, г)
является произвольной непрерывной и диф-
дифференцируемой функцией координат, диффе-
дифференциальное уравнение лучей имеет вид
Z" (X) =
A1.17)
где
2 (х) — луч; а {х, г) =
1
v(x, z)
ди (х, z)
дх
дг
Уравнение (П. 17) интегрируется в конеч-
конечном виде только для некоторых- функций
v (х, г) (см. § 19). В общем случае луч можно
построить только путем численного интегри-
интегрирования A1.17). Задача решается с краевыми
условиями
2 \х=хп —
или с начальными условиями
A1.18)
Более экономным в отношении затрат ма-
машинного времени является решение уравне-
уравнения A1.17) с начальными условиями A1.19).
Однако в ряде случаев более удобным для
практического использования является ре-
решение уравнения с краевыми условиями
A1.18).
Время прихода волны к фиксированному
преемнику (краевая задача) опре-
определяют следующим образом. Для применения
численных методов дифференциальное уравне-
уравнение A1.17) второго порядка заменяют систе-
мой двух дифференциальных уравнений пер-
первого порядка:
dz , ч dg
-W=^(xrz,g), — =
где
. г, g),
A1.20)
— If ——, с1 = const, 0 < сг < 1
Уравнения A1.20) с краевыми условиями
A1.18) решаются разностноитерационным
методом. Отрезок [х0, хп] разбивают на
п равных частей
х0 < хг < • • *
хп —
и, аппроксимируя A1.20) в точках Xk соотно-
соотношениями
= \, 2, . > ., n—1),
zk> 8k)
где
Z^l-ZA
hc-t
получают, добавив A1.18), систему n + 1
нелинейных уравнений относительноz1( z2, ...
zo (xo) = 2o»
«n (%) = г».
Система A1.21) решается итерационным
методом «прогонки». В качестве начального
приближения выбирается прямая, удовлет-
удовлетворяющая краевым условиям. Время t по
лучу находят, вычисляя численным методом
функционал Ферма:
t= j u(x,
представляют в разных видах. Часто задачу
решают в следующей постановке:
dx Л dz . п
-т—=ucos6, —г— = v sin 6,
dx dx
dx
A1.22)
Одним из возможных способов решения
краевой задачи является нахождение
min t (z (x)) методами математического про-
программирования, в- частности динамического.
Время прихода волны при фиксированном
направлении луча в источнике (началь-
(начальная задача) определяют следующим
образом. Дифференциальное уравнение луча
= о' sin 8 — v, cos Э
x z
при начальных условиях
т = т0, х = х„, z = z0, Э = 90,
где х0, Zo — координаты источника; т0 —
время в точке источника; 0О — угол между
касательной к лучу в источнике и осью Ох.
При интегрировании дифференциальных
уравнений луча требуется знать v (x, г),
v'x (х, z), v'z (х, z) в произвольной точке (х, z)
среды. Если распределение скорости в среде
задано не в аналитическом виде, а изоли-
изолиниями или значениями на сетке, то приме-
применяют интерполирование. Интерполирование
между изолиниями производят по вертикали,
используя линейные функции или интерпо-
интерполяционные многочлены Лангранжа. При за-
задании скоростей на сетке интерполируют
бикубическими сплайнами или интерполя-
интерполяционными многочленами.
Применяют мно/очлены, коэффициенты
которых определяются расстояниями между
узлами сетки и значениями скоростей в четы-
четырех узлах сетки, окружающих данную точку
(линейная интерполяция по х и z), или в ше-
шестнадцати узлах (кубическая интерполя-
интерполяция по л: и г).
Трехмерная среда. Если скорость о (х, у, z)
является произвольной непрерывнрй и диф-
дифференцируемой функцией координат, расчет
лучей х (т), у (т), z (т), где т — время про-
пробега вдоль луча, сводится к решению задачи
Коши для системы уравнений:
х (т) = i- х (vxx + v'yy + vzz) -v -^-,
A1.23)
.\ dv
*) V
при начальных условиях
х jT=0 = -^0' У |х=о = У»* г |т=0 = zo»
* 1т=о = *о» У |т=о = ^о. * |т=о = го»
х0 = v (х0, у0, z0) sin Go cos <p0,
Уо =v (х0, t/o» z0) sin 0O sin ф0,
z0 =v (x0, y0, zo)cos0(),
где дг0, y0, Zq — координаты источника; 80 —
угол между касательной к лучу в источнике
139
и осью Oz; ф0 — угол между проекцией ка-
касательной к лучу в источнике на плоскость
ху и осью Ох (отсчет от оси х против часовой
стрелки).
Путем замены переменных
Уь = У>
Уг =
у2 — у, уз —г, & =
систему A1.23) можно свести к системе урав-
уравнений первого порядка:
Ул. =
У* =
Уз = Уб>
A1.24)
Начальные условия:
1/4 К—о = ^4' У5\г=о = Уь> Ув\х=0 = Ув>
A1.25)
У*=у (9v Уг> Уз) sin 60 cos ф0,
Уь=и (д1г д2, Уз)sin eosin Фс
Ув =О(У11 ^2. ^3)COS60.
Задача решается путем интегрирования
методом Рунге—Кутта.
Алгоритмы для слоисто-
непрерывных сред
Слоисто-непрерывные среды представляют
собой наиболее общий тип изотропных сей-
сейсмических сред. Для построения лучей
в слоисто-непрерывных средах при расчете
лучей внутри областей применяют методы
решения для непрерывных сред, а для нахо-
нахождения точек пересечения лучей с границами
и направлений преломленных и отраженных
лучей ¦— методы, изложенные выше для
слоисто-однородных сред.
Решение для фиксированных точек наблю-
наблюдения. Лучи можно рассчитать способами,
аналогичными способам для слоисто-юдно-
родных сред. Отличие, приводящее к более
сложным алгоритмам, состоит в том, что мини-
минимизируется не функция t (x), а функционал
t (x), где х — вектор неизвестных координат
точек преломления и отражения.
В частных случаях данная задача сводится
к рассмотренным ранее задачам минимизации
функции t (x). Так, если в слоях направле-
140
ния градиентов скорости постоянны, а ско-
скорости являются линейными функциями
v = v0 (I -f- pV), где z' измеряется вдоль
направления градиента, то задача решается
так же, как и для слоисто-однородных оред.
Выразив направления касательных к пада-
падающим и преломленным (отраженным) лучам
через координаты точек преломления и от-
отражения, записывают закон Снеллиуса для
всех точек преломления и отражения. Полу-
Получается система нелинейных уравнений отно-
относительно координат точек преломления и
отражения. В двумерном случае число урав-
уравнений равно т, в трехмерном 2/п* где т —
число точек преломления и отражения на
пути луча. Для решения системы уравнений
применяют те же способы, что и в случае
слоисто-однородных сред. Для сред с верти-
вертикальным или горизонтальным градиентом
скорости и для волн, отраженных от плоской
наклонной границы, задача нахождения коор-
координат х, у точки отражения легко решается
методом поочередного уточнения переменных.
Решение для фиксированных направлений
выхода из источника. Этот способ решения
прямых задач для сред данного типа [4, 79]
применяют наиболее часто.
4учи в областях строят либо по аналити-
аналитическим формулам, либо численными мето-
методами, описанными выше.
Точки пересечения лучей с границами при
аналитическом задании лучей находят, ре-
решая совместно уравнения луча и границы
раздела. Если лучи в областях строятся пу-
путем численного интегрирования системы
дифференциальных уравнений луча, то точки
пересечения лучей с границами находят,
уменьшая шаг интегрирования или интерпо-
интерполируя между значениями координат точки
на последнем шаге (за границей) и точки на
предпоследнем шаге.
Направления преломленных и отраженных
лучей находят по формулам, приведенным
в 14].
Если среда характеризуется сложной фор-
формой границы раздела, то ее представляют
в виде совокупности зон, разделенных верти-
вертикальными линиями (рис. 11.36).
Рис 11.36. Разделение сложнопостроенной
среды на вертикальные зоны
Для попадания в окрестности заданных
точек наблюдения применяют алгоритмы
[79], аналогичные соответствующим алго-
алгоритмам для слоисто-однородных сред.
где
dzk
дх.
Алгоритмы для анизотропных
сред
Слоисто-однородные среды. В однородных
анизотропных слоях, так же как в изотроп-
изотропных, лучи прямолинейны, вследствие чего
для их построения применимы те же способы
[68], что и для изотропных слоисто-однород-
слоисто-однородных сред.
Необходимые условия минимума времени
t =
~V Ук-V Zk-l)
где 2k (xk, Ук) = 0'— уравнения границ,
приводят к следующему представлению за-
закона Снеллиуса для точек (х&, t/k, Zft) пре-
преломления и отражения:
vk
( *ki) Kk+i — (xk+i — xk) Kk Ц
k-i)
dV
ft+i
X
ft+i
ЦТ Т7
k-L R k
dvk+i 1 ^
dzk vk+i vk
-yk
X
X
'fc+l
dv,
^
dv. . i v.
dZu v Vt.
ft k+i. ft+i
= 1, 2 m),
Kb
,]-.¦
Лучевые скорости у^, у^^х и их производ-
производные, входящие в A1.26), выражаются через
координаты Xk, уь zk> следующим образом.
Пусть оси анизотропии в слоях между точ-
точками с индексами k и k — 1 имеют направля-
направляющие косинусы
= sin С* cos
= sin
sin
где С* — угол между осью анизотропии и
осью z; Цк — угол между проекцией оси
анизотропии на плоскость ху и осью х, отсчи-
отсчитываемый от оси х по часовой стрелке.
Направляющие косинусы лучей
х.—х
ft-i
hk =
Ук-Ук-i
hk =
uft-i
Углы 9? между лучами и осями анизотро-
анизотропии определяются по формулам
cos Qk = ck = lkak, sin Qk = sk = ]/"l -c\
(й«=1, 2 m + 1).
Зная Qk> можно найти лучевые скорости
Vk i®k)- Производные лучевых скоростей по
координатам находят* дифференцируя по
параметру 6^:
dv.
38,
dv
k+i.
ae,
ax..
"^ft+i
'/.*"¦"/.*
(t =1, 2, 3; Л = 1, 2, .... m).
141
Решение для фиксированных точек наблю-
дения. Система 2т уравнений A1.26) решается
методом итераций:
-f-
х
dV
k+1
dv
k+i
у
qz
1 |
* х
dv.
vk+i
1
° k vk
к+1
vk+i
dxk
k+i
X
1"
У/г ~~ У/г-i ~~ {zk ~ zk-i) ^k
yk
k k
Kk+1v
k+1vk+1
vvk+l vk+l
Двумерные задачи решаются так же, как
трехмерные, с тем отличием, что количество
неизвестных, а следовательно, и порядок
системы уравнений A1.26) уменьшаются
в 2 раза.
Решение для фиксированных направлений
выхода лучей из источника. Уравнения
A1.26) решаются как /л систем двух уравне-
уравнений. Для способа итераций они записы-
записываются в виде
-я
к
Как и для слоисто-однородных сред, эф-
фективным способом решения прямой задачи
является поиск min t (x) методами нелиней-
ного программирования [градиента, сопря-
женных градиентов, см. формулы (II.5),
(II.6), A1.8I- .
Компоненты^' (х) определяют по формулам
dxk
142
к
dv
k+i
К
—К у. —к\Кк+х-^-
~ °Ук vk
/С/С
k
/С2 k k+l
k k+l v.. ду. v.,.'
Г.
-4k\ {zk-zk-i
L
— КьК\
Vk+1
(A = 1.2 rn).
с22 = av6 cos 7 cos б -(-
cos2 7
sin 7
_1_
a
Для решения A1.27) методом Ньютона
применяют формулы, аналогичные A1.13)
для изотропной слоисто-однородной среды, -f- av cos 7 cos б -j- aga
При каждом к вычисляется синус угла пре-
преломления или отражения: если он превос-
превосходит единицу, то расчет данного луча пре-
прекращают.
В двумерных задачах для нахождения
координат Xk (k= I, 2, ..., m) m раз ре-
решается одно уравнение с одним неизвестным.
Рекомендуется итеративный способ Вегстейна.
Непрерывные среды. Пусть в неоднородной
анизотропной среде скорость v является функ-
функцией трех координат и направления п каса-
касательной к лучу, которое задается углами 7 и б,
где 7 — угол между п и осью г, о — угол
между проекцией п на плоскость ху и осью х.
Система дифференциальных уравнений луча
для такой среды имеет вид
cos б
sin 7
sin б -\- о sin 7 cos б;
cos б
sin у
— avi cos у sin б —
— a/ sin 7 sin б j",
— производная a (x, y, z, у, б) по на-
правлению /; ax, ay,
водные a (x, y, z, y, 6); ayi, avv, aYs, ы
йбб — вторые производные a (x, у, z, у, б).
Начальные условия для системы A1.28):
, с«, a$ — первые произ-
произ, 6); ayi, av
dx
dt
dz
dt
dy
dt
где
n — _
sin 7 cos 6
a
cos 7
" a '
11 22" ~~~~ ^12^21
1
dy_
dt
dd
sin у sin б
/=*.=*o. y(t)\t=to =
A1.28)
2<0|,_,.-*e.
y(t)\t=t =Vo.
A1.29)
^11^22
v(x, y, z, 7, 6)'
cn = aVY cos 7 cos б —,
sin б
sin б + a cos У cos 6;
cn = av§ cos у cos б —
— av cos 7 sin б —
cos2 7
sin б
0 sin 7
A l ( .
% = — \ax-f аы
— ai sin 7 cos б J;
sin 7
cos б — a sin 7 sin 6;
sin б
Система дифференциальных уравнений
луча для двумерной среды получается из
A1.28), если положить ау = ag = б = 0;
Система A1.28) с начальными условиями
A1.29) решается численным методом, напри-
например, Рунге—Кутта.
Слоисто-непрерывные среды. Решение для
фиксированных направлений выхода из источ-
источника. Лучи строят в областях путем числен-
численного интегрирования системы дифферен-
дифференциальных уравнений луча A1.28), нахожде-
нахождения точек пересечения лучей с границами и
определения направлений преломленных и
отраженных лучей. Направления прелом-
преломленных и отраженных лучей в точке с индек-
индексом k на граничной поверхности z {x, у)
можно найти путем решения системы урав-
уравнений
li, k+L '
дв,
X
C0SVi('i,*+i + 'V3.fe+i)-
?
X
sin 9
X
k+i
cos б
c2i = aVv cos Y sm б + av6 ^y
* COS V
~~ ч "iln^Ycos 8 + a cos vsin 6;
x Л fc —
X
09,
X
C0S Bk (*!. k + Pkl3, k) ~aUk- Pka3,
sin 9,
143
/ _ „ / _ ^ (9»«) ' x cos e; = ',, A ) +1% A i + 'a, A f
«e **" /"*" _" <9*+l) sl""'= /nr^^
?+1 l2,*r^3, k+u i^ ki i2^ kt i3^ k __ направляющие косинусы
у, "~_а^k+1 pkas, k+л _ v (9fe+i) касательной к падающему лучу; /1? ^+1,
sin 0*+1 v(Qk) /а, *+1,/з, yfe+i—направляющие косинусы kaca-
[я /а \ 1 тельной к преломленному или отраженному
U ь — ЯьК ь —^5-^- —7Б-Т X ЛУЧУ (Для отраженного луча знак /3> fe+1 про-
i, r к *« tftik v (Qk) тивоположен знаку /3> ^); а4/- — направля-
направляющие косинусы осей анизотропии (/ = k,
v C0S Qk (l2, k + 9^3. *) ~a2,k- %G3, k\ k+1).
л sin 0^ J' Подставляя /3) k+i из третьего уравнения
в первые два, получают систему двух уравне-
L ... = ± Л/~\ — /? . ., _ & ..., ний относительно /х> fe+1, /2, ft+1. В двумер-
• ' '• ' ' ной задаче направления/i^ fe+1,/3> fe+1 нахо-
находят, решая систему, состоящую из' первого и
третьего уравнений, крторая путем подста-
dzk dzk новки сводится к одному уравнению с одним
Pk~~a7~> ЧA~~д7Г' неизвестным; полагают^, /2 .-, а2 ,• (/ = k,
0Kk °Ук k+l) равными нулю.
ГЛАВА HI
ТЕХНИЧЕСКИЕ СРЕДСТВА СЕЙСМОРАЗВЕДКИ
§ 22. КЛАССИФИКАЦИЯ
ТЕХНИЧЕСКИХ СРЕДСТВ
По функциональному признаку техниче-
технические средства сейсморазведки (рис. III.1)
разделяются на: а) средства регистрации
(сбора) данных; б) обрабатывающие устрой-
устройства; в) источники возбуждения колебаний;
г) вспомогательные средства.
Средства регистрации по назначению де-
делятся на аппаратуру для MOB, КМПВ, ГСЗ,
для скважинных исследований (ВСП, сейсмо-
каротаж), для работ на акваториях (морская
и речная сейсморазведка), а также для пара-
параметрических измерений, моделирования и
т. п. По частотному диапазону средства реги-
регистрации делятся на низкочастотные A—20 Гц),
среднечастотные B0—80 Гц), высокочастот-
высокочастотные (80—300 Гц) и акустические C00 Гц—
100 кГц).
Средства регистрации должны обладать
высокой чувствительностью, разрешающей
способностью и обеспечивать регулируемое
усиление сигналов в широком динамическом
диапазоне, их селекцию по частотным призна-
признакам и по направлению прихода волн.
Изучение сейсмического поля и выделение
полезных сигналов обеспечивается одновре-
одновременной регистрацией волн во многих пунктах
по профилю или по площади; поэтому аппа-
аппаратура должна быть многоканальной с вы-
высокой степенью идентичности каналов.
Регистрирующая система включает сейсмо-
приемники, усилители и магнитные реги-
регистраторы, а также комплекс устройств, вы-
выполняющих функции преобразования сигна-
сигналов, управления и контроля. Совокупность
последовательно соединенных устройств
(сейсмоприемник — кабель — усилитель с
фильтрами и преобразователями сигна-
сигналов — магнитная головка) регистрации сиг-
сигналов в одной точке наблюдений называется
сейсмическим (сейсмозапи-
сывающим) каналом. Современные
сейсморегистрирующие системы обычно со-
содержат 24, 48, 96 и более сейсмических ка-
каналов. К ним предъявляются требования
низкого уровня аппаратурных шумов, мини-
минимальных переходных процессов и нелиней-
нелинейных искажений.
Высокая производительность сейсмораз-
сейсморазведки обеспечивается автоматизацией и ме-
механизацией процессов регистрации и обра-
обработки; необходимым условием является ис-
использование воспроизводимой (промежуточ-
(промежуточной) регистрации. Современным приемом
воспроизводимой регистрации является ма-
магнитная запись [107].
§ 23. ОСНОВНЫЕ СООТНОШЕНИЯ
ДЛЯ ЛИНЕЙНЫХ СИСТЕМ
Устройства, входящие в состав сейсмиче-
сейсмического канала, за некоторым исключением
можно трактовать как линейные, т. е. осу-
осуществляющие линейные преобразования про-
проходящих через них сигналов [25, 32, 49].
Линейная система составлена из
соединенных различным образом линейных
элементов, действие которых описывается
линейными дифференциальными уравнениями.
Линейные элементы системы обладают только
одним основным свойством, количественна
выраженным некоторым числом — пара-
параметром. Параметрами элементов являются
активное сопротивление, емкость, индуктив-
индуктивность, масса, коэффициент упругости и т. п.
Параметры линейных элементов не зави-
зависят от прилагаемых внешних воздействий
(напряжений, смещений и т. п.) и от времени.
Действие линейной системы в общем виде
описывается уравнением
i=\
i=\
где a0, a,, ..., am\ b0, blt .... bq— постоян-
постоянные коэффициенты, численно зависящие от
145
значений параметров элементов и способа
их соединения в системе.
В символической форме уравнение системы
записывают через дифференциальный опера-
оператор
d I 2 d2 i d
dt \ d№ ///'
в виде
Qi (p) x (t) = Q2 (p) у (t),
где
i=0 t=0
Соотношение Q (p) = q , l называют
оператором системы.
Дифференциальное уравнение системы
позволяет изучать действие системы в целом,
определять связь между сигналами на ее
входе и выходе, устанавливать критерии ка-
качества системы.
Свойства линейных систем
Свойства дифференциального уравнения
определяют основные свойства линейных си-
систем.-
1. Амплитуда колебаний на выходе си-
системы пропорциональна амплитуде колеба-
колебаний на ее входе при постоянной форме коле-
колебаний.
2. Реакция системы на суммарное воздей-
воздействие нескольких сигналов представляет
собой сумму реакций на каждое воздействие
в отдельности (свойство суперпозиции).
3. При прекращении внешнего воздействия
(сигнал на входе равен нулю) уравнение си-
системы имеет вид
Qi (р) х @ = 0.
Система совершает свободные (собствен-
(собственные) колебания только определенного вида,
зависящие от вида корней характеристиче-
характеристического уравнения:
где Yii Y2> •••» Ут — корни характеристиче-
характеристического уравнения; Съ С2, ..., Ст — произ-
произвольные постоянные, определяемые задан-
заданными начальными условиями.
Различают три вида свободных колебаний.
Апериодические колебания имеют
вид затухающей кривой
где ' —hi = Yi. —h — Тг hk = 7/fe —
действительные корни характеристического
уравнения системы.
Периодические колебания пред-
представляют собой результат наложения п за-
затухающих синусоидальных кривых:
где — hi + jgi = Yn —hx — JSi = V2K —
... —hn -f jgn = Y2n-i. —hn — ign =
= Yan — попарно сопряженные комплекс-
комплексные корни характеристического уравнения
системы.
Гранично - апериодические
колебания представляют собой промежуточ-
промежуточный случай' между рассмотренными выше:
*св @ = e~ht fa + CJ-l \- Cqtq-X),
где —h = Yt — вещественный корень харак-
характеристического уравнения, имеющий крат-
кратность q.
Характеристики линейных
систем
Комплексная частотная
характеристика системы К (со) опре-
определяет амплитуду и фазу гармонического сиг-
сигнала на выходе в зависимости от амплитуды,
фазы и частоты гармонического сигнала на
входе:
= а(ю) + /6 (со),
где Q (/со) — оператор системы; 35 (ш) — мо-
модуль комплексной частотной характеристики
системы — частотная характеристика;
Ф (со) — аргумент комплексной частотной
характеристики системы —t фазовая характе-
характеристика; о» (со) — действительная часть;
Ь (<о) — мнимая часть.
Частотная характеристика
системы 53 (со) выражает зависимость отно-
отношения амплитуд гармонических колебаний
на выходе (х0) и на входе (у0) системы в за-
зависимости от частоты:
св @ =
-hbt
93 (со) = -3L =t | К (со)| = /а2(со)-|-6аИ-
Ум
Фазовая характеристика
системы ф (со) выражает зависимость сдвига
147
фазы колебаний на выходе и на входе от ча-
частоты:
Ф (со) = arg К (to) = arctg ¦
а (о))
В линейной системе, состоящей из ряда
последовательно соединенных устройств,
частотная характеристика определяется
произведением частотных характеристик
этих устройств:
п
33 (о) = П ®* (w).
системы на воздействие единичной импульс-
импульсной функции 8 (t) (импульса Дирака):
Комплексную частотную характеристику
системы можно определить с помощью пря-
прямого преобразования Фурье:
= J
Фазовая характеристика такой системы
определяется как сумма фазовых характери-
характеристик входящих в нее устройств:
Частотные и фазовые характеристики ли-
линейных систем не являются независимыми
одна от другой.
Переходная функция системы
h {t) является аналитическим выражением
реакции системы на воздействие единичного
напряжения / (t):
2я
/со
Временная характеристика
системы g (t) является реакцией линейной
Ниже приведены показатели, характеризу-
характеризующие действие линейных систем.
Коэффициент передачи уси-
усиления К' в децибелах (дБ) определяется
соотношением
К' = 20 Ig К = 20 lg
Коэффициент усиления системы, состоящей
из ряда последовательно соединенных узлов
и блоков, равен сумме их коэффициентов уси-
усиления, выраженных в децибелах. Перевод
коэффициентов усиления, отношений мощно-
мощностей и процентов в децибелы приведен
в табл. III.1.
Выходное напряжение харак-
характеризует усилители. Номинальное выходное
напряжение (мощность) — наибольшее на-
напряжение, при котором искажения не превы-
превышают заданной величины.
Таблица III.1
Перевод коэффициентов усиления К, отношений мощностей Р
и процентов в децибелы
Деци-
Децибелы
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
к __ "вых
К~ "вх
1,000
1,122
1,259
1,413
1,585
1,778
1,995
2,239
2,512
2,818
3,162
3,548
3,981
4,467
5,012
Проценты
100
89,13
79,43
70,79
63,1
56,23
50,12
44,67
39,81
35,48
31,62
28,18
25,12
22,39
19,95
вых
Рвх
1,00
1,259
1,585
1,999
2,512
3,162
3,981
5,012
6,310
7,943
10,000
12,59
15,85
19,95
25,12
Деци-
Децибелы
15
16
17
18
19
20
30
40
50
60
70
80
90
100
120
„ _ "вых
«вх
5,623
6,310
7,079
7,943
8,913
10,000
31,62
10"
316,2
103
3,16-103
104
3,16-10*
10»
10е
Проценты
17,78
15,85
14,13
12,59
11,22
10,00
3,160
1,00
—
0,1
—
0,01
—
0,001
0,0001
вых
^вх
31,62
39,81
50,13
63,10
79,43
10»
103
10*
105
106
Ю7
10е
10е
1010
1012
148
Номинальное входное на-
напряжение — величина, подаваемая на
вход усилителя для получения на его выходе
номинального выходного напряжения (мощ-
(мощности).
Входное сопротивление
(импеданс) — сопротивление входных
цепей системы для источника гармонического
сигнала; оно является функцией частоты.
Динамический диапазон ре-
регистрации (в дБ) — отношение ампли-
амплитуды максимального гармонического сигнала,
прошедшего через систему при заданном
уровне допустимых нелинейных искажений
(например, не более 3%, 3 дБ и т. д.), к ам-
амплитуде аппаратурных шумов, приведенных
ко входу системы (иногда к среднему квадра-
тическому значению входных шумов).
Нелинейные искажения
возникают в отдельных узлах тракта вслед-
вследствие нелинейности характеристик элементов
и приводят к появлению на выходе системы,
возбуждаемой гармоническим источником,
второй и высших гармоник.
Коэффициентом нелиней-
нелинейных искажений называют отноше-
отношение „корня квадратного из суммы квадратов
амплитуд всех гармоник сигнала к амплитуде
основной гармоники:
Средней (резонансной) ча-
частотой является сотах, при которой си-
система имеет максимальную чувствительность
(максимальное значение частотной характе-
характеристики).
Логарифмическая крутиз-
крутизна Sjj частотной характеристики опреде-
определяется соотношением
„ _ dln%(<o) _
Крутизна частотной ха-
характеристики 5 в децибелах на ок-
октаву (дБ/октава).
*<•>-*"»
Граничной частотой ыгр назы-
называют частоту, при которой чувствительность
системы достигает выбранного уровня отно-
относительно максимального значения. Принято
определять граничную частоту на уровне
0,707 (—3 дБ) от максимального значения ча-
частотной характеристики. Различают гранич-
граничные частоты со стороны нижних w"p и верх-
верхних 0)®р частот.
Шириной полосы
ния называют разность
где (о2 = 2@! A октава).
Крутизну в децибелах обычно вычисляют при
условии (о2 = о)гр. Соотношения между
Sj, (u>) и S (<о) приведены в табл, II 1.2.
Логарифмический декре-
Логарифмический декремент затухания А представляет со-
собой десятичный логарифм отношения двух
соседних амплитудных значений одинакового
знака, снятых с записи колебаний системы:
кт
А = lg е = -— lg e,
где h — коэффициент затухания системы
(h=-=-.—-); Т — период колебаний.
\ Т lg e /
Для расчета линейных систем применяют
интегралы Фурье, Дюамеля и методы опера-
операционного исчисления [25].
пропуска-
пропуска§ 24. ХАРАКТЕРИСТИКИ
СЕЙСМИЧЕСКИХ СИГНАЛОВ
Динамический диапазон сигналов Dc (соот-
(соотношение амплитуд наиболее сильного и ми-
минимального из регистрируемых сигналов)
в сейсморазведке MOB на суше обычно не
нч превышает 100—120 дБ; на море Dc может
^гр* достигать 150 дБ и более. Преобладающие
Таблица Ш.2
Соотношение значений крутизны S и логарифмической крутизны 5Л
33 (©s)/® К)
5Л
S, дБ/октава
1
0
0
2
1
6
4
2
12
8
3
18
16
4
24
32
5
30
64
6
36
128
7
42
256
8
/
48
512
9
54
1024
10
60
149
Рис. 111.2. Диапазоны изменения абсолют-
абсолютных значений амплитуд и частот сейсми-
сейсмических сигналов.
1—4 — данные соответственно сейсмологии, боль-
больших взрывов, ГСЗ и невзрывных источников;
5 — средний уровень микросейсм; 6 -г- среднее
квадратическое отклонение амплитуд микросейсм
от осредняющего графика
частоты существенно^ различаются при раз-
разных модификациях % сейсморазведки. На
рис. III.2 на основании обобщения большого
объема экспериментальных данных показаны
диапазоны изменения абсолютных значений
амплитуд и частот сейсмических сигналов
(продольные волны), регистрируемых MOB и
КМПВ, ГСЗ, методами сейсмологии (земле-
(землетрясения с энергией выше 9—10 классов) и
от больших взрывов при глубинных исследо-
исследованиях, а также средний уровень амплитуд
фона микросейсм. Для сравнения приведены
также результаты изучения параметров сей-
сейсмических сигналов от импульсных невзрыв-
невзрывных источников ГСК-Ю.
§ 25. СЕЙСМОПРИЕМНИКИ, КАБЕЛИ
Сейсмоприемники
Сейсмоприемники представляют собой
устройства для приема сейсмических волн и
преобразования механических колебаний
почвы в электрические напряжения. Сейсмо-
Сейсмоприемники классифицируют в зависимости
от их назначения и типа электромеханиче-
электромеханического преобразователя. Различают полевые
(наземные), скважйнные и морские сейсмо-
сейсмоприемники.
В наземной и скважинной сейсморазведке
применяют сейсмоприемники с индукцион-
индукционными электромеханическими преобразова-
преобразователями; в морской сейсморазведке — преиму-
150
щественно сейсмоприемники с пьезоэлектри-
пьезоэлектрическими преобразователями.
Сейсмоприемники с индукционными элек-
электромеханическими преобразователями. Сейс-
Сейсмоприемники подразделяют на электродина-
электродинамические и электромагнитные. Первые ха-
характеризуются малыми значениями инертной
массы, в них использовано магнитное зату-
затухание, что упрощает конструкцию прибора
в целом. В электромагнитных приемниках
значения инертной массы, габаритов и массы
приборов относительно велики; используется
жидкостное затухание.
Сейсмоприемник можно рассматривать как
линейную электромеханическую систему,
имеющую вход и выход. Дифференциальное
уравнение индукционного сейсмоприемника
устанавливает связь между скоростью сме-
смещения корпуса (почвы) относительно непо-
неподвижной системы отсчета и возникающим на
выходе переменным напряжением:
+Ки = -—-±-Ь
где Z = Zx + Z2 — суммарное сопротивле-
сопротивление катушки преобразователя (Zi) и нагрузки
(Za), на котором падает напряжение и (t);
М — инертная масса; | (t) — скорость сме-
смещения корпуса (почвы); Н — коэффициент
демпфирования; ЯК = —г- — к о э ф ф и -
х
циент электромеханической
связи (КЭМСУ, устанавливающий соотно-
соотношение между возникающей э. д. с. ? и ско-
скоростью относительного смещения инертной
массы и являющийся мерой чувствительности
сейсмоприемника.
При чисто активных сопротивлениях ка-
катушки (zt — Rx) и нагрузки (Z2 = R2) урав-
уравнение приобретает вид
й -f- 2/ш + nlu = —сп,
где т) = | — скорость смещения; 2Л =
= —^—- — коэффициент затухания сейсмо-
приемника ( Н1 = у, п, =^ 2я/0 =
= 1/ тт — собственная частота сейсмоприем-
сейсмоприемника; а = 75—г~7Г" Полагая г\ = 0, получают
1
дифференциальное уравнение свободных ко-
колебаний сейсмоприемника:
й -\- 2hii -f п%и = 0.
Из характеристического уравнения y2 ~f~
-f- 2Лу+ «о = 0 находят его корни: Yi,2 ~
= —h
Так же как и в случае рассмотрения сво-
свободных колебаний линейной системы (см.
§ 23), здесь имеют место три вида свободных
колебаний инертной массы.
1. п0 > h, периодический режим, инертная
масса совершает затухающие гармонические
колебания.
2. n0 < п% апериодический режим, колеба-
колебания имеют вид затухающей кривой.
3. п0 = h, гранично-апериодический (кри-
(критический) режим, представляющий наиболь-
наибольший интерес для практического использова-
использования.
Частотная и фазовая характеристики сей-
смоприемника с электромагнитным затуха-
затуханием имеют вид
{nl — со2J + со2т2 (л2г — со2J
где
т = —=- (L =
R
внешняя нагрузка —
чисто активная);
<pH=arctg
сот
о2 — п2,
На рис. Ш.З представлено семейство ча-
частотных характеристик сейсмоприемника
с электромагнитным затуханием для случая
L 2 V М '
Сейсмоприемники с пьезоэлектрическими
преобразователями. Приборы этого типа ши-
широко применяют при сейсморазведке на аква-
акваториях, при ультразвуковом каротаже сква-
скважин и моделирований сейсмических процес-
процессов. Пьезоприемники по сравнению ? прием-
приемниками смещения менее чувствительны к ми-
Рис. Ш.З Частотные характеристики ин-
индукционного сейсмоприемника с электро-
электромагнитным затуханием
Рис. II 1.4. Эквивалентная схема пьезо-
пьезоэлектрического сейсмоприемника
Пунктиром показаны элементы схемы, эквивалент-
эквивалентные собственно пьезоприемнику; R — нагрузка;
I. — самоиндукция трансформатора на входе уси-
лятелэт
Таблица II 1.3
Технические характеристики сейсмоприемников
-Характеристика
Собственная частота, Гц
Сопротивление катушки, Ом
Сопротивление шунта, Ом
КЭМС, В/ (см с)
1
Габариты;
высота, мм
диаметр, мм
Масса прибора, кг
С-110
10
250
750
0,14
97
27
0,15
С-130
30
250
510
0,12
97
27
0,15
C-20S-
5
230
—
0,32
135
42
0,5
СК-1П
1
2000
—
140
(при разомк-
разомкнутой цепи
катушки)-'
240
270X420
15
СВ-10Ц
10
260
910
0,16
61
(без штыря)
58
0,19
151
ФЗЗ
Рис. II 1.5. Устройство электродинамического
сейсмоприемника СВ-10Ц.
/ — магнитная система; 2 — катушка; 3 — кол-
колпачок; 4 — пружина; 5 — регулировочное
кольцо; 6 — шайба; 7 — прижим; 8 — лепесток;
д _ упорное кольцо; 10 — гайка; // — уплотни-
тельное кольцо; 12 — винт; 13 — резистор;
14 — трубка; 15 — уплотнительная замазка
кросейсмам и специфическим водным поме-
помехам, не требуют контроля установки (сфери-
(сферическая характеристика направленности в диа-
диапазоне от 3 до 70 Гц), а малые их габариты
допускают осуществление различных схем
группирования и компоновку приемников
в плавающих шланговых и бесшланговых
устройствах (см. § 34).
В пьезоприемниках, основанных на пря-
прямом пьезоэффекте, происходит непосредст-
непосредственное преобразование механического давле-
давления в электрические напряжения. В безгра-
безграничной среде это давление р (t) определяется
соотношением
Где р — плотность жидкости; vp — скорость
распространения в ней продольной сейсми-
ds
ческой волны;
dt
— скорость относитель-
относительного перемещения частиц жидкости. Опреде-
Определяя изменение давления в жидкости, изме-
измеряют скорость смещения ее частиц.
На рис. III.4 представлена эквивалентная
схема пьезоэлектрического сейсмоприемника.
Дифференциальное уравнение пьезоприем-
ника аналогично уравнению индукционного
приемника с чисто активной электрической
частью, и, следовательно, все выводы, из-
изложенные выше, справедливы и для пьезо-
приемников.
Устройство сейсмоприемников. Основные
технические характеристики отечественных
индукционных сейсмоприемников приведены
в табл. III.3.
На рис. III.5 показано устройство, а на
рис. III.6 — общий вид сейсмоприемника
а
Рис. III.6. Общий вид электродинамического сейсмоприемника СВ-10Ц.
а — преобразовательная система; б — базовый блок; в — общий вид прибора в корпусе со штырем
152
СВ-10Ц, выполненного с учетом более высо-
высоких требований цифровой регистрации (не-
(нелинейные искажения 0,2%).
В последнее время Начали применяться
сейсмоприемники, не требующие ориенти-
ориентировки и монтируемые непосредственно в по-
полевом сейсмическом кабеле (косе). Для работ
по методам поперечных и обменных волн,
поляризационному ВСП используются гори-
горизонтальные и трехкомпонентные (например,
СК.-Ш) сейсмоприемники.
Сейсморазведочные кабели
Для передачи сигналов от сейсмоприем-
ников к входам регистрирующих систем слу-
служат специальные магистрали связи — сей.-
сморазведочные косы (кабели), которые со-
состоят из отдельных сегментов, соединяемых
между собой разъемами, и выводов для сей-
смоприемников или их групп (пауков).
К линиям передачи сигналов в наземной
сейсморазведке предъявляются следующие
требования: относительно низкое удельное
сопротивление; малый наружный диаметр;
минимальная масса; способность выдержи-
выдерживать наружную температуру в диапазоне от
—40 до +50 °С; относительно высокая раз-
разрывная прочность; покрытие устойчивой,
эластичной изоляцией с высоким сопротив-
сопротивлением, большое число встроенных токопро-
водящих пар, обеспечивающих возможность
монтажа выводов для сейсмоприемников (или
их групп).
В табл. III.4 приведены параметры кабе-
кабелей КПСВ-27 и КЦПВ-74 отечественного
производства.
Для проведения скважинных сейсмиче-
сейсмических работ обычно используют стандартные
каротажные кабели, при работах на аквато-
акваториях — плавающие морские косы (см. § 34).
Сейсмоприемники подсоединяют к кабелю
с помощью разнообразных контактных изо-
изолированных соединителей (клипсов, штек-
керных разъемов, штепселей и др.).
§ 26. АНАЛОГОВАЯ МАГНИТНАЯ
ЗАПИСЬ И ВОСПРОИЗВЕДЕНИЕ
Общие сведения [107]
Магнитная запись основана на использо-
использовании свойства ферромагнитных тел намагни-
намагничиваться при воздействии на них магнитного
поля и сохранять остаточное» намагничива-
намагничивание при выходе из этого поля.
Прямая запись. Сигналы поступают непо-
непосредственно на магнитную головку и запи-
записываются на магнитный носитель. Запись
осуществляется без подмагничивания носи-
Основные технические характеристики полевых
сейсморазведочных кабелей
Табдица II 1.4
X арактеристика
Номинальный наружный диаметр, мм
Рабочее напряжение (постоянный ток), В
Число токоведущих жил
Число токоведущих пар
Строительная длина, м
Изоляция и толщина изоляции жил, мм
Изоляция и толщина изоляции оболочки, мм
Материал
Толщина токоведущих жил, мм
Расчетная масса 1 км, кг
Сопротивление токопроводящих жил, приведен-
приведенное к длине 1 км, Ом
Сопротивление изоляции каждой жилы по отноше-
отношению к другим, МОм
Разрывное усилие, Н
Диапазон рабочих температур, °С (при относитель-
относительной влажности воздуха до 98%)
КПСВ-27
8,7
24
27
До 13.
400
Полиэтилен; 0,3
Поливинилхло-
Поливинилхлорид; 1,2
Сталемедная
0,4
86
550
150
980
—50 — +50
КЦПВ-74
19,5
24
74
До 37
400
Полиэтилен; 0,3
Поливинилхло-
ридный пласти-
пластикат; 2
проволока
0,5
330
400
100
4900
_40 — +60
153
теля и с подмагничиванием в постоянном
или переменном поле. Магнитная головка
состоит из кольцевого сердечника с зазором,
набранного из изолированных пластин маг-
магнитного сплава, и обмотки из тонкого про-
провода. Носитель, перемещаемый мимо зазора
сердечника, намагничивается с напряжен-
напряженностью, пропорциональной току сигнала.
Благодаря своей простоте прямая запись
нашла широкое применение в аппаратуре,
используемой при работах MOB. Основными
недостатками этого способа являются отно-
относительно большие нелинейные искажения
при записи и воспроизведении (до 3%),
существенная зависимость качества записи
от стабильности средней скорости движения
магнитоносителя и ограниченный частотный
диапазон. -J
Частотно-модулированная (ЧМ) запись.
При этом способе записывается не сам сиг-
сигнал, а результат его преобразования по ча-
частоте, линейно связанный с мгновенным зна-
значением амплитуды входного сигнала. Частот-
Частотно-модулированная запись позволяет суще-
существенно расширить частотный диапазон реги-
регистрации и уменьшить уровень нелинейных
искажений. Она применяется в основном
в аппаратуре для КМПВ и ГСЗ.
Способ широтно-импульсной модуляции
(ШИМ). Сигналы предварительно преобра-
преобразуются в импульсы прямоугольной формы,
длительность которых пропорциональна ам-
амплитуде входного сигнала. Способ ШИМ об-
обладает примерно теми же достоинствами по
качеству передачи сигналов и частотному
диапазону регистрации, что и ЧМ запись,
но это также достигается усложнением про-
процесса записи.
Фазо-модулированная (ФМ) запись. Сиг-
Сигналы записываются после того, как смещают
фазу несущей в обе стороны относительно
номинала.
Магнитный носитель (магнитную ленту)
изготовляют на основе пленок из диацетил-
целлюлозы, триацетилцеллюлозы и лавсана
толщиной 40—70 мкм, с нанесенным слоем
тонкоразмолотого Fe2O3 или Fe3O4.
Для цифровых систем «Волжанка» и «Про-
«Прогресс» (см. § 30) используют, например,
ленту В4502-12, где В — индекс основного
назначения (вычислительная техника), 4 —
индекс основы (лавсан), 5 — индекс толщины
ленты D5 мкм); 02 — номер технологической
разработки, а 12 — индекс ширины ленты
A2,7 мм).
Магнитные регистраторы [32, 98]
Магнитные регистраторы предназначены
для записи и воспроизведения сейсмических
колебаний. По конструктивным особенностям
154
они подразделяются на четыре основные
группы:
1) барабанные, носитель в которых рас-
располагается на вращающемся барабане;
2) рулонные ленточные, в которых осущест-
осуществляется перемотка носителя с одной катушки
(бобины) на другую;
3) дисковые, где запись ведется на носитель,
выполненный в форме диска из ферромагнит-
ферромагнитного материала;
4) петлевые ленточные, в которых носи-
носитель — бесконечная петля, вращаемая спе-
специальным роликовым приводом.
Основными функциональными узлами всех
типов регистраторов являются блоки гото-
готовок (записи, воспроизведения, стирания) и
приводы с лентопротяжным механизмом, осу-
осуществляющие транспортировку носителя
в процессе записи и воспроизведения. Преду-
Предусматриваются также устройства, осущест-
осуществляющие усиление и формирование сигналов,
их коммутацию, маркировку и индикацию.
Общим требованием ко всем регистраторам
является равномерность движения магнит-
магнитного носителя.
Регистраторы БМР-I и БМР-П. На
рис. IIL7 приведена блок-схема параметри-
параметрического ряда регистраторов БМР для раз-
различных модификаций сейсморазведочных
станций «Поиск», предназначенных для MOB
(см. § 28). Весь ряд построен на единой блоч-
блочной основе и включает следующие основные
узлы: привод 1, основание 2, согласующие 3 и
вспомогательные 4 усилители, усилители под-
магничивания 5, панель управления 6, бара-
барабаны для крепления магнитной ленты 7 и для
бумаги 8 (только для аппаратуры с пока-
нальным воспроизведением), плиту 9, то-
тонармы с блоками головок (на рис. III.J не
показаны).
Привод передает вращение от стабилизи-
стабилизированного двигателя ДС-2 на вал с жестко
закрепленными на нем барабанами. Стабили-
Стабилизация двигателя (и вращаемых им барабанов)
осуществляется кварцевым генератором
СЧК-7. Согласующие усилители служат для
согласования при записи выходов сейсмиче-
сейсмических усилителей с обмотками магнитных
головок, а вспомогательные усилители пред-
предназначены для усиления импульсов отметки
момента возбуждения, вертикального вре-
времени и эталонных марок времени при их
воспроизведении.
Постоянство геометрических- размеров и
других параметров магнитных барабанов и
тонармов с блоками магнитных головок (за-
(закрепленное межведомственной нормалью)
обеспечивает согласование сейсморазведоч-
ной и сейсмообрабатывающей аппаратур.
Блок содержит 28 головок, в том числе 24
головки записи и воспроизведения сейсмиче-
сейсмических сигналов, 3 головки записи и воспроиз-
БМР-I-tfd
БМР-I- 72
БМР-К-24
БМР-Е-М
Рис. III.7. Блок-схема параметрического ряда барабанных магнитных регистраторов
Таблица III.5
Технические характеристики регистраторов БМР и РМР
Характеристика
Число трасс, реги-
регистрирующих сей-
сейсмические сигналы
Число служебных
Число запасных
трасс
Способ записи
Воспроизведение
Скорость транс-
транспортирования маг-
магнитной ленты, мм/с
Длительность за-
записи, с
Ширина магнит-
магнитной ленты, мм
Напряжение пи-
питания, В
Потребляемая
мощность, Вт
CS
а,
24
3
1
Прямая
ОО
Си
из
48
6
2
Си
CQ
72
9
3
см
1
Си
из
24
3
1
-
оо
-?
1
•7
О.
из
48
6
2
запись с высокочастотным подмагни-
чиванием
Одновременное
50, 100
6, 12
125
27
До 50
50, 100
6, 12
125
27
До 70
50, 100
6, 12
125
27
До 100
Поканальное
50, 100
6, 12
125
27
До 50
50, 100
6, 12
125
27
До 70
см
а,
Си
24
4
2
QO
(X
48
4
2
ЧМ запись
Одновременное
400
До 300
35
27
175
400
До 300
70
27
175
155
ведения марок времени, вертикального вре-
времени и сигналов отметки момента возбуждения.
Специальное прижимное устройство служит
для создания надлежащего контакта между
головками тонарма и надетой на барабан
лентой.
Усилитель подмагничивания обеспечивает
необходимое значение тока высокой частоты
в магнитных головках для подмагничивания
ленты.
В регистраторах БМР-П вдоль образую-
образующей барабана 8 по специальной каретке пере-
перемещается чернильный перописец, обеспечи-
обеспечивающий поканальное воспроизведение за-
записи на бумаге.
Регистраторы PMP-I-24 и PMP-I-48.
Эти регистраторы рулонного типа обеспечи-
обеспечивают ^регистрацию сейсмических сигналов
в сейсморазведочных станциях «Поиск»,
предназначенных для работ КМПВ и ГСЗ
(см. § 28).
В состав регистратора PMP-I-48 входят
лентопротяжный механизм с приводом и
блоками головок, пульт управления, два
двухканальных служебных модулятора-
демодулятора и панель вспомогательных
усилителей.
Лента протягивается двигателем ДС-2,
синхронизируемым кварцевым генератором
СЧК-7. В процессе записи лента сматывается
с магазинной кассеты (бобины) на приемную
и на своем пути прижимается к последова-
последовательно установленным трем восемнадцати-
дорожечным блокам магнитных головок. Для
подмотки и перемотки ленты применены
два электромотора постоянного тока МУ-50,
на валах которых расположены обе бобины
с лентой. С помощью четырех вспомогатель-
вспомогательных головок регистрируются и воспроизво-
воспроизводятся импульсы отметки момента возбужде-
возбуждения, эталонные марки времени, а также осу-
осуществляется звуковая маркировка ленты
(с целью облегчения расшифровки магнито-
магнитограмм). Вспомогательные усилители и моду-
модуляторы-демодуляторы предназначены для
записи и воспроизведения эталонных марок
времени и импульсов отметки момента воз-
возбуждения (звуковая маркировка выполнена
способом прямой записи).
Регистратор PMP-I-24 при вдвое меньшем
числе рабочих трасс сохраняет полную кон-
конструктивную и схемную преемственность
с PMP-I-48.
В табл. II1.5 приведены технические ха-
характеристики регистраторов БМР и РМР.
Регистратор станции СМОВ-0-24
(СМП-24). Регистратор (рис. III.8) состоит
из привода /, магнитного барабана 2, ленто-
лентопротяжного механизма (ЛПМ) для бумажной
ленты 3, тонарма с блоками головок 4,
каретки с перописцем 5 и блока контактов 6.
чПривод обеспечивает вращение вала ба-
барабана, вала ЛПМ и винта перемещения ка-
каретки с перописцем. В состав привода вхо-
входят электродвигатель ДС-2 и многоступенча-
многоступенчатая шестеренчатая передача. Предусмотрены
две скорости движения магнитной ленты —
50 мм/с A2 с/об) и 100 мм с F с/об), каждой
Рис. III.8. Регистратор станции СМОВ-О-24
156
из которых соответствуют две скорости про-
протяжки бумажной ленты: первой—100 и
200 мм/с, второй — 200 и 400 мм/с.
Лентопротяжный механизм предназначен
для перемещения диаграммной перфориро-
перфорированной бумажной ленты ЛПГ-120, склеенной
в кольцо. В состав ЛПМ входят барабан для
бумажной ленты, являющийся ведущим эле-
элементом ЛПМ, и три ролика — откидной, на-
направляющий и натяжной, определяющие
траекторию движения ленты.
В тонарме 4 установлены два блока ма-
магнитных головок, содержащих по 12 рабочих
головок и по две вспомогательные головки
для записи отметки момента возбуждения и
вертикального времени, контрольных марок
времени и программы усиления при
записи.
Перописец в процессе воспроизведения
записи перемещается с помощью каретки
в автоматическом режиме. Блок контактов
кулачков и микровыключателей расположен
справа от привода у( служит для управ-
управления работой станции в автоматическом
цикле.
Регистратор станции СМП-48-КМПВ.
Этот регистратор создан на базе основных
узлов регистратора станции СМОВ-0-24.
Линейная скорость перемещения магнитной
ленты 25 мм с или 100 мм/с; полезное время
записи соответственно 20 и 5 с.
Поскольку время между приходом отметки
момента возбуждения и первыми вступле-
вступлениями при работе методом преломленных
волн превышает длительность полезной за-
записи, регистрация отметки момента взрыва
осуществляется с временной задержкой до
100 с. Воспроизведение — поканальное с ис-
использованием принципа трансформации
частот. Поскольку частотный диапазон тракта
записи более низкочастотен, чем тракта вос-
воспроизведения, то воспроизведение осущест-
осуществляется при повышенной относительно за-
записи скорости перемещения ленты. Масштабы
воспроизведения 2:1 и 4:1.
Регистратор станции «.Кварц-h. Реги-
Регистратор обеспечивает регистрацию сигналов
способом прямой записи с высокочастотным
подмагничиванием.
Тип магнитного регистратора — петлевой;
запись осуществляется на стандартную пер-
перфорированную магнитную ленту шириной
35 мм, склеенную в кольцо. Для записи и
воспроизведения применены универсальные
магнитные головки, скомпонованные в еди-
едином восьмиканальлом блоке. Сейсмоэлектри-
ческие сигналы записываются шестью го-
головками, две вспомогательные головки ис-
используются для записи марок времени и от-
отметки момента возбуждения. Линейная ско-
скорость протяжки ленты 450 мм/с.
§ 27. ВИЗУАЛИЗАЦИЯ ЗАПИСИ
Применение магнитной записи требует ис-
использования средств воспроизведения сейсми-
сейсмических сигналов в визуальной форме, при-
пригодной для восприятия человеком. В сейсмо-
разведочной технике применяются следую-
следующие ередства визуализации сигналов: а) с?е-
толучевые (фотооптические) осциллографы,
в которых регистрация ведется на фотоноси-
фотоноситель (бумагу или пленку); б) чернильно-пи-
шущие регистраторы непосредственной за-
записи, наносящие изображение на бумажный
носитель; в) электрографические устройства
(в основном электростатические), о принципе
действия которых сведения даны ниже.
Первоначально широкое применение полу-
получили светолучевые осциллографы, а позднее—
чернильные перописцы и электрографические
регистраторы, позволяющие получать види-
видимое изображение записываемых сигналов
непосредственно при регистрации.
Светолучевые осциллографы [98]
В связи с внедрением магнитной записи
изменилось функциональное назначение све-
толучевых осциллографов, которые из
средств регистрации превратились в средства
контроля магнитной записи и ее визуализа-
визуализации при воспроизведении.
Осциллографы параметрического ряда ОС,
основные характеристики которых приведены
в табл. II 1.6, выполнены на унифицированной
элементной базе; ими комплектуются стан-
станции «Поиск». Для всех осциллографов ряда
ОС (рис. II 1.9) характерна трехъярусная
компоновка. В нижнем ярусе расположена
магнитная система с гальванометрами, в
среднем — основные узлы оптической схемы
и в верхнем — лентопротяжный механизм
с приводом, магазинной и приемной кассе-
кассетами.
Магнитные системы с 26 гальванометрами
карандашного типа представляют автоном-
автономные блоки, число которых в каждой модифи-
модификации ОС определяется числом регистри-
регистрирующих каналов.
Гальванометр (рис. ШЛО) состоит из под-
подвесной системы и корпуса. Подвесная система,
состоящая из рамки 6 с растяжками и зер-
зеркальца 7, закреплена на верхнем 9 и нижнем
4 контактах в цилиндрическом корпусе 5.
Верхний контакт 9 прижимается стопорным
винтом 10 к корпусу. Нижний контакт 4 изо-
лирован от корпуса изоляционной втулкой 3
и закреплен гайкой 2 и наконечником /.
Корпус гальванометра имеет впаянные по-
полюсные башмаки, расположенные против
рамки 6, и окно с линзой 8, через которую
световой пучок падает на зеркальце. Верхняя
157
часть корпуса закрыта пробкой 11 с внутрен-
внутренним шестигранником, позволяющим пово-
поворачивать гальванометр в блоке. Основные
параметры гальванометров приведены ниже.
Конструкция
Система
Собственная частота, Гц
Постоянная по току с уче-
А-м
том потерь в шунте,,
Чувствительность к напря-
напряжению (на частоте 40 Гц),
мм
"в"
Карандашные,
индивидуальные
Рамочная магни-
магнитоэлектрическая с
электромагнитным
затуханием
270 ±3%
До 2,6-10-*
Не менее 2,7-10»
Сопротивление
системы, Ом
Сопротивление
сигнала. Ом
подвесной 38 ±1
источника 300 ±5%
сигнала, им
Затухание гальванометров 0,65 ±0,05 крити-
критического
Неидентичность по фазово- Не более ±5-10~*
му сдвигу (на частоте 40 Гц),
с
Фокусное расстояние сфериче- 223
ской линзы, мм
Число витков в рамке 30,5
Марка провода и диаметр, мм ПЭЛ; 0,02
Размер зеркалец, мм 0,5x3x0,1
В осциллографах ОС источниками питания
маркировщиков времени служат кварцевые
генераторы калиброванной частоты.
Вращение ротора двигателя лентопротяж-
лентопротяжного механизма синхронизировано с помощью
кварцевого генератора, чем достигнута равно-
равномерность скорости протяжки бумаги с высо-
высокой степенью точности @,1—0,2%). Ско-
Скорость протяжки изменяется сменными зуб-
зубчатыми колесами в редукторе. В осцилло-
осциллографах предусмотрена схема автоматики,
обеспечивающая с помощью реле времени
определенную длительность цикла записи.
Таблица Ш.6
Технические характеристики сейсморазведочных осциллографов
X арактеристика
Общее число гальваноме-
гальванометров
в том числе рабочих
Сопротивление шунта, Ом
Ширина осциллографией
бумаги, мм
Емкость магазинной кас-
кассеты, м
Скорость движения бума-
бумаги, см/с
Маркировка времени, с
Потребляемая мощность,
Rt
DT
Габариты осциллографа,
мм
Масса осциллографа, кг
Длина оптического ры-
рычага, м
Фокусное расстояние ци-
цилиндрической линзы, мм
Тип привода лентопро-
лентопротяжного механизма
Лампа осветителя
Число ламп осветителя
Лампа маркировщика
Длительность цикла за-
записи в автоматическом ре-
режиме, с
ОС-8 \
26
24
100
150
25
10, 15, 20
30, 40, 60
0,01
115
300X375X240
20
0,2
14,1
ОС-9
52
48
100
300
25
10, 15, 20
30, 40, 60
0,01
130
485X375X240
30
0,2
14,1
ОС-10
78
72
100
400
25
10, 15, 20
30, 40, 60
0,01
165
585X375X240
40
0,2
14,1
ОС-12
64
48
20^5%
300
25
10, 15, 20
*30
0,01'; 0,05
250
480X480X468
56
0,2
. 14,1
Стабилизированный двигатель ДС-2
СЦ-78
1
СГ-2
3—15
СЦ-78
2
СГ-2
3—15
СЦ-78
3
СГ-2
3—15
Ультрафиоле-
Ультрафиолетовая ДСШ-120
1
Импульсная с
электронным
управлением
ИСШ-8
3—15
158
Рис. III.9. Осциллограф
в разрезе
К параметрическому ряду осциллографов
близки выполненные на базе ОС-8 переносной
вариант ОС-8А и осциллограф ОС-11, основ-
основным отличием которого является использо-
использование в качестве отметчика времени импульс-
импульсных ламп. ОС-П^ашел применение в цифро-
цифровых регистрирующих системах (см. § 30)
Параметры ОС-12 существенно отличаются
от параметров ОС-8, ОС-9 и ОС-10. В нем при-
применена специальная электрографическая
бумага ЭФП шириной 300 мм с покрытием
из окиси цинка. Параметры гальванометров
ОС-12 также отличаются от параметров галь-
гальванометров ОС-8, ОС-9 и ОС-10. Собственная
частота подвесных систем гальванометров
160 Гц, чувствительность гальванометров
к напряжению переменного тока частотой
40 Гц не менее 6 мм/мВ.
/ 2 3. 4
Рис. ШЛО. Гальванометр
7 8
Ю
159
Рис. 111.11. Устройство электродинамиче-
электродинамического перописца
Чернильно-пишущие
регистраторы (перописцы)
Использование перопишущих устройств
позволяет освободиться от фотообработки и
ускорить воспроизведение магнитной записи.
Существует несколько конструкций перопис-
цев; наибольшее распространение в устрой-
устройствах поканального воспроизведения полу-
получили электродинамические перописцы
(рис. III.11).
Катушка с обмоткой 3 подвешена на пру-
пружине 4 и свободно перемещается внутри коль-
кольцеобразного постоянного магнита /. Второй
конец пружины 4 прикреплен к стойке 6, под-
подвешенной на пружине 5 к корпусу. Вдоль
пружины 4, укреплена капиллярная трубка 2,
по которой на бумагу из бачка поступают
чернила.
Частотные характеристики перописца и
гальванометра аналогичны. Для расшире-
расширения полосы пропускания собственные ча-
частоты fx и /2 колебательных систем, образо-
образованных пружинами 4 и 5, выполняют раз-
различными (/, = 60-Н70 Гц, /2 = 1504-170 Гц).
Существенными недостатками пишущих
устройств являются ограниченность динами-
динамического диапазона регистрации B6-=-32 дБ);
недостаточная линейность системы при боль-
больших сигналах; трудности обеспечения иден-
идентичности при создании многоканальных перо-
писцев; неудобства, встречающиеся при ра-
работе с красящими веществами. Эти недо-
недостатки обусловили замену перописцевэлек-
перописцевэлектрографическими устройствами.
Электрографические устройства
Из различных видов электрографических
устройств наибольшее применение получили
электростатические визуализаторы, которые
обладают высокой скоростью; универсаль-
универсальностью и разрешенностью и не требуют фото-
фотообработки получаемых изображений. Изоб-
160
ражение наносится на сухую тонированную
полупроводниковую бумагу с помощью элек-
электростатического поля, обеспечиваемого уль-
ультрафиолетовым осветителем, либо путем кон-
контактной протяжки носителя через многоэлек-
многоэлектродную «гребенку». В устройствах [111]
использована обычная кинематическая схема
с высоковольтным ультрафиолетовым источ-
источником света, заряжающим бумажный носи-
носитель (например, ОС-12). Примерами контакт-
контактных устройств являются отечественные ви-
визуализаторы для сейсмостанций «Волжанка»
и «Прогресс» (см. § 30). Здесь заряд пере-
передается на носитель посредством многочислен-
многочисленных электродов, расположенных в изолиро-
изолированной среде головки с шагом 0,2 мм; изобра-
изображаемые графики, символы или векторы на-
наносятся на бумагу в виде множества точек,
обеспечивающих высокое качество изобра-
изображения. Заряженный обоими способами носи-
носитель слегка увлажняется жидким фреоном,
закрепляющим специальный краситель (то-
(тонер), через который проходит бумага. Такого
рода устройства чрезвычайно эффективны как
в качестве оперативных визуализаторов в ре-
регистрирующих системах, так и в роли алфа-
алфавитно-цифровых и графических печатающих
построителей для выдачи результатов обра-
обработки данных на ЭВМ (см. § 32). Они исполь-
используются также и в качестве мониторов, имея
преимущество перед мониторами, выполнен-
выполненными на электронно-лучевой трубке (ЭЛТ),
в том, что позволяют документировать полу-
получаемые данные, а не только просматривать
их. Длительному хранению получаемые из-
изображения обычно не подлежат; их недостат-
недостатком является ограниченный динамический
диапазон и необходимость использования
относительно высоких напряжений для за-
заряда бумаги или поджигания' осветителя.
§ 28. АНАЛОГОВЫЕ
СЕЙСМОРАЗВЕДОЧНЫЕ СТАНЦИИ [32, 98]
В СССР при производстве аналоговых стан-
станций использован принцип агрегатирования,
позволяющий обходиться при создании раз-
различных видов станций ограниченной сово-
совокупностью унифицированных функциональ-
функциональных блоков при максимальной стандарти-
стандартизации деталей.
Сейсморазведочные станции
нормального ряда «Поиск»
Основными функциональными блоками
сейсморазведочных станций нормального
ряда «Поиск» (рис. III.12) являются блок
усилителей /; блок фильтров 2; блок модуля-
модуляторов-демодуляторов 3; блок управления 4;
рулонный магнитный регистратор 5; бара-
барабанный магнитный регистратор 6, осцилло-
Поиск -J- 2k -КМПВ
Поиск-1-^8-КМПВ
Поиск -I- 24 -MOB-DB Поиск - I-48-M0B-0B
¦01
31—1
Е
01
01
ни
Поиск -1-72- MOB -OB Поиск -I- 24 -MOB- ПВ Поиск -1-Ь8- MOB - ПВ
1 1
в
ш
mm
Рис. III.12. Блок-схема нормального ряда аналоговой сейсморазведочной аппаратуры
граф 7; смеситель 5; усилитель воспроиз-
воспроизведения 9.
Каждый из указанных блоков (кроме бло-
блоков 3 и 9) представляет параметрический
ряд унифицированных блоков одного целе-
целевого назначения (табл. III.7).
Блок усилителей. Блок включает 12 уси-
усилителей, каждый из которых содержит пять
каскадов усиления, программный регулятор
(ПРУ) и систему автоматического регулиро-
регулирования усиления (АРУ) с раздельным управле-
управлением временами срабатывания и отпускания.
Вход и выход усилителей трансформаторный,
выходное напряжение изменяется ступенча-
ступенчатым регулятором. Различия между БУ-1-МОВ
и Б У-1-КМПВ весьма незначительны. Пре-
Предусмотрена коммутация режимов записи и
воспроизведения.
Блок фильтров. Блоки фильтров осущест-
осуществляют частотную селекцию сигналов при ра-
работе с блоками усилителей при разведке
КМПВ на суше и в морских условиях (БФ-1),
при работе MOB на суше (БФ-П) и при мор-
морской сейсморазведке MOB (БФ-1 II). Блоки
содержат раздельно управляемые фильтры
нижних (ФНЧ) и верхних (ФВЧ) частот.
В каждом блоке 12 фильтров D строенных
фильтра). Значения граничных частот и
крутизн срезов для различных блоков филь-
фильтров приведены в табл. III.8.
Блок модуляторов-демодуляторов. Он ис-
используется в аппаратуре для работ КМПВ
и ГСЗ и включает по 24 модулятора и демо-
демодулятора A2 сдвоенных модуляторов-демо-
модуляторов-демодуляторов). Модуляторы осуществляют пре-
преобразование предварительно усиленных сиг-
сигналов в сигналы, модулированные по ча-
частоте; демодуляторы предназначены для об-
обратного преобразования воспроизведенных
частотно-модулированных сигналов в напря-
напряжение.
Несущая частота C500 Гц), генерируемая
в модуляторе, при подаче на его вход сейсми-
6 Зак. 80
ческих сигналов отклоняется от номиналь-
номинального значения пропорционально мгновенному
значению входного напряжения. Крутизна
этого преобразования составляет 400 Гц/В;
максимальная глубина модуляции 50%. Вы-
Выход модулятора с помощью согласующего
каскада связан с магнитной головкой.
Блок управления. Кроме управления рабо-
работой сейсморазведочной станции блок осу-
осуществляет контрольно-поверочные функции.
В состав блока в числе других узлов входят
панель контроля усилителей, измерительная
панель, генератор низких частот, панель
программного регулирования, кварцевый
стабилизатор частоты (СЧК-7).
Сведения о магнитных регистраторах и
осциллографах приведены в § 26, 27.
Смеситель* Для осуществления селекции
по направленности применены двусторонние
смесители, обеспечивающие связь между ка-
каналами с коэффициентами смешивания 25, 35,
50%. Смеситель включается после регистра-
регистрации первых вступлений при помощи реле
времени, управляемого импульсом отметки
момента возбуждения или импульсом верти-
вертикального времени.
Усилитель воспроизведения. Он предназ-
предназначен для усиления сигналов, поканально
считанных с магнитной ленты. Вход усили-
усилителя согласован с обмотками магнитных го-
головок, трансформаторный выход его подклю-
подключен к перописцу. В усилителе предусмотрены
фильтры с широким набором фильтраций,
схемы АРУ и ПРУ, смеситель. Коэффициент
усиления составляет 10е, граничные частоты
ФВЧ 23, 35, 50, 70, 100, 160 Гц; ФНЧ—
25, 40, 55, 75, ПО, 160 Гц; предусмотрены
три крутизны срезов частотных характери-
характеристик — 12, 20 и 40 дБ /октава.
. Сейсморазведочные станции для КМПВ и
ГСЗ. Они представлены в нормальном ряду
двумя модификациями: Поиск-1-24-КМПВ и
Поиск-1-48-КМПВ. В станциях используется
161
Таблица Ш.7
Блок
Усилители
Фильтры
Модул ятор ы-демо-
ы-демодуляторы
Блок управления
Рулонный магнит-
магнитный регистратор
Барабанный маг-
магнитный регистра^
тор
Осциллограф
Смеситель
Усилитель вос-
воспроизведения
Состав блоков в
Шифр блока
БУ-1-КМПВ
БУ-1-МОВ
БФ-1
БФ-Н
БФ-Ш
БМД-1
БУП-1-24
БУП-Н-24
БУП-1-48
БУП-П-48
БУП-1-72
PMP-I-24
PMP-I-48
БМР-1-24
БМР-П-24
БМР-1-48
БМР-П-48
БМР-1-72
ОС-3
ОС-9
ОС-10
CMC-I-24
CMC-I-48
CMC-I-72
БУВ-1
га
с
1-24-
х
о
Е
2
2
1
1
1
—
—
—
_
1
—
1
_
—
аппаратуре «Поиск»
Число (
м
с
i
[-48-
и
S
о
ЕЗ
4
—
4
2
1
i
—
1
—
—
—
—
1
1
—
5локов
га
о
га
о
:-24-
i
О
С
2
—
2
—г
1
—
—
—
—
—.
1
—
—
1
—
1
—
в аппаратурном
m
О
га
о
00
i
и
S
о
С
4
4
—
—
1
—
—
—»
—
1
i
—
1
__
1
—
га
9
га
О
[-72-
о
X
О
С
6
6
,
—
—
.
1
—
—
—
—
—
1
—
1
1
комплексе
га
С
га
О
2
[-24-
s
О
С
2
—
2
—
—
1
-
—
—.
—
1
—
—
1
03
С
га
о
S
-48-.
и
О
С
4
__
4
—
—
1
—
—
—
—
—,
1
^_
-J.
—
_
1
и
?¦?
«я
Ох
•* и
к ?¦
о о
2
__
2
—
1
__
^_
—
1
—
1
1
__
—,
162
Граничные частоты и крутизны срезов
Таблица III.»
Блоки
БФ-1
БФ-И
БФ-Ш
Граничные
ФНЧ
7, 10, 15, 27, 30
20, 30, 50, 70,
100
18, 24, 32, 38, 48
частоты, Гц
ФВЧ
8, 11, 15, 20
25, 35, 50, 70,
100
20
Крутизны,
ФНЧ
16—18, 32—36
16—18, 32—36
20, 36—40
дБ/октава
ФВЧ
12—15
18—20, 36—40
12, 20
"частотно-модулированная запись при одно-
одновременном (осциллографическом) способе
воспроизведения записанных сигналов.
"Чувствительность канала 20 мм/мкВ, частот-
частотный диапазон 5—125 Гц.
Сейсморазведочные станции для MOB. Во
•всех пяти модификациях аппаратуры MOB
применена прямая магнитная запись. Спо-
-собы воспроизведения записанных сигналов
различны: одновременное в станциях
Поиск-I-24-MOB-OB, Поиск-I-48-MOB-OB
и Поиск-I-72-MOB-OB; поканальное
в станциях Поиск-I-24-МОВ-ПВ и
Поиск-I-48-МОВ-ПВ (последние две известны
¦и под названиями СМ-24 и СМ-48).
Чувствительность канала с одновременным
воспроизведением не менее 20 мм/мкВ; ча-
частотный диапазон 15—125 Гц. Динамический
диапазон сквозного тракта при совместной
-работе АРУ и ПРУ не менее 90 дБ, а при вы-
выключенных системах АРУ и ПРУ не менее
45 дБ.
Частотный диапазон аппаратуры MOB
•с поканальным воспроизведением составляет
10—120 Гц, динамический диапазон сквоз-
сквозного тракта с программным регулятором уси-
усиления достигает 100 дБ, а порог чувствитель-
яости равен 1 мкВ.
Сейсморазведочная станция
СМОВ-О-24 (СМП-24)
Станция имеет наибольшее применение при
¦полевых работах MOB. Позволяет осущест-
осуществлять регистрацию в режиме 8- и 16-кратного
накапливания слабых сигналов. Предусмо-
Предусмотрена возможность параллельной работы
двух станций. Станция СМОВ-О-24 обладает
высокими эксплуатационными характери-
характеристиками, обусловленными рациональными
•схемно-конструкторскими и технологиче-
технологическими решениями отдельных блоков и стан-
станции в целом. Отличается малыми габаритами
и массой, весьма экономична по потребляе-
потребляемой мощности, что обеспечивает ее эффектив^
ное использование в различных условиях.
Станция монтируется в различных транс-
транспортных средствах и легко может быть де-
демонтирована для работы в качестве перенос-
переносной аппаратуры. Основные характеристики
станции СМОВ-О-24 приведены ниже.
¦Способ регистрации Прямая магнит-
магнитная запись с под-
магничиванием
Число рабочих каналов 24
Число вспомогательных ка- 4
налов
в том числе:
канал отметки момента 1
возбуждения
канал отметки вертикаль- 1
ного времени
канал марок времени 1
6*
канал контроля програм-
программы усиления при записи
Размеры магнитной ленты
длина, мм
ширина, "мм
Полезное время записи, с
Способ воспроизведения
Масштаб воспроизведения
Питание станции, В
Габариты
блока записи, мм
блока регистрации, мм
Масса станции
блока записи, кг
блока регистрапии, кг
Потребляемая мощность:
в режиме, записи. Вт
в режиме воспроизведе-
воспроизведения, Вт
625
125
5 и 10
Поканальный, на
бумажную ленту
2:1 и 4 : 1
24
786X428X290
740X508X290
40
37
<85
На рис. III.13 изображен общий вид аппа-
аппаратурного комплекса, состоящего из двух
блоков: блока записи (/) и блока регистра-
регистрации (//). В блоке записи расположены 24
усилителя /, панель управления, блок и па-
панель измерений, усилитель записи верти-
вертикального времени, блоки программной регу-
регулировки усиления (ПРУ) записи и потенци-
потенцирующего усилителя (ПУ) 2.
В блоке регистрации располагается маг-
магнитный регистратор 3 (см. § 26), усилитель
воспроизведения, блок автоматики, квар-
кварцевый генератор СЧК-7, переговорное уст-
устройство и щиток питания 4.
На рис. II 1.14 приведена блок-схема стан-
станции СМОВ-О-24. От сейсмоприемников 1
электрические сигналы передаются по сейс-
сейсмической косе на входы усилителей записи 7,
которые осуществляют частотную селекцию,
усиление и регулировку амплитуд. Блоки ПУ
и ПРУ записи 6 связаны со схемой усилите-
усилителей записи. С выхода усилителей сигналы
через коммутатор 10 поступают в обмотки
магнитных головок, соединенных в два 14-ка-
нальных-блока 13, и регистрируются на маг-
магнитной ленте, укрепленной на барабане 14.
В режиме записи станция позволяет осу-
осуществлять до 16 накапливаний сигналов.
При регистрации каждого последующего
возбуждения тонарм смещается на .0,1 мм
(т. е. на 1/1в ширины сердечника магнитной
головки). Перед каждой записью нового воз-
возбуждения старая запись стирается так, что
от нее остается лишь Ч1в часть. После завер-
завершения накапливания все записанные трассы
представляют собой совокупность 16 дорожек
•шириной 0,1 мм, полученных при каждом
новом возбуждении. При воспроизведении
каждая магнитная головка считывает с ленты
одновременно все 16 дорожек, чем достигается
суммирование сигналов от всех возбужде-
возбуждений. Работа в режиме накапливания позво-
позволяет регистрировать слабые воздействия и
подавлять помехи (шумы, микросейсмы, про-
промышленные наводки и др.). В станции при-
применено поканальное воспроизведение, при
163
Рис. III.13. Общий вид станции СМОВ-О-24
котором магнитные головки поочередно под-
подключаются ко входу усилителя воспроизве-
воспроизведения 16 при помощи шагового искателя.
Этот усилитель содержит набор ФНЧ и ФВЧ
с различными частотами срезов и крутиз-
крутизнами; смеситель, позволяющий частично
суммировать сигналы соседних трасс; АРУ
и ПРУ с набором различных времен срабаты-
срабатывания и отпускания. С помощью этих средств
выб ирают оптимальные параметры воспроиз-
воспроизведения. Блок автоматики обеспечивает задан-
заданную последовательность работы систем стан-
станции в различных режимах при помощи на-
набора кулачков и микровыключателей 20,
имеющихся в регистраторе.
На блок-схеме показаны электродвигатель
ДС-2 15, привод 17, перописец 18 и барабан
для бумажной ленты 19, данные о которых
содержатся в описании регистратора (см.
§ 26). К вспомогательным устройствам отно-
относятся панели управления 4 и измерений 3;
системы отметки момента возбуждения и вер-
вертикального времени; блок автоматики; гене-
генератор марок времени СЧК-7 с делителем
частоты; переговорное устройство 8 с микро-
микрофоном 9, выносным громкоговорителем 5 и-
Рис. 111.14. Блок-схема станции СМОВ-О-24
164
взрывной машинкой 2; пульт управления //
и аккумуляторы 12.
Панели управления и измерений (КИП) по-
позволяют коммутировать входы усилителей за-
записи (в том числе соединять их параллельно),
проверять сопротивление входных линий и
сопротивление изоляции, контролировать
питающие напряжения, ток подмагничивания
и выполнять другие операции.
Получаемое на выходе делителя напряже-
напряжение частотой 100 Гц используется для марки-
маркировки времени и записи контрольного сиг-
сигнала для проверки усилителей записи и вос-
воспроизведения.
При параллельной работе двух станций они
соединяются кабелем, чт;о обеспечивает одно-
одновременный запуск двигателей и включение
ПРУ, а также синхронную регистрацию от-
отметки момента возбуждения. Одна из стан-
станций является ведущей, а другая ведомой.
Сейсморазведочная станция
СМП-48-КМПВ. Аппаратура создана на
основе схемно-конструкторских решений
СМОВ-О-24. В отличие от предшествующих
видов аппаратуры для КМПВ в ней исполь-
использован барабанный магнитный регистратор
со стандартными параметрами ленты (см.
§ 26), что позволяет обрабатывать магнито-
магнитограммы на аналоговых обрабатывающих уст-
устройствах. В станции СМП-48-КМПВ исполь-
используется принцип трансформации частот
(см. § 26).
§ 29. ЦИФРОВАЯ РЕГИСТРАЦИЯ
При цифровой регистрации сигналы, по-
поступающие от сейсмоприемников в аналого-
аналоговой форме, т. е. в виде непрерывных колеба-
колебаний электрических напряжений, преобра-
преобразуются в последовательность дискретных
импульсов двоичного цифрового кода, реги-
регистрируемых на магнитной ленте. Это позво-
позволяет непосредственно вводить данные
в ЭВМ для обработки. Процесс аналого-циф-
аналого-цифрового преобразования сигналов заклю-
заключается в их квантовании по вре-
времени (дискретизации) и кодировании ам-
амплитудных значений — квантовании
по уровню. Дискретизация представ-
представляет собой выборку текущего значения на-
напряжения (сигнала) в момент отсчета. Она
сводится к замене непрерывной функции
х (t), содержащей бесконечно большое число
значений, определенным (счетным) числом ее
мгновенных значений, взятых через опреде-
определенные (обычно равные) промежутки вре-
времени At. Если в момент времени t = k At
(k = 0, 1, 2...) дискретное (квантованное)
значение равно значению функции, то в пре-
пределах интервала времени At, т. е. между
соседними значениями фиксируемой вели-
величины, значение функции может быть восста-
восстановлено с определенной точностью, завися-
зависящей от частоты квантования / = l/At и при-
принятого метода аппроксимации. Отсчитывая
мгновенные значения функции х (t) через
интервалы времени At и пропуская на ко-
короткое время Ат в измерительное устройству
через электронный коммутатор (ключ) сиг-
сигнал х (t), подают на вход преобразователя
амплитудно-импульсную выборку напряже-
напряжения длительностью At с уровнем х (t) =
— х (k At). Этот импульс поступает в схему,
осуществляющую его сравнение с набором
(множеством) стандартных эталонных уров-
уровней и1э и2» •••> ип> связанных между собой
соотношением «t-= 2i~xu1 (i = 1, 2, ..., n).
Путем последовательного поразрядного
сравнения /измеряемого сигнала с эталон-
эталонными уровнями от наибольшего (старшего)
разряда ип до наименьшего (младшего) иг
с учетом коэффициента усиления усили-
усилителя записи, удовлетворяющего условию
х (k At) < 2un, осуществляется измерение
уровня (разрядного веса) сигнала (кванто-
(квантование его по уровню). Если в результате
первого акта сравнения сигнал окажется
меньше ип, то на соответствующем триггере
измерительного регистра установится «О».
Далее импульс сравнивается с уровнями
un-ir Un-2 и т. д., пока для некоторого
уровня ит не окажется выполненным усло-
условие ит<С х (ft Af) <C um+i; тогда на соответ-
соответствующем триггере установится «1», а в схеме
преобразователя образуется разностный им-
импульс xl (k At) = х (k Af) — um.
Далее импульс сравнивается с последую-
последующими уровнями, в триггерах которых запо-
запоминаются «нули» или «единицы» в зависимо-
зависимости от знака сравнения, образуя новые раз-
разностные импульсы
xt (k At) = хх (k At) — ut.
Процесс сопоставления разностных импуль-
импульсов с эталонными уровнями продолжается
до наименьшего (младшего) уровня иг.
В результате в триггер ном регистре преоб-
преобразователя аналог—код формируется соот-
соответствующая мгновенному числовому экви-
эквиваленту сигнала последовательность цифр
«1» и «0», передающая сигнал в двоичном
коде.
Запись числового значения сигнала в двоич-
двоичной системе счисления образуется путем одно-
одновременного считывания содержимого триг-
герной памяти (регистра) и занесения соот-
соответствующих двоичных чисел (слов) на маг-
магнитную ленту.
Квантование сигнала по времени (дис-
(дискретизация) схематически показана на
рис. II1-15, а, квантование по уровню (коди-
(кодирование) — на рис. 15, б и пример записи
8-разрядного кода на магнитную ленту — на
165
"n-l
Й T^
At
Ш
Ш
ш
Рис. III.15. Преобразование аналог—код
рис. III. 15, в(заштрихованные участки до-
дорожек соответствуют единицам, а чистые —
нулям).
В приведенном примере образовано слово
10011010, означающее, что измеряемое зна-
значение представляет собой сумму восьми раз-
разрядов уровней, записываемую как
x(kM)
4-
Тогда амплитуда импульса х (k At) может
быть записана в виде суммы:
x(kM) =(l-27 +
+ 1-23 + 0-22 + 1.21 Н-0-2°) Mi = + I54u±.
Для регистрации очередного значения
того же сигнала х (i) в следующий момент
времени (k -f- 1) А/ в схему сравнения про-
166
пускается другая амплитудно-импульсная
выборка, отстоящая от предыдущей на время
А?, и операция ее измерения повторяется. На
магнитной ленте в результате этой процедуры
записывается новая колонка (см.
рис. III. 15, в). Повторяя эту операцию после-
последовательно через интервал дискретизации А/,
можно зарегистрировать сигнал х @ в виде
дискретной последовательности чисе)Л (слов).
Непрерывный сигнал х (t) записывается
с большей детальностью при большей частоте
квантования по времени.
Частота квантования определяется на ос-
основании теоремы Котельникова, сформули-
сформулированной применительно к передаче информа-
информации по каналам связи А^тах = "о? для
непрерывных функций с ограниченным спек-
тром-частот, т. е. неограниченных во времени.
В практике сейсморазведки исследуемые про-
процессы имеют ограниченную длительность, т. е.
неограниченный спектр. Если ввести разум-
разумное допущение на ширину реального спектра,
общий смысл теоремы Котельникова, со-
состоящий в том, что функция определяется
на интервале Т совокупностью п = 2fT зна-
значений, сохраняется. Для обеспечения пере-
передачи сейсмических сигналов с искажениями,
не превышающими 3 дБ, необходимо, чтобы
частота квантования превышала граничную
частоту сигнала /гр в 4,14 раза.
Для уверенного преобразования сейсми-
сейсмических сигналов, лежащих в полосе частот,
не превышающих 100—120 Гц, частота кванто-
квантования по времени должна составлять 500 Гц,
т. е. выборки амплитуд сигнала по каждому
каналу должны осуществляться через 2 мс.
Сигналы, характеризующиеся меньшими ча-
частотами, дискретизуются с более высокой
точностью.
При выборе частоты квантования сейсмиче-
сейсмических сигналов необходимо изменять их ча-
частотный спектр таким образом, чтобы он рас-
располагался в области, не превышающей /кв'4«
При этом часть спектра, попадающую в об-
область частот выше /кь/4, необходимо подвер-
подвергать фильтрации до квантования.
Помимо высокочастотных составляющих,
содержащихся в спектре сигнала, появля-
появляются дополнительные высокочастотные по-
помехи вследствие погрешностей при кван-
квантовании по времени. Они также должны
быть подавлены. Для этой цели применяют
специальные избирательные низкочастотные
фильтры (антиаляйсинг, зеркальных частот)
имеющие граничную частоту /Гр = /W4 и
большую крутизну (до 80—100 дб/октава).
Преобразование аналоговой амплитудно-
импульсной выборки в двоичный код обеспе-
обеспечивается устройствами, называемыми ана-
аналого-цифровыми преобразо-
вателями. Поскольку сейсмические сиг-
сигналы в виде электрических напряжений од-
одновременно поступают по множеству кана-
каналов, для упрощения тракта регистрации
в цифровых системах применяется один ана-
аналого-цифровой преобразователь (ПАК).
С этой целью передача на вход преобра-
преобразователя сигналов от множества каналов
осуществляется с помощью коммутатора ка-
каналов, выполняющего временное уплотнение
(мультиплексирование). Коммутатор кана-
каналов, циклически последовательно во времени
передающий за определенный малый отрезок
времени на общий выход сигнал каждого из
каналов, обеспечивает дискретизацию много-
многоканальных аналоговых сигналов и их пере-
передачу в единый тракт цифрового преобразо-
преобразования и регистрации.
Поскольку цифровая регистрация позво-
позволяет осуществлять запись информации с вы-
высокой точностью, вполне очевидна необходи-
необходимость представления сигналов, лежащих, на
уровне аппаратурного шума @,1—0,5 мкВ),
большим числом разрядов. Такие сигналы до
подачи их на вход ПАК должны быть пред-
предварительно усилены. В наиболее широко рас-
распространенном ПАК, используемом в цифро-
цифровой сейсморазведочной станции, амплитудная
выборка, соответствующая одному Аи (эле-
(элементарному уровню) преобразования, равна
0,5—1,0 мВ. Для представления сигналов,
соответствующих уровню аппаратурного
шума с достаточной точностью, их выборки
на входе ПАК должны содержать не менее
80—100 Аи. Следовательно, до преобразова-
преобразования слабые аналоговые сигналы необходимо
усилить не менее чем в 50—100 тысяч раз,
а для обеспечения высокой точности их реги-
регистрации уровень искажений, вносимых в эти
сигналы усилительным трактом, не должен
превышать 0,1%, что требует использования
множества высокопрецизионных усилителей.
Для существенного снижения требований
к усилителям и упрощения аппаратуры в сов-
современных системах усилительный тракт раз-
разбит на две части: а) предварительные усили-
усилители, с небольшим усилением, число кото-
которых соответствует числу каналов, б) одни
общий усилитель с большим коэффициентом
усиления для всех каналов в тракте уплот-
уплотненной информации. Для передачи сигналов
от предварительных усилителей к общему
(основному) применяют коммутаторы сигна-
сигналов малого уровня, получившие такое назва-
название, поскольку они обеспечивают передачу
амплитудных уровней сигналов порядка до-
долей мВ [331].
Функциональная схема части тракта с од-
одним предварительным усилителем, одним клю-
ключом коммутатора каналов для сигналов ма-
малого уровня и усилителем в едином тракте
приведена на рис. III. 16.
Коммутирующий
импульс
Рис. III.16. Функциональная схема комму-
коммутатора каналов для сигналов малого уровня
Как видно из схемы, для передачи сигнала
с выхода сейсмического усилителя на вход
усилителя постоянного тока УПТ (входного
каскада основного усилителя) используются.
два синхронно работающих ключа /Сх и /Сг»
на которые одновременно подается коммути-
коммутирующий импульс. При подаче этого импульса
через замкнутый ключ Ki на вход основного
усилителя подается сигнал с активного вы-
выхода предварительного усилителя ПУ, а через
ключ/С2 ко второму входу основного усилителя
подключается пассивный (заземленный) вы-
выход ПУ. Различного рода помехи, появляю-
появляющиеся в длинных соединительных линиях,
связывающих вход основного усилителя
с остальными ключами, воздействуют на
активный и пассивный входы примерно оди-
одинаково. Поэтому в УПТ с высокоомным диф-
дифференциальным входом обеспечивается взаим-
взаимное подавление этих шумов и в сигналы, пере-
передаваемые через ключ коммутатора, дополни-
дополнительные шумы практически не вносятся.
Кроме того, устраняются импульсные помехи,
возникающие в ключевой схеме при комму-
коммутации. Приведенная схема позволяет надежно
коммутировать сигналы с амплитудой lo^-
20 мкВ, что упрощает схемы предваритель-
предварительного усиления, которые должны обеспечить
высокую идентичность.
Уплотненные во времени сейсмические сиг-
сигналы в виде амплитудно-импульсных выбо-
выборок поступают в единый для всех каналов
основной усилитель, где осуществляется
окончательное усиление сигналов, мгновенно
регулируемое системой с плаваю-
плавающей запятой (МАРУ).
Использование в основном усилителе си-
системы МАРУ связано с необходимостью со-
согласования входного динамического диапа-
диапазона станции с динамическим диапазоном
аналого-цифрового преобразователя. Так»
динамический диапазон сигналов на входе
системы (и выходе коммутатора каналов)
близок к 110—120 дБ, в то время как диапа-
диапазон наиболее часто применяемых 15-разряд-
15-разрядных преобразователей аналог—код состав-
составляет всего 84 дБ A4 разрядов + знак). От-
Отсюда возникает потребность сжатия сигналов
путем высокоточного регулирования их ам-
167
Рис. III.17. Цифровая запись на магнитную ленту.
а — двоичная запись; б — запись с разделением на мантиссу и характеристику; в — одновременная
регистрация нескольких сигналов
плитуд с возможностью последующего их вос-
восстановления.
Для регистрации сигналов в большей части
диапазона с погрешностью не выше 0,1%
они должны быть представлены после преоб-
преобразования как минимум 9—10-ю разрядами
двоичного кода. С требуемой точностью могут
быть зарегистрированы лишь сигналы в диа-
диапазоне 30—36 дБ, попадающие, в верхнюю
часть шкалы ПАК- Поскольку регистрация
сигналов с погрешностью 0,1% должна осу-
осуществляться в диапазоне не менее 70 дБ от
уровня максимального входного сигнала, то
необходимость автоматической регулировки
усиления очевидна. При использовании
МАРУ обеспечивается поддержание- уровня
сигналов на входе ПАК в пределах, при ко-
которых обеспечивается их кодирование с за-
заданной допустимой погрешностью.
Мгновенная автоматическая регулировка
усиления впервые предложена в нашей
стране [73]. В настоящее время она нашла
применение практически во всех современных
168
сейсморегистрирующих системах. Сущность
действия МАРУ заключается в непрерывном
слежении за уровнем сигнала. Это позволяет
за время лодачи на вход МАРУ выборки
сигнала данного канала произвести выбор
усиления, при котором обеспечивается изме-
измерение выборки преобразователем с погреш-
погрешностью не ниже 0,1%. С выхода основного
усилителя амплитудные выборки сигналов
подаются в аналого-цифровой преобразова-
преобразователь, осуществляющий их квантование по
уровн*ю; параллельный цифровой код после
соответствующего формирования поступает
в магнитный регистратор, где записывается
на ленту в виде кодовых импульсов.
Поскольку интенсивность сейсмических
сигналов быстро убывает со временем, ячейки
старших разрядов окажутся заполненными
только в начальные моменты после возбуж-
возбуждения колебаний (рис. III. 17, а). При этом
нижние дорожки магнитной ленты, соот-
соответствующие младшим разрядам, окажутся
свободными. Таким образом, на ленте обра-
зуется полоса между АА и ВВ, в пределах
которой- размещается вся полезная цифровая
запись; вне этой полосы лента практически
не используется. Использование МАРУ,
позволяющего предварительно оценивать уро-
уровень импульсов и изменять коэффициент уси-
усиления так, чтобы соблюдалось условие
ыл_1<С х (kAt) <C 2ип, позволяет рационально
заполнить магнитную ленту. При таком уров-
уровне измеряемого сигнала одна из верхних
дорожек магнитной ленты п или п — 1
всегда будет содержать запись, отличную от
нуля. Для достижения требуемой точности
достаточно записать р + 1 разряд
(рис. III. 17, б) при р « 10—13. Однако для
сравнения соседних выборок (отсчетов) не-
необходимо также зафиксировать мгновенные
значения коэффициента усиления К, при ко-
которых соответствующие импульсы подава-
подавались в схему, для чего необходимо дополни-
дополнительно г разрядов (обычно достаточно иметь
г = з — 4).
Таким образом, каждый отсчет мгновенного
значения сигнала составляется из двух двоич-
двоичных чисел — мгновенного значения коэф-
коэффициента усиления К, определяющего уро-
уровень отсчета сигнала — его характе-
характеристику, и отсчетного числа, измеренного
в схеме сравнения, называемого мантис-
мантиссой. Кроме того, добавляется разряд, оп-
определяющий знак измеряемого сигнала (при
этом «0» означает знак « + », «1» — знак
Время ot (рис. III. 17, в), требуемое для
измерения одного мгновенного значения сиг-
сигнала х (kAt), составляет всего 20—40 мкс;
оно на несколько порядков меньше интервала
квантования At. Чтобы избежать возникаю-
возникающих при такой записи неиспользуемых ин-
интервалов на ленте и рационально использо-
использовать промежутки времени, применяют вре-
временное уплотнение каналов (мультиплекси-
(мультиплексирование), которое, кроме того, позволяет
существенно упростить тракт регистрации,
сведя к минимуму количество и сложность
канальных элементов.
Способом временного уплотнения N-ка-
нальную сейсмограмму можно записать в виде
совокупности последовательных слов. Каж-
Каждую такую последовательность слов, содер-
содержащую отсчеты, относящиеся ко всем N
сейсмоприемникам, называют кадром.
Цифровая запись представляет собой последо-
последовательность кадров, сменяющих друг друга
через время At.
Последовательность слов с выхода аналого-
цифрового преобразователя поступает в фор-
маттер — устройство, формирующее запись
к виду, пригодному для фиксации на магнит-
магнитной ленте с заданным числом дорожек; здесь
же осуществляется разделение кадров и фор-
формирование тактовых и синхронизирующих
импульсов, позволяющих в дальнейшем вос-
воспроизводить цифровые коды. В форматтере
применяется также схема, позволяющая в ко-
кодовой форме записать необходимые сведения
об условиях получения сейсмограммы, ко-
которые наносятся в начальной части записи
до отметки момента возбуждения; здесь же
формируется адресная часть записи.
В цифровом регистраторе осуществляется
запись информации на ленту, скорость кото-
которой стабилизирована с погрешностью +2%
и обеспечивает достаточно высокую плотность
магнитной записи.
В настоящее время наибольшее распростра-
распространение получил 9-дорожечный формат записи
на ленту шириной 12,7 мм A/2 дюйма), со-
соответствующий стандарту ISO и отечествен-
отечественному. Каждое слово в таком формате записы-
записывается в двух или трех столбцах, группи-
группируемых различным образом (столбцы, обра-
образующиеся при этом, содержат по 9 разрядов
и называются байтами).
Использование 9- или 7-дорожечных фор-
форматов весьма целесообразно с точки зрения
последующей обработки, поскольку боль-
большинство современных ЭВМ рассчитано на
ввод информации с магнитных лент именно
этих форматов. Поэтому записи в формате
шириной 12,7 мм, характеризующиеся плот-
плотностью 32 имп/мм, могут быть введены в ЭВМ
для обработки с использованием штатных
ленточных, магнитных накопителей, тогда
как нестандартные форматы B0-, 21-дорожеч-
ные и другие) требуют применения специаль-
специальных вводных устройств, обеспечивающих
считывание и соответствующее переформиро-
переформирование ^долевых записей.
Возможно также применение 1 -дорожечного
формата, в котором цифры, образующие слово»
а также слова и кадры записываются после-
последовательно. Такой способ требует значитель-
значительного увеличения скорости протяжки носи-
носителя, повышения плотности записи на поря-
порядок (т. е. до 300 и более имп/мм) и использо-
использования при вводе в ЭВМ специальных уст-
устройств.
За рубежом форматы цифровой магнитной
записи стандартизованы Обществом геофи-
геофизиков-разведчиков (SEG); предусмотрено ис-
использование форматов:
SEG—А — для аппаратуры с бинарной
регулировкой усиления;
SEG—В — двухбайтовый формат для стан-
станций с МАРУ с записью кода
усиления в части третьего
байта;
SEG—С — трехбайтовый формат записи;
SEG—D — четырехбайтовый формат за-
записи, рассчитанный на перспек-
перспективное развитие цифровых
станций;
169
SEG—Y — обменный формат, предназна-
предназначенный для переформирования
записей из параллельной в по-
последовательную (потрассовую)
форму, наиболее удобную для
обработки ЭВМ.
В СССР утверждены формат С-1, приме-
примененный в цифровых системах «Волжанка»
и «Прогресс», а также формат С-2, отли-
отличающийся от С-1 расположением кода уси-
усиления и отдельными деталями. Формат С-2
нашел применение в сейсморегистрирующих
системах ССЦ.
§ 30. ЦИФРОВЫЕ
СЕЙСМО РЕГИСТРИРУЮЩИЕ СИСТЕМЫ
На рис. III. 18 приведена обобщенная ти-
типовая структурная схема цифровой сейсмо-
регистрирующей системы, да которой пока-
показаны основные узлы, входящие в состав лю-
любой цифровой сейсмостанции.
Сигналы от сейсмоприемников поступают
на широкополосные аналоговые предвари-
предварительные усилители (ПУ) /, обычно имеющие
трансформаторный вход, что ограничивает
пропускание инфранизких частот. В отдель-
отдельных случаях используется бестрансформатор-
бестрансформаторный вход, позволяющий регистрировать ча-
частоты от 0,1—0,5 Гц. Коэффициент усиления
ПУ 50—100.
В усилительном тракте осуществляется
аналоговая частотная фильтрация сигналов;
применяются три вида фильтров.
1. ФНЧ предназначен для подавления
высокочастотных помех, кратных частоте
квантования по времени (фильтры зеркаль-
зеркальных частот, заградительные, антиаляйсинг).
В зависимости от шага квантования A; 2;
4; 8 мс и т. д.) частоты среза (на уровне 3 дБ),
составляют соответственно 250; 125; 62,5;
31,25 Гц и т. д. Крутизны срезов ФНЧ обычно
достаточно велики F0—80 дБ/октава).
2. ФВЧ предназначены для подавления
интенсивных низкочастотных помех, связан-
связанных с поверхностными волнами; обычно со-
содержат несколько положений частот среза
A0; 15; 20 Гц) с крутизнами 12—24 дБ/ок-
тава.
3. Режекторные фильтры, предназначен-
предназначенные для подавления наводок от сети перемен-
переменного тока (фильтр-пробка) частотой 50 F0) Гц
с подавлением —40-5-60 дБ в полосе около
0,5 Гц.
Выходы усилителей / подаются на коммута-
коммутатор каналов 2, обеспечивающий дискретиза-
дискретизацию сигналов (квантование по времени)
путем последовательного циклического оп-
опроса всех каналов со строго определенной
частотой, а также уплотнение каналов во
времени (мультиплексирование). В современ-
современных системах используются 'коммутаторы
сигналов малого уровня (см. § 29). Дйскрети-
зованные сигналы всех каналов в виде ампли-
амплитудно-импульсных выборок по единому тракту
поступают в основной усилитель 3, осуществ-
осуществляющий окончательное усиление и регулиро-
регулирование сигналов с целью передачи широкого
динамического диапазона с помощью системы
МАРУ с плавающей запятой, которая обеспе-
обеспечивает высококачественную запись и совме-
совместима с современными ЭВМ.
С выхода усилителя 3 сигналы поступают на
преобразователь аналог—код (ПАК) 4, осу-
осуществляющий квантование по уровню (ко-
(кодирование). В современных системах обычно
используются аналого-цифровые преобразо-
Тракт регистрации
Тракт боспроиздедения
/2
ьсн
LHIK
Вспомогательные
каналы
Рис. III.18. Обобщенная структурная схема цифровой сейсморегистрирующей системы
170
ватели, действующие по принципу последова-
последовательного взвешивания и обеспечивающие пере-
передачу сигналов 15-разрядными двоичными чис-
числами A4+ знак). В некоторых системах ис-
используются преобразователи до 19 разрядов.
Эти числа, а также вспомогательные коды,
передающие временные соотношения, усиле-
усиление и другие, подаются в устройство 5,
обеспечивающее формирование кодов в со-
соответствии с избранным форматом записи.
Код с форматтера 5 записывается магнитным
регистратором 6 либо подается непосредст-
непосредственно в обрабатывающее устройство (осуще-
(осуществляется в компьютеризованных системах).
Магнитный регистратор 6 снабжен устройст-
устройствами для управления и контроля, автомати-
автоматической нумерации записей и маркировки их
начала и конца. Регистратором 6 заканчи-
заканчивается тракт записи.
Синхронизация всех устройств системы и
контроль за ее работой обеспечиваются уст-
устройством управления 7, содержащим высоко-
высокоточный (например кварцевый) генератор и
вырабатывающим необходимые управляю-
управляющие сигналы.
С целью контроля качества получаемых
записей предусматривается их воспроизве-
воспроизведение. Считанные с помощью воспроизводя-
воспроизводящего тракта регистратора 6 и усиленные схе-
схемами 8 кодовые сигналы подаются в систему
восстановления динамического диапазона,
после чего подвергаются действию цифрового
АРУ 9 и преобразуются в аналоговую форму
преобразователем код—аналог 10 на 8—12 раз-
разрядов, После демультиплексирования распре-
распределителем каналов Ц аналоговые сигналы
подвергаются фильтрации ФВЧ и ФНЧ,
регулируются по усилению, формируются
схемами 12 и регистрируются осциллографом.
Созданы различные модификации цифровой
От сейсмо-
приемни-
код
сейсморегистрирующей техники [111]: циф-
цифровые сейсморегистрирующие системы, спе-
специально предназначенные для морских ис-
исследований; аппаратура с цифровым накап-
накапливанием слабых воздействий, создаваемых
различными источниками возбуждения, в том
числе невзрывными; портативные переносные
сейсморегистрирующие системы для работы
практически в условиях любой местности,
допускающие монтаж в различных транспорт-
транспортных средствах при сохранении высококаче-
высококачественных технических характеристик.
Получают все большее распространение
телеметрические цифровые сейсморегистри-
сейсморегистрирующие системы, которые обеспечиваюгпере-
дачу уплотненных многоканальных сейсми-
сейсмических сигналов по ограниченному числу
линий связи; они содержат центральный
пульт регистрации, связанный проводом
с большим количеством выносных напольных
пунктов, обеспечивая запись информации,
поступающей от 500—700 сейсмоприемников
и более (или групп приборов) при переходе
к площадным сейсмическим исследованиям,
что представляет особую ценность. В процессе
регистрации сейсморазведочной информации
целесообразно реализовать ряд процедур
предварительной обработки. Это привело
к появлению компьютеризованных полевых
сейсморегистрирующих систем; представляю-
представляющих собой комплекс, включающий цифровую
сейсмостанцию и универсальную мини-ЭВМ
с необходимыми периферийными устройст-
устройствами.
Функциями мини-ЭВМ являются обеспече-
обеспечение автоматической диагностики регистри-
регистрирующей системы, включая контроль пара-
параметров сейсмического Канала; демультиплек-
демультиплексирование данных и поканальная запись
на магнитную ленту в заданном формате;
Рис. III. 19. Структура полевого компьютеризованного- сейсморазведочного комплекса.
/ — входной блок: 2 — предварительные усилители с фильтрами; 3 — блок управления входными
данными; 4 — коммутатор каналов малого уровня (мультиплексер); 5 — блок МАРУ; 6 — ПАК; 7
устройство управления; 8 — форматтер; 9 — спецпроцессор; 10 — накопители на ленте; // — на-
накопители на дисках; 12 — центральный процессор; 13 — оперативная память; 14 — расширитель ариф-
арифметический; 15 — дисплей на ЭЛТ; 16 — плоттер и печатающее устройство
171
управление источниками возбуждения любого
типа; генерирование сигналов с заданными
параметрами для управления излучателем
(например, при работе с «Вибросейсом»);
оценка качества получаемого материала пу-
путем вычисления корреляционных зависимо-
зависимостей; вертикальное суммирование (накапли-
(накапливание) с автоматическим масштабированием
и контролем качества данных, получаемых
от очередного возбуждения; редактирование
получаемых данных; введение статических
и кинематических поправок.
В некоторых вариантах полевых сейсмо-
регистрирующих систем выполняется пол-
полный комплекс обработки с выдачей времен-
временного разреза. Структура полевого компью-
компьютеризованного сейсморазведочного комплекса
показана на рис. III. 19.
Схемно-конструкторские особенности циф-
цифровых сейсморегистрирующих систем предъ-
предъявляют повышенные требования к составу
и точности применяемой элементной базы.
Усложнение схем вызвало переход к широ-
широкому использованию интегральных микро-
электронных модулей и большого числа пре-
прецизионных компонентов. Новая (по сравне-
сравнению с аналоговой аппаратурой) элементная
база в свою очередь потребовала создания
специальных условий для надежного функцио-
функционирования цифровых систем. С этой целью
кузова, в которых они монтируются, снаб-
снабжаются кондиционерами для поддержания
необходимых параметров воздуха (темпера-
(температуры, влажности и содержания твердых ча-
частиц).
Цифровая сейсморегистрирующая
система ССЦ-3 [73]
Блок-схема ССЦ-3 приведена на рис. III.20.
Сигналы от сейсмоприемников поступают
в аналоговый блок / на трансформаторные
входы предварительных усилителей, содержа-
-щих усилительный каскад / с фиксированным
коэффициентом усиления К = 50; ФНЧ 2,
предназначенный для подавления частот
/ > /кв/4 и высокочастотных помех (фильтр
состоит из двух одинаковых каскадов); ФВЧЗ,
предназначенный для подавления низкоча-
низкочастотных и имеющий две частоты среза и по-
положение «выключен»; режекторный фильтр 4
для подавления сетевых помех частотой 50 Гц;
ключи коммутатора каналов 5, осуществляю-
осуществляющего дискретизацию и временное уплотне-
уплотнение (узел 5 содержит 48 одинаковых ключе-
ключевых схем).
Сигнальные и пассивные выходы ПУ че-
через разные ключи подаются на общие входные
шины основного усилителя 6 с МАРУ.
Схема 6 содержит несколько последова-
последовательно соединенных каскадов, выход каждого
из которых связан с общей входной шиной
компаратора, где сигнал сравнивается с опор-
опорным напряжением. Выход компаратора уп-
управляет логической схемой, поочередно от-
открывающей ключи через каждые 33 мкс,
чтобы выборки сигналов усиливались до
значения, наиболее близкого к значению
полной шкалы ПАК- Это значение сигнала
является мантиссой выборки на выходе схе-
схемы 6, причем номер ключа, через который
Команда
на возбуждение
Отметка
момента
возбуждения
Включение ^.
осциллографа ОС-11
Рис. II 1.20. Блок-схема системы ССЦ-3
172
передана выборка сигнала, представляется
двоичным кодом и характеризует усиление,
записываемое впоследствии на ленте вместе
с мантирсой.
Выборка с выхода 6 запоминается схемой
фиксатора 8, устраняющей динамическую
погрешность, ^связанную с изменением вход-
входной величины за время квантования.
В преобразователе аналог—код 9, дей-
действующем по принципу последовательного
поразрядного взвешивания, формируются 15-
разрядный двоичный код числа и усиления,
а также служебные импульсы, которые че-
через форматтер 10 посылаются в усилители
записи // цифрового магнитного регистра-
регистратора /// для регистрации способом без воз-
возвращения к нулю с инверсией (БВНИ).
Общая синхронизация работы описанных
узлов осуществляется логической схемой уп-
управления и контроля 7.
Тракт воспроизведения начинается с голо-
головок МРЦ, считывающих с ленты кодовые им-
импульсы, которые усиливаются, формируются
схемами 12м посылаются в логический блок//,
где кроме блоков 6—10 расположены де-
форматер 13, десятиразрядный преобразо-
преобразователь код—аналог 14; схема восстановления
динамического диапазона, представляющая
собой делитель, управляемый считанным ко-
кодом усиления и обеспечивающий на выходе
истинное значение амплитуд каждой выбор-
выборки 15; усилитель с общим АРУ, обеспечиваю-
обеспечивающий постоянство выходного уровня при из-
изменении сигналов на входе в пределах
90 дБ 16; распределитель каналов, в котором
выборка определенного канала, передавае-
передаваемая через соответствующий ключ, запоми-
запоминается на время 2 мс схемой аналоговой па-
памяти 17; аналоговые схемы памяти по числу
каналов тракта 18; ФВЧ 19 и ФНЧ 20,
осуществляющие частотную селекцию. После
фильтрации воспроизведенные аналоговые
сигналы регистрируются осциллографом
ОС-11 (см. § 27).
Как видно из рассмотрения схемы, она
практически соответствует типовой (см.
рис. 111.18).
Для записи данных на магнитную ленту
в ССЦ-3 использован регистратор рулон-
рулонного типа; он содержит лентопротяжный ме-
механизм с блоками головок записи, воспроиз-
воспроизведения и стирания; усилители—формиро-
Таблица III.9
Технические характеристики цифровых сейсморегистрирующих систем
Характеристика
Число сейсмических каналов
Интервал квантования по времени, мс
Число разрядов преобразователя аналог—код
Частотный диапазон, Гц
Уровень шумов на входе, мкВ
Максимальный входной сигнал, мВ
Нелинейные искажения, %
Взаимные влияния между каналами, дБ
Способ и диапазон регулировки усиления, дБ
Ступени усиления
Фильтрация при записи:
частота среза ФВЧ, Гц
крутизна среза, дБ/октава
частота среза ФНЧ, Гц
крутизна среза, дБ/октава
Фильтр-пробка:
частота, Гц
подавление, дБ
Формат магнитной записи:
число дорожек
ширина ленты, мм
плотность записи, имп/мм
Число разрядов преобразователя код—аналог
Фильтрация при воспроизведении
Регулировка усиления при воспроизведении
Рабочий температурный диапазон (без вентилято-
ра), °С
Потребляемая мощность, Вт
ССЦ-3
48
2
14+знак
4—110
0,3
ПО
0,1
—74
МАРУ; 0—60
2°; 24; 27; 210
15; 20
12
ПО
24
50
—40
9 21
12,7 25,4]
32 14
9+знак
ФНЧ и ФВЧ
Общее АРУ
0—40
360
Волжанка-Б
48
2; 4
14+знак
4—125 F2,5)
0,25—0,5
64—256
0,1
—74
МАРУ; 0—84
7X12 дБ
10; 14; 20; 28
18
62,5; 125
36
50
—40
9
12,7
32
10
ФНЧ и ФВЧ
Цифровое АРУ
0—40
600
173
ватели считывания, необходимые устройства
автоматики и управления, а также следящую
систему.
Основные технические характеристики
ССЦ-3 приведены в табл. III.9.
Цифровые системы «Волжанка»
и «Прогресс»
Модификации системы «Волжанка». Систе-
Системы, разработанные на единой схемно-конструк-
торской основе, имеют четыре модификации:
Волжанка-А — 24-канальная аппаратура для
работы со взрывными источниками; Вол-
жанка-Б — 48-канальный вариант для ра-
работы со взрывными источниками; Вол-
Волжанка-АН — 24-канальная аппаратура, ос-
оснащена цифровым накопителем и предназна-
предназначена для работ со взрывными и невзрывными
источниками возбуждения; Волжанка-НК —
24-канальная аппаратура, оснащена цифровым
накопителем и коррелятором и предназна-
предназначена для работ как со взрывными, так и с не-
невзрывными источниками возбуждения, в том
числе и вибрационными.
Устройство и принцип действия. Все
модификации систем Волжанка устанавли-
устанавливаются в специальном кузове на шасси авто-
автомобиля ЗИЛ-131. Основная аппаратура кон-
конструктивно оформлена в виде трех связанных
между собой стоек и включает помимо тракта
записи и тракта воспроизведения комплект
сервисной аппаратуры: пульт проверки
входных линий, коммутатор каналов ОГТ
и аппаратуру ССВ-1, обеспечивающую пере-
передачу по радиоканалу команды на производ-
производство возбуждения, и прием по радиоканалу
отметок момента возбуждения и вертикаль-
вертикального времени.
Аппаратура питается от группы кислотных
аккумуляторов напряжением 12 В; под-
подзарядка бортовых аккумуляторов обеспечи-
обеспечивается дополнительным генератором, приво-
приводимым в «действие двигателем автомашины.
Сейсмические и вспомогательные сигналы за-
записываются на магнитную ленту шириной
12 J мм в формате С-1.
Воспроизведение записанной информации
в видимой форме обеспечивается электро-
электрографическим- визуализатором и может быть
выполнено одновременно с записью информа-
информации на магнитную ленту или после записи.
Пульт управления станцией оснащен элек-
электронным осциллографом, позволяющим кон-
контролировать уровень микросейсм перед взры-
взрывом; осциллограф может быть использован
для диагностического контроля аппаратуры.
Все модификации систем «Волжанка» ха-
характеризуются высоким динамическим диапа-
диапазоном записи A68 дБ), набором частот и кру-
174
тизн среза фильтров, наличием цифрового»
АРУ в каждом канале тракта воспроизве-
воспроизведения.
В цифровом накопителе (Волжанка-АН)-
информация, полученная при каждом оче-
очередном возбуждении, записывается на петле-
петлевой магнитный регистратор, где осуществ-
осуществляется суммирование результатов каждого-
воздействия. При накоплении предусмотрена
автоматическая отбраковка некондиционных
сейсмограмм, а также точная временная/ при-
привязка каждой очередной сейсмограммы с по-
помощью буферного запоминающего устрой-
устройства (ЗУ), выполненного на интегральных
схемах. Число накоплений может достигать-
128 и устанавливается оператором.
Коррелятор, которым оснащена система
«Волжанка-НК»> обеспечивает взаимную-
корреляцию отраженного сигнала с сигналом
возбуждения; в результате магнитный реги-
регистратор записывает на ленту импульсные ана-
аналоги вибросейсмограммы.
Основные технические характеристики си-
системы «Волжанка-Б» приведены в табл. Ш.Э*
(характеристики системы «Волжанка-А» те же,,
но число сейсмических каналов 24).
Блок-схема системы «Волжанка-А» приве-
приведена на рис. III.21. Входной блок / снабжен
коммутатором- ОГТ и устройством для про-
проверки сейсмоприемников и кос. Блок 2 со-
содержит предварительные усилители (по числу
каналов) с ручной регулировкой усиления,
фильтры нижних и верхних частот, а также
режекторный фильтр на 50 Гц. Коммутатор
каналов 3 осуществляет дискретизацию и
мультиплексирование сигналов, поочередно
подключая выходы предварительных усили-
усилителей ко входу основного усилителя 4, со-
состоящего из семи ступеней (каскадов) с уси-
усилением 12 дБ в каждой. Число последова-
последовательно включаемых ступеней усиления из-
изменяется в зависимости'от входного сигнала,,
убывая в соответствии с затуханием сигнала.
Преобразователь аналог—код 5 осуществ-
осуществляет квантование амплитудно-импульсных
выборок, поступающих с выхода основного-
усилителя, 15-разрядным двоичным кодом
(положительные сигналы — прямым, отрица-
отрицательные — дополнительным кодом). Блок
регистратора (форматтер) 6 передает сформи-
сформированные коды сейсмических сигналов и уси-
усиления (количества включенных ступеней)
для записи на магнитную ленту 7 в формате
С-1. Блок воспроизведения 8 позволяет
считывать данные с ленты, осуществлять вос-
восстановление динамического диапазона, по-
канальное цифровое АРУ и передачу «сжа-
«сжатых» сигналов для визуальной регистрации
электростатическим визуализатором 9. Дей-
Действие всех устройств и блоков станции син-
синхронизируется и контролируется устройством
управления 10. Общий вид аппаратурного
1
_
2
J
¦ t t
if
10
5
9
6
8
Рис. 111.21. Блок-схема системы «Волжанка-А»
комплекса «Волжанка-А» приведен на
рис, 111.22.
Технические характеристики цифрового
накопителя системы «Волжанка-Ahj.» приве-
приведены ниже.
•Способ суммирования в на-
накопителе
Динамический диапазон на-
накопителя, дБ
Тип магнитной ленты
Длина магнитной ленты, м
Скорость движения магнит-
магнитной ленты, м/с
Ширина магнитной ленты,
мм
Число дорожек на магнит-
магнитной ленте
Число накапливаний в се-
серии 4
Отбраковка некачественных
воздействий (редакция шу-
шума)
С плавающей за-
запятой
168
В4606-25
30
1
25,4
21
До 128
По заданному уров-
уровню сигнала с про-
программированием
во времени 8-ю ин-
интервалами дли-*,
тельн остью от 0 до
7 с через 1 с каж-
каждый
Коррелятор системы «Волжанка-НК»
имеет следующие параметры:
Число одновременно коррели- 12 или 24
руемых трасс
Длина опорного сигнала (при Не менее 32
шаге квантования 4 мс) с
Быстродействие, операций/с:
при корреляции 12 трасс 6Х10в
при корреляции 24 трасс 12X10'
Объем памяти, слов/канал 1000
Длина коррелограммы, с:
при шаге квантования 4 мс 4
при шаге квантования 2 мс 2
Цифровые системы «Прогресс». Они пред-
предназначены для серийного промышленного
Рис. 111.22. Цифровая регистрирующая система «Волжанка-А»
175
производства и имеют три модификации: «Про-
гресс-1» — 48-канальная аппаратура для
работы со взрывными источниками возбуж-
возбуждения (по параметрам-близка к системе «Вол-
жанка-Б»); «Прогресс-2» — 48-канальная ап-
аппаратура с цифровым накопителем (типа
«Волжанка-АН») для работы с импульсными
невзрывными источниками возбуждения;
«Прогресс-3» — 48-канальная аппаратура
с цифровым накопителем и коррелятором для
работы вибросейсмическим методом, снаб-
снабженная необходимыми системами управле-
управления возбуждением и связи с источниками.
§ 31. АНАЛОГОВЫЕ
ОБРАБАТЫВАЮЩИЕ СИСТЕМЫ
Электронно-механические
обрабатывающие устройства
К числу первых аналоговых обрабатываю-
обрабатывающих устройств относятся преобразователи
сейсмических записей ПСЗ-2М, а также ап-
аппаратура «Поиск-1-24-РНП» и обрабатываю-
обрабатывающее устройство «Луч-1». Наибольшее приме-
применение из всех аналоговых устройств получил
преобразователь ПСЗ-4.
Преобразователь сейсмических записей
ПСЗ-4 [98]. Преобразователь предназначен
для обработки материалов, полученных на
аналоговых сейсмостанциях с магнитной за-
записью, и выдачи временных разрезов. ПСЗ-4
обеспечивает выполнение следующих функ-
функций: ввод статических и кинематических
поправок; частотную фильтрацию и авто-
автоматическую регулировку амплитуд; сумми-
суммирование сейсмических сигналов, записанных
при различных возбуждениях; накаплива-
накапливание по методу ОГТ; выдачу результатов в ви-
видимой форме способами переменной ампли-
амплитуды, переменной площади и переменной
плотности; выдачу результатов в виде записи
на стандартную магнитную ленту для исполь-
использования в других сейсмообрабатывающих
устройствах.
ПСЗ-4 состоит из пяти функциональных
блоков: блока ввода поправок БВП-4; блока
привода и контроля БПК-1; блоков магнит-
магнитной памяти БМП-1А и БМП-1Б; фотоблока
ФБ-4. Все блоки входят в единую систему.
Кроме них в состав ПСЗ-4 входят блок пи-
питания БП-5, машина импульсного програм-
программирования МИП-1, блок управления шаговым
двигателем БУ-3/6. На рис. III.23 показана
функциональная схема ПСЗ-4.
Основные технические характеристики
ПСЗ-4 приведены ниже.
Блок ввода поправок БВП-4
Способ ввода программы Запись програм-
кинематических поправок мы на магнитную
ленту индиви-
176
Максимальная величина
кинематической поправки,
мс
Максимальная скорость вво-
ввода кинематической поправ-
поправки, мс/с
Погрешность ввода кинема-
кинематической поправки, мс
Максимальная статическая
поправка, мс
Погрешность ввода статиче-
статической поправки, мс
Частотг/среза ФВЧ, Гц
Частота среза ФНЧ, Гц
Крутизна среза частотных
характеристик фильтров,
дБ/октава
Динамический диапазон
сквозного тракта, дБ
Параметры АРУ:
глубина регулировки
время отпускания, с
отношение
батывания
отпускания
Коэффициент
времени сра-
ко времени
нелинейных
искажений усилителей, %
Полоса пропускания (на
уровне 3 дБ), Гц
дуально для каж-
каждой трассы сейсмо-
сейсмограммы
Не менее 850
Не менее 850
±2
100
±2
14; 20; 28; 40; 56;
80
20; 28; 40; 56; 80
12, 18, 36
Не менее 40
При изменении сиг-
сигнала на входе АРУ
на 40 дБ изменение
выходного сигна-
сигнала не более 6 дБ
0,03; 0,06; 0,12;
0,24
1:3; 1:1; 3 : 1;
10 : 1
Не более 1,5
20 — 120
Блок привода и контроля БПК-1
Тип привода
Синхронный, ре-
версный, двухско-
ростной
3; 6
2; 4
Не более 3
Время оборота, с
Интервалы записи на бума-
бумаге, мм
Разброс магнитных головок
по отдаче при записи одина-
одинаковым током, дБ
Неравномерность частотной Не более 3
характеристики перописца в
диапазоне 20—120 Гц, дБ
Характеристики фильтров, АРУ, коэффи-
коэффициент нелинейных искажений усилителей те же,
что и в БВП-4.
Блоки магнитной памяти БМП-1А
и БМП-1Б
Число магнитных бараба-
барабанов
Объем магнитной па-
памяти
Запись сигнала
Считывание сигнала
Перезапись сигнала
Суммирование трасс
По 4 в каждом блоке
192 трассы на восьми
барабанах
На любую трассу лю-
любого барабана памяти
С любой трассы лю-
любого барабана памяти
Сигнал, записанный
на любой барабан па-
памяти,- можно перезапи-
перезаписать на любой другой
барабан памяти и при
этом старая запись авто-
автоматически стирается
Операция произво-
производится с трассами любых
барабанов и осущест-
осуществляется перезапись
суммы на любой сво-
свободный барабан памяти
Вычитание трасс Производится любой
парой магнитных бара-
барабанов памяти
Характеристика фильтров, АРУ, допуск на раз-
разброс магнитных головок по отдаче те же, ^то и
в БПК-1.
Фотоблок ФБ-4
Способы записи сейсми-
сейсмических сигналов
Расстояние между трас-
сами, мм
Масштабы записи, мм/с:
при общей длине запи-
записи 3 с
при общей длине запи-
записи 6 с
Неравномерность частот-
частотной характеристики уси-
усилителя фотозаписи и уси-
усилителя постоянного тока
в диапазоне 20—200 Гц,
ДБ
Коэффициент нелиней-
нелинейных искажений усилите-
усилителя фотозаписи в диапа-
диапазоне 20—200 Гц, %
Переменной ампли-
амплитуды, переменной пло-
площади (ширины), пере-
переменной плотности
1; 1.5; 2; 3
200
100
Не более 3
Не более 1,5
Блок питания БП-5
Питание блока От сети 220 В, частота
50 Гц
Пределы изменения на- ±10
пряжения сети, %
Выходные напряжения и
максимальные токи на-
нагрузки:
стабилизаторов напря- —24В;. ЗА
жения для питания' —16В; ЗА
усилителей
стабилизатора напря- +24 В; 8 А
жения для питания це-
цепей автоматики
выпрямителя для пита- +24 В; 10 А
ния цепей автоматики
выпрямителя для пита- +200 В; 0,07 А
ния цифровых индика-
индикаторов
электродвигателя 127 В; 1,5 А
Оптические и оптико-
электронные обрабатывающие
устройства
Обладая высокой пропускной способно-
способностью, оптические устройства позволяют
одновременно обрабатывать значительные
массивы информации и сравнительно просто
производить различные интегральные пре-
преобразования [75]. Преобразование входных
данных осуществляют путем записи исходной
информации на фотопленку.
Оптическое устройство представляет собой
набор относительно простых по конструкции
и легко заменяемых элементов: линз, филь-
фильтров-масок, диафрагм, определенным обра-
образом расположенных вдоль оптической оси.
Алгоритм обработки обеспечивается путем
установки на пути распространения света
механических заслонок с заданными характе-
характеристиками пропускания светового потока.
178
Выходное изображение формируется в ре-
результате преобразования выходного светового
поля. Преобразователем может служить фото-
фотопленка (результат фиксируется в виде фото-
фотографического изображения) либо приббр,
преобразующий световое поле в электриче-
электрические сигналы (тогда результаты отображаются
в виде количественных графиков). Преобразо-
Преобразователи устанавливают непосредственно на
выходе оптического устройства либо в оп-
определенных плоскостях оптической системы
для регистрации результатов промежуточ-
промежуточных преобразований.
Примером оптического устройства является
лазерная установка «Когерент», которую в за-
зависимости от задач обработки можно собрать
по одной их схем, приведенных на рис. II 1.24.
По схеме III.24, а осуществляется двумерная
оптическая фильтрация и двумерный спект-
трально-корреляционный анализ по извест-
известному принципу преобразования исходной
информации в спектр Фурье и обратно. Если
уменьшенное до размеров 24X36 мм изобра-
изображение сейсмического разреза 4 (микрокопию)
поместить в пучок расходящегося до двух
градусов когерентного света, то проходящий
через микрокопию свет подвергается дифрак-
дифракции. Дифрагированные волны, пройдя лин-
линзы 5 и 6, формируют в фокальной плоскости
оптической системы 7 дифракционное изобра-
изображение исходных данных в виде двумерного
спектра Фурье. По мере дальнейшего про-
прохождения света в плоскости 8 восстанавли-
восстанавливается изображение исходной информации.
При этом, если на пути распространения волн
нет никаких преград, то восстановленное
в плоскости 8 изображение не отличается
от исходного изображения (в плоскости 4).
Если же в плоскости спектра 7 установить
определенной формы непрозрачные заслонки
и закрыть ими некоторые области двумерного
спектра, то из исходного изображения 4
вычитается часть информации и восстановлен-
восстановленное изображение 8 будет отличаться от изо-
изображения 4.
Система, собранная по схеме рис. II 1.24, в,
позволяет выполнять одномерное преобразо-
преобразование Фурье и одновременно получать спек-
спектры и корреляционные функции нескольких
сотен сейсмических трасс или другого ряда
сигналов. В отличие от рассмотренной выше
схемы здесь используется плоскопараллель-
плоскопараллельный когерентный свет и астигматическая оп-
оптическая система, состоящая из сферических
и цилиндрических линз, причем масштаб
восстановления исходной информации должен
быть равен единице.
Особенность установки, собранной по схеме
рис. II 1.24, в, состоит в том, что уменьшенное
изображение исходных данных помещают
в сходящийся пучок света, в связи с чем при
переходе от двумерной фильтрации к одно-
Рис. 111.24. Схемы лазерной установки «Ко-
герент».
а — двумерные преобразования Фурье в пучке
расходящегося света; б —• одномерные преобра-
преобразования Фурье в плоскопараллельном пучке света;
в — двумерные и одномерные преобразования
Фурье в сходящемся пучке света; / — вид сверху;
// — вид сбоку; / — пучок лазерного света;
2 — короткофокусный объектив; 3 —• диафрагма;
4 — микрокопия исходной информации; 5,6 —
сферические линзы оптической системы; 7 — пло-
плоскость спектра; 8 — плоскость восстановленного
изображения исходной информации; 9 — линза;'
коллиматор; 10, У/ — цилиндрические линзы;
12 — диафрагма для ограничения анализируемой
информации; 13 — система пространственных
фильтров; 14 — фотоаппарат; 15 —> выдвижное
зеркало; 16 — приемное устройство телевизион-
телевизионной установки; 17 — телевизор; 18 — фотоэле-
фотоэлемент; 19 — усилитель фототоков; 20 — регистра-
регистратор фототоков
мерной требуется только установить две
дополнительные цилиндрические линзы, не
изменяя остальных элементов схемы. Эти
важные преимущества не снижают разрешаю-
разрешающей способности прибора, его светосилу и
рабочие параметры фильтров-заслонок, со-
сохраняя их такими же, как и в случаях, опи-
описанных выше.
Анализ сейсмических материалов иногда
требует получения нескольких плоскостей
формирования спектра Фурье, в каждой из
которых осуществляется определенный вид
фильтрации, анализа или регистрации дан-
данных оптического преобразования исходных
материалов.
Перспективы дальнейшего совершенство-
совершенствования обработки связаны с комплексиро-
ванием оптических и электронных устройств.
При создании таких гибридных систем ин-
интегральные операции выполняются оптиче-
оптическими устройствами, а логические операции
и операции управления — средствами элек-
электронной техники.
§ 32. ТЕХНИЧЕСКИЕ СРЕДСТВА
ЦИФРОВОЙ ОБРАБОТКИ
Цифровая обработка производится вычисли-
вычислительной системой, включающей технические
средства и средства математического (про-
(программного) обеспечения. Технические сред-
средства обычно представлены вычислительным
комплексом, включающим ЭВМ, процессоры1
с оперативной памятью, устройства управле-
управления, каналы связи, а также стандартное и
специальное периферийное оборудование, со-
содержащее внешние запоминающие устройства,
средства ввода и вывода информации, специа-
специализированные процессоры, системы связи
человека с ЭВМ (экранные пульты), средства
подготовки данных и др. Математическое
обеспечение, как и характеристики универ-
универсальных ЭВМ, в справочнике не рассматри-
рассматриваются. Ниже'даны специфические особен-
особенности технических средств, вытекающие из
требований обработки данных сейсмораз-
сейсморазведки:
1) значительные объемы информации, тре-
требующие повышенной емкости оперативной
памяти и внешних запоминающих устройств;
2) сложность алгоритмов обработки, не-
необходимость одновременного выполнения пре-
преобразований больших массивов данных, оп-
определяющие повышенные требования к бы-
быстродействию и структуре вычислительной
системы;
3) значительная доля операций сложения и
умножения в комплексе вычислительных
процедур, позволяющая использовать спец-
спецпроцессоры для этих простых массовых опе-
операций;
179
4) необходимость вмешательства интерпре-
интерпретатора в процесс обработки, что требует много-
многократного оперативного ввода—вывода дан-
данных и частого взаимодействия человека
с ЭВМ;
5) ограниченная длина «сейсмического»
слова (число двоичных разрядов порядка 16—
20), позволяющая применять для обработки
ЭВМ различных классов, в том числе малые
ЭВМ;
6) необходимость работы ЭВМ в режиме
мультипрограммирования и разделения вре-
времени для одновременного считывания вход-
входных данных, вычисления и построения резуль-
результатов обработки;
7) специфический способ представления вы-
выходных данных в виде изображения, форми-
формируемого сейсмическими трассами, что оп-
определяет необходимость использования спе-
специализированных устройств вывода — сей-
сейсмических плоттеров;
8) необходимость приближения средств об-
обработки к месту проведения полевых работ,
что накладывает требования портативности,
простоты устройства, высокой надежности,
мобильности вычислительных машин.
При оценке требований к вычислительной
системе исходят из данных об объеме инфор-
информации, подлежащей обработке, и о количестве
вычислительных операций. Одна 48-каналь-
ная сейсмическая запись длительностью 5 с,
кодируемая с периодом квантования 2 мс,
содержит 105 многоразрядных кодов (машин-
йъи слов). Объем арифметических и логиче-
логических операций, подлежащих выполнению
при обработке по комплексу программ сред-
средней сложности, составляет 103—104 операций
на каждое слово исходных данных. Таким
образом, при цифровой машинной обработке
одной сейсмограммы необходимо выполнить
до 109 операций. Каждая сейсмостанция при
выполнении наземных сейсморазведочных ра-
работ MOB обычно получает за сезон B—5)> 103
сейсмических записей (при морской сейсмо-
сейсморазведке число получаемых сейсмограмм
значительно больше). С учетом числа сейсмо-
станций, материалы которых подлежат об-
обработке, можно оценить требуемые вычис-
вычислительные мощности.
Специфика обработки, значительные объ-
объемы информации, а также стремление к рента-
рентабельности и высокой эффективности привели
к созданию специализированных вычисли-
вычислительных комплексов для обработки сейсмо-
сейсморазведочных данных. Их характерными отли-
отличиями являются расширенный комплект внеш-
внешних запоминающих устройств с большой ем-
емкостью (главным образом, на магнитных дис-
дисках); широкий набор ленточных магнитных
накопителей для ввода—вывода; спецпроцес-
спецпроцессоры для массовых процедур обработки; на-
наличие плоттеров и других устройств графиче-
180
ского представления результатов обработки
и визуального контроля за ходом обработки;
использование специализированного оборудо-
оборудования для ввода аналоговых (или нестандарт-
нестандартных цифровых) записей.
При создании специализированного вы-
вычислительного комплекса класс используе-
используемой в его составе базовой ЭВМ (основного
процессора) определяется задачами, решае-
решаемыми в процессе обработки, и планируемой
производительностью комплекса.
Основными направлениями применения вы-
вычислительной техники в сейсморазведке яв-
являются:
1. Использование мощных вычислитель-
вычислительных систем на базе средних и больших ЭВМ
в стационарных центрах для обработки и соз-
создания банков данных.
2. Применение малых и мини-ЭВМ в ка»
честве предварительных процессоров, фор-
маттеров, устройств подготовки данных сов-
совместно с мощными вычислительными маши-
машинами, а также в качестве автономных обра-
обрабатывающих комплексов.
3. Использование мини-ЭВМ для сбора и
предварительной обработки информации
в полевых условиях (см. § 30).
Обрабатывающие комплексы
на базе малых и мини-ЭВМ
Наряду с мощными ЭВМ третьего и чет-
четвертого поколений и малыми машинами по-
появился новый класс машин, созданных на
базе микроэлектронных схем. Будучи по га-
габаритам значительно меньше, а по стоимости
дешевле малых, эти машины получили наз-
название мини-ЭВМ.
Малые и мини-ЭВМ, уступая большим ма-
машинам по производительности, отличаются
от последних главным образом длиной машин-
машинного слова и более простой организацией.
Технические характеристики малых и мини-
ЭВМ приведены ниже.
Число разрядов в слове 12 —18
Емкость оперативной памяти, 4—64
тыс. слов
Время обращения к памяти, мкс 0,5 —1,7
Время выполнения операций, мкс
сложения 1,5—3
умножения 4 — 10
Наличие каналов прямого доступа Имеются
к памяти
Скорость, мГц 0,5 — 1,25
Число каналов ввода—вывода До 48
Наличие мультиплексных каналов Имеются
(до 16)
Число уровней прерывания 16
Наличие спецпроцессора Имеется
Рассматриваемые ЭВМ широко используют
микропрограммирование, т. е. аппаратную
реализацию программ путем использования
специальных микроминиатюрных блоков,
встроенных в устройство управления ЭВМ.
Это существенно расширяет возможности
машины, позволяя изменять ее рабочие ха-
характеристики и функциональные параметры
и тем самым повышать универсальность ЭВМ.
Малые и мини-ЭВМ, используемые сов-
совместно с большими машинами, способны уп-
управлять устройствами ввода—вывода и осу-
осуществлять предварительную обработку дан-
данных, посылаемых затем в основную ЭВМ
(препроцессинг). Автономное их использо-
использование при выполнении несложных вычисле-
вычислений и ограниченных объемах информации
позволяет достигнуть высокой эффективности
выполнения отдельных операций и значи-
значительно разгрузить большие ЭВМ. Мини-ЭВМ
в последнее время применяются при создании
мобильных комплексов оперативной обра-
обработки информации (мини-центров) с монта-
монтажом их в различных транспортных сред-
средствах, что обеспечивает приближение мини-
центров к месту проведения полевых работ.
Малые ЭВМ широко используются для
групповой обработки сейсмических данных
и успешно конкурируют с ЭВМ среднего
класса как по набору обрабатывающих про-
процедур, так и по производительности. Конфи-
Конфигурация комплексов на базе малых ЭВМ
включает системы аналого-цифрового и цифро-
аналогового преобразований сейсмических
данных^, устройства преобразования форматов
записей, спецпроцессоры (матричного типа
или блоки быстрого преобразования Фурье),
различные устройства графической визуали-
визуализации промежуточных и окончательных ре-
результатов обработки (плоттеров, монито-
мониторов, дисплеев и др.).
Пример структуры обрабатывающего ком-
комплекса на базе малой ЭВМ приведен на
рис. III.25. Такие комплексы используют
сравнительно большую емкость ОЗУ A6-=^
64 тыс. слов), внешнюю память на дисках
емкостью 500 тыс. слов, высококачественные
ленточные накопители и вспомогательные
устройства.
Производительность автономных обрабаты-
обрабатывающих комплексов на базе малых ЭВМ со.
спецпроцессором, реализующих основные
программы обработки данных сейсморазведки,
составляет 2—10 тыс. физических наблюде-
наблюдений в месяц.
При использовании малой ЭВМ в качестве
предварительного процессора в едином ком-
комплексе с машинами среднего или высшего
класса ей поручаются операции предвари-
предварительной подготовки данных — демульти-
демультиплексирование, контроль исходных данных,
редактирование, преобразование форматов,
восстановление амплитуд и другие, а оконча-
окончательная обработка осуществляется ЭВМ бо-
более высокого класса. Такое разделение функ-
функций позволяет разгрузить центральный про-
| Канал прямого доступа к памяти
Рис. III.25. Структура обрабатывающего
комплекса на базе малой ЭВМ.
ЦП — центральный процессор; А У — арифме-
арифметическое устройство: ОЗУ — оперативное запоми-
запоминающее устройство (ОЗУ —дополнительное ОЗУ);
Г л — телетайп, УВВЛ — устройство ввода—вы-
ввода—вывода на перфоленту, У СП — устройство считы-
считывания с перфокарт; НМЛ9. НМЛц — накопи-
накопители на магнитной ленте с 9 и 21 дорожками;
НМД — накопитель на магнитных дисках; ПАК,
ПКА — преобразователи аналог-код и код-ана-
код-аналог; СП — спецпроцессор; У АО — устройство
управления аналоговым оборудованием; ПЛ —
плоттер; УВАЗ — устройство ввода аналоговых
записей; Мн —. монитор; ГС — генератор бук-
буквенно-цифровых символов; ЭО — электростати-
электростатический осциллограф
цессор основной ЭВМ и резко повысить эф-
эффективность его использования. Малым ЭВМ
часто поручают заключительные этапы обра-
обработки (выдача промежуточных и окончатель-
окончательных результатов на построители или просмо-
просмотровые устройства).
Особую роль выполняют малые и мини-ЭВМ
в системах взаимодействия «человек—ма-
«человек—машина» (так называемых интерактивных си-
системах, рассматриваемых ниже).
Обрабатывающие центры на базе
средних и больших ЭВМ
Структура обрабатывающего центра на базе
ЭВМ средней мощности приведена на
рис. III.25. Некоторые характеристики цен-
центральных процессоров ЭВМ средней и боль-
большой мощности приведены в табл. ШЛО.
Обрабатывающий центр, помимо развитой
системы внешних запоминающих устройств
и спецпроцессоров, включает специализиро-
специализированное оборудование для ввода, вывода и кон-
контроля сейсморазведочных данных. Накопи-
Накопители на лентах (НМЛ) выполняют функции
вводных и выводных устройств, число НМЛ
181
ОЗУ
СП
yen
ЙЦПУ
Рис. II 1.26. Структура обрабатывающего центра на базе ЭВМ среднего класса с ис-
использованием малой ЭВМ.
АЦПУ — алфавитно-цифровое печатающее устройство; ОП — основной процессор; ВП —
вспомогательный процессор; НМБ — накопитель на магнитном барабане; УСАЗ — устройство
считывания аналоговых записей; Дс — дисплей; остальные обозначения см. на рис. III.25
в комплексе варьирует от 4 до 10 и более.
Накопители на дисках (НМД) обеспечивают
хранение массивов исходных данных, проме-
промежуточных результатов обработки, а также
математического обеспечения. Емкость дис-
дисковых накопителей и их быстродействие
(время доступа) существенно влияют на про-
производительность обработки. Обычно исполь-
используется 2—4 НМД, хранящих несколько мил-
миллионов машинных слов и обеспечивающих
высокую скорость обмена информацией.
Таблица ШЛО
Технические характеристики центральных
процессоров ЭВМ
Характеристика
Число разрядов в сло-
слове
Емкость оперативной
памяти, тыс. слов
Время обращения к
памяти, мке
Время выполнения
операций, мке
сложения
умножения
Наличие спецпроцес-
спецпроцессора
Средние
ЭВМ
24—32
64—262
0,8—2
1,4-2
4—10
Имеется
Большие
ЭВМ
32—60
64—512
0,5—1
1
3
Имеется
При необходимости обработки аналоговых
сейсмических записей в состав периферийного
оборудования включается система воспроиз-
воспроизведения, кодирования и ввода аналоговых
сейсмограмм. Такая система может действо-
действовать автономно от основной ЭВМ, обеспечи-
обеспечивая запись закодированной информации на
стандартную магнитную ленту либо непосред-
непосредственно взаимодействуя с машиной. При на-
наличии многопрограммного режима и соответ-
соответствующей организации обработки оба ва-
варианта примерно равноценны. Существенным
преимуществом автономной системы является
возможность выполнения ряда предваритель-
предварительных операций с использованием малой ЭВМ,
включенной в состав системы воспроизведе-
воспроизведения и кодирования.
Существенную роль в вычислительном
центре играет специализированное оборудо-
оборудование, предназначенное для графического-
представления промежуточных и окончатель-
окончательных результатов обработки:
а) устройства для визуального просмотра
на экране ЭЛТ, служащие для контроля за
ходом обработки, — мониторы и дисплеи;.
б) графопостроители, позволяющие пред-
представлять результаты обработки в виде срав-
сравнительно простых графиков в двухкоординат-
ной системе;
в) построители сейсмических разрезо»
(плоттеры), обеспечивающие выдачу данных
в виде временных или глубинных сейсмиче-
сейсмических разрезов с различными способами изо-
182
Сражения. Такие плоттеры могут действовать
автономно от ЭВМ, обеспечивая необходимые,
построения по данным, выведенным из ма-
машины на стандартную магнитную ленту,
либо в непосредственной связи с ЭВМ. Не-
Неавтономные плоттеры используются обычно-
с малыми или мини-ЭВМ, а также в составе
мощных машин для оперативной оценки ка-
качества получаемых результатов.
Для обеспечения высокой производитель-
производительности обработки используются двухпроцес-
двухпроцессорные вычислительные системы, в которых
большая часть операций над исходными дан-
данными осуществляется высокоскоростным спец-
спецпроцессором, выполняющим наиболее мас-
массовые процедуры обработки.
Центральный процессор управляет кана-
каналами ввода—вывода, подготавливает и за-
загружает массивы в спецпроцессор, выпол-
выполняет диспетчерские и другие системные функ-
функции, а также выполняет вычисления по слож-
сложным алгоритмам.
Спецпроцессор представляет собой элек-
электронное устройство, реализующее алгоритмы
корреляционного анализа (например, свертки),
быстрого преобразования Фурье (алгоритм
Кули—Туки) и другие приемы статистической
и спектральной обработки массивов инфор-
информации. Некоторые обобщенные характеристи-
характеристики спецпроцессоров "приведены ниже.
Число выполняемых опера- 3—34
ций
Формат операндов
Число разрядов в слове
Время выполнения парной
операции (умножение—сло-
(умножение—сложение), мкс
Способ подключения к ЭВМ
Наличие собственной опера-
оперативной памяти
С фиксированной
или с плавающей
запятой
12—38
0,125—0,6
К каналу прямого
доступа к памяти
или к каналу вво-
ввода—вывода
Не менее 16 кслов
Спецпроцессоры СКИФ по способу подклю-
подключения к ЭВМ делятся на две группы. Первая
подключается непосредственно к МОЗУ ЭВМ,
используя память машины; вторая взаимодей-
взаимодействует с ЭВМ через мультиплексный или се-
селекторный канал.
Спецпроцессоры СКИФ первой группы
включают коммутатор, схемы согласования,
входное устройство, адресный блок, арифме-
арифметическое устройство, устройство управле-
-ция, блок контроля. Коммутатор и схемы
согласования обеспечивают подключение
спецпроцессора к ЭВМ и согласование уров-
уровней сигналов. Входное устройство служит
для приема и выдачи чисел и команд, обмена
операндами с арифметическим устройством
и засылки команд в адресный блок;, послед-
последний принимает начальные адреса двух обра-
обрабатываемых массивов и массива результата,
преобразует информацию о «длине» масси-
массивов, принимает признаки двойной точности,
выходного кода, дискрета, перевода поряд-
порядков, последнего этапа БПФ, принимает и хра-
хранит код операций, преобразует адреса. Ариф-
Арифметическое устройство выполняет операции
умножения и сложения; оно содержит блоки
памяти, устройства умножения и сложения,
логические схемы преобразования кодов и
изменения путей их прохождения. Устройство
управления синхронизирует действие всех
узлов. Блок контроля обеспечивает развет-
разветвленный контроль основных узлов спец-
спецпроцессора.
Спецпроцессоры второй группы — СКИФ-
мини отличаются от первой отсутствием ад-
адресной части и наличием двух блоков буфер-
буферной памяти для запоминания массивов вход-
входных операндов и выходных результатов.
Особенность функционирования системы
ЭВМ — спецпроцессор состоит в том, что
блок-схема системы позволяет реализовать
параллельную работу спецпроцессора и ЭВМ.
Высокое быстродействие достигается приме-
применением скоростных узлов, использованием
технологичных схемных решений, совме-
совмещением операций во времени, сокращением
числа обращений к МОЗУ. Характеристики
спецпроцессоров СКИФ приведены
в табл. III. 11.
Спецпроцессор МК-1Б является аппарат-
аппаратным расширением центрального процессора
ЭВМ БЭСМ-4М, в состав которой введены но-
новые групповые команды, выполняемые спец-
спецпроцессором. Структура этих команд совпа-
совпадает со структурой команд ЭВМ. Основные
операции МК-1Б рассчитаны на запись че-
четырех слов по 11 разрядов в одну ячейку
(стандартная упаковка 4X11). Спецпроцес-
Спецпроцессор выполняет отдельные команды, а ЭВМ —
передачу входных и выходных данных, ор-
организацию циклов и контроль. Отдельные
процедуры обработки выполняются аппаратно-
программным путем, что обеспечивает эконо-
экономичность, гибкость управления, удобство
программирования при достаточно высоком
быстродействии. Основные характеристики
МК-1Б следующие:
Быстродействие при выполнении
различных операций,
тыс. операций/с
свертка—корреляция Св-1 800
свертка—корреляция Св-2 650
свертка—корреляция Св-3 160
вычисление энергии трассы в 400
окне
разновременное суммирова- 200
ние трасс
разновременное суммирова- 400
ние квадратов трасс
перемножение массивов 160
Код информации, участвующий Прямой парал-
в обмене «ЭВМ—спецпроцессор» лельный, 44-
разрядный
183
Процессор преобразования массивов ППМ
служит для увеличения производительности
ЭВМ «Минск-32» при обработке данных сей-
сморазведки. Основные его характеристики
приведены ниже.
Форма представления чисел
Число разрядов
Время умножения двух ком-
комплексных чисел, мкс
Время сложения двух комплекс-
комплексных чисел, мкс
Среднее быстродействие при вы-
выполнении 60% сложений и 40%
умножений, тыс. операций/с
Время выполнения обработки по
основным алгоритмам для одной
пары операндов, мкс
БПФ (прямое и обратное)
свертки во временной области
расчета спектра мощности
сдвига
Прямой двоич-
двоичный код с фик-
фиксированной за-
запятой
16
2,6
1,4
Не менее 350
35
5
15
5
Разработано математическое обеспечение
системы ППМ-ЭВМ.
Спецпроцессор СПОТ (СПЕС) существенно
повышает производительность обработки на
ЭВМ ЕС-1040. В производственном режиме
на среднем графе обработки спецпроцессор
СПОТ повышает ее производительность в 3—
4 раза; выполняет 10 команд и 7 их модифика-
модификаций. В число этих команд входят свертка,
поэлементное сложение и умножение массива
действительных и комплексных чисел, воз-
возведение в квадрат элементов массива, сумми-
суммирование квадратов элементов массива, поиск
максимума, БПФ, пересылка элементов мас-
массива, суммирование с накапливанием» Ско-
Скорость работы СПОТ при свертке — 3 млн.
парных операций (умножение плюс сложе-
сложение) в 1 с. Высоки показатели быстродействия
также и при выпЬлнении других операций.
Спецпроцессор СПОТ оперирует с массивами
нормализованных 32-разрядных чисел с пла-
плавающей запятой, что соответствует приня-
принятому в ЭВМ ЕС формату.
Мощные многовходовые вычислительные
системы, работающие в режиме разделения
времени, представляют собой комплекс из
нескольких процессоров повышенной мощ-
мощности, связанных каналами связи с много-
многочисленными терминалами. Несколько поль-
пользователей могут одновременно и независимо
выполнять различные виды вычислений, за
счет чего повышается эффективность исполь-
использования дорогостоящего оборудования. Осо-
Особое внимание в последнее время уделяется
совершенствованию организации процесса
обработки, развитию операционных систем,
включающих управляющие программы, мо-
Таблица III.11
Основные характеристики спецпроцессоров
Характеристика
Тип ЭВМ, с которой работает спецпроцессор
Время обработки (массив 1024), включая время
выборки операндов и засылки результатов в МОЗУ,
мс
свертки (оператор фильтра 128 операндов)
БПФ
умножения комплексных чисел
умножения сопряженных чисел
умножения действительных чисел
суммирования (вычитания) действительных чисел
суммирования в «окне»
суммирования квадрируемых трасс
ввода кинематических поправок
изменения порядка следования чисел
уплотнения
разуплотнения
разрядки
Число разрядов входа
Число разрядов выхода
Наличие аппаратной диагностики
СКИФ-З
ЕС-1020
FC 1П99
ЕС-1030
ЕС-1033
66,6
62
8,6
8,6
3,1
3,1
37,3
—
—
3,1
5,1
5,1
3,1
16
16; 32
Есть
скиф
СКИФ-мини1
ЕС-1020
¦рг1 1П90
ЕС-1030
ЕС-1033
250
__
—
60
60
250
60
30
—
—
—
—
8; 16
8; 16; 24
Нет
СК.ИФ-МИНИ2
Минск-32
400
—
—
60
120
400
120
30
—
—¦
—¦
—
7; 14
7; 14; 21
Нет
184
ниторы, супервизоры и пр. Роль программного
обеспечения и организационных принципов
систем постоянно возрастает.
Обрабатывающий центр на базе ЭВМ вы-
высокого класса характеризуется следующими
особенностями:
а) высокая степень совершенства применяе-
применяемого оборудования, в котором используются
новейшие достижения вычислительной и элек-
электронной техники (память на полупроводни-
полупроводниках, микросхемы с высокой степенью инте-
интеграции и др.);
б) внедрение систем взаимодействия чело-
человека с машиной;
в) развитие систем передачи данных по ка-
каналам связи, позволяющих удаленным поль-
пользователям обрабатывать информацию на ЭВМ
высокого класса, действующей в режиме раз-
разделения времени;
г) постепенный переход к вычислительным
системам четвертого поколения, в которых
помимо новых технологических достижений
широко используются аппаратная (схемная)
реализация значительного числа вычисли-
вычислительных процедур, большие возможности
микропрограммирования и другие приемы,
позволяющие упростить программирование
и увеличить эффективность использования
вычислительных ресурсов ЭВМ.
Мощные и сверхмощные вычислительные
комплексы обычно не специализированы на
обработке только сейсморазведочной инфор-
информации.
Определяющей тенденцией развития поле-
полевых экспедиционных и региональных обра-
обрабатывающих центров в ближайшие годы станет
оснащение специализированными геофизиче-
геофизическими вычислительными комплексами (ГВК)
на основе многопроцессорных управляющих
систем с перестраиваемой структурой (ПС).
Экспедиционный ГВК на базе ЭВМ ПС-2000
и ПС-3000 включает мультипроцессор для
решения хорошо «распараллеливаемых» за-
задач массовой обработки, универсальную вы-
вычислительную систему на основе ЭВМ СМ-2,
широкий набор периферийных устройств.
Для экспедиционных центров предусмотрены
ГВК пяти различных конфигураций с обеспе-
обеспечением модульного наращивания до макси-
максимальной производительности 100 тыс. 24-
канальных физических наблюдений в год
с обработкой до стадии временного разреза.
Отличительной особенностью региональных
ГВК является наличие многих однотипных
арифметико-логических блоков (БАЛ), спо-
способных работать независимо друг от друга,
что позволяет выполнять одновременно как
однотипные, так и разнотипные операции
над векторными и скалярными величинами
с различной разрядностью и различным вре-
временем выполнения операций. Региональные
ГВК позволят осуществить глубокую обра-
обработку с повышенной точностью вычислений и
с использованием развитых банков обобщен-
обобщенных данных.
Периферийное оборудование
обрабатывающих центров
Стандартное периферийное оборудование,
включаемое в состав вычислительных ком-
комплексов, характеризуется существенной уни-
унификацией основных параметров. Это отно-
относится к техническим характеристикам внеш-
внешних запоминающих устройств на магнитных
лентах, барабанах и дисках; многие из них
по формату данных, используемой плот-
плотности записи и другим показателям совме-
совместимы и взаимозаменяемы. Это в еще большей
степени относится кперфокарточному.перфо-
ленточному оборудованию, алфавитно-циф-
алфавитно-цифровым печатающим устройствам и некоторым
другим видам оборудования, основные ха-
характеристики которых практически одина-
одинаковы.
Ввод в ЭВМ сейсморазведочной информа-
информации, зарегистрированной в цифровой форме,
осуществляется наиболее рационально, если
полевая запись выполнена в формате машин-
машинных накопителей на магнитной ленте, для
чего необходима стандартизация формата поле-
полевых регистраторов. Когда цифровая регистра-
регистрация выполняется в ином формате, исполь-
используются специальные устройства для воспро-
воспроизведения и переформирования данных в фор-
формат машины. Устройства ввода аналоговых
записей в ЭВМ [111] разделяются на не-
несколько типов:
а) поканальные (потрассовые) с обычной
или повышенной скоростью считывания и
преобразования данных;
б) параллельные (мультиплексные) для
ввода данных по всем или нескольким ка-
каналам;
в) автономные кодирующие устройства.
Наибольшее применение получили устрой-
устройства КУ-01, входящие в комплекс аппара-
аппаратуры «Поток». .Примененная в КУ-01 высокая
скорость считывания и преобразования дан-
данных (в 24 раза большая по сравнению с обыч-
обычной скоростью) и возможность предваритель-
предварительной аналоговой обработки записей (фильтра-
(фильтрация, АРУ и др.) обеспечивают достаточное
быстродействие и высокую эффективность
обработки. Устройство КУ-01 можно исполь-
использовать также для вывода результатов обра-
обработки в аналоговой форме на магнитную
ленту с последующей визуализацией резуль-
результатов.
В комплексе «Поток-2» (рис. III.27) уст-
устройство для кодирования аналоговых за-
записей размещено в одной стойке с плотте-
плоттером. Лента с аналоговой записи устанавли-
185
вается на барабан, вращающийся со ско-
скоростью 250 мс/оборот, и считывается последо-
последовательно трасса за трассой перемещающейся
головкой. Интервал квантования по вре-
времени 2 или 4 мс ± 2%. Частотный
диапазон тракта 10—100 Гц, динамический
диапазон — до 50 дБ. В процессе воспроиз-
воспроизведения предусмотрена фильтрация высоких
и низких частот с тремя крутизнами срезов,
а также АРУ с диапазоном 50 дБ и време-
временами срабатывания и отпускания 80, 160
и 320 мс» Преобразователь формирует 10-
Рис II 1.27. Общий вид комплекса «Поток-2»
186
Рис. 111.28. Блок-схема (а) и общий вид (б)
аппаратуры СПАКЛ.
/ — барабанный аналоговый магнитный регистра-
регистратор с предусилителями на тонарме; // — каналь-
канальные усилители с фильтрами и АРУ; /// — комму-
коммутатор каналов; /V—ПАК; V — цифровой маг-
магнитный регистратор; VI — контрольный реги-
регистратор
разрядные числа, передаваемые последова-
последовательным кодом. С использованием ЭВМ
М-6000 предусмотрена автономная запись
цифровых данных в НМЛ ЕС-5012.
Для автономного кодирования аналоговых
магнитных сейсмических записе-й исполь-
используется сейсмический преобра-
преобразователь аналог — ко д—л е н т а
(СПАКЛ). Он представляет собой сочетание
барабанного магнитного регистратора БМР
с "усилителями воспроизведения, коммута-
коммутатором каналов, аналого-цифровым преобразо-
преобразователем и ленточным цифровым магнитным
регистратором (рис. 111.28). Стандартные
аналоговые ленты в процессе воспроизведе-
воспроизведения можно подвергнуть, действию АРУ,
фильтрации ФВЧ и ФНЧ, преобразовать
в 10-разрядный цифровой код и записать
в мультиплексной форме на ленте шириной
12,7 мм по 9 дорожкам в формате, пригодном
для считывания НМЛ ЕС ЭВМ. Аппаратура
СПАКЛ действует автономно от ЭВМ. Для
контроля качества воспроизводимых аналого-
аналоговых записей предусмотрен регистратор, поз-
позволяющий получать их изображение спо-
способом отклонений на электротермической
бумаге.
В сейсмообрабатыЪающих комплексах при-
применяются различные варианты сейсми-
сейсмических плоттеров [111]. По назна-
назначению плоттеры подразделяются на универ-
универсальные, пригодные для отображения раз-
различных разрезов, графиков, карт и надпи-
надписей, и специализированные, выполняющие
лишь частные функции (например, построи-
построители временных разрезов).
По характеру взаимодействия с ЭВМ раз-
различают неавтономные, непосредственно свя-
связанные с ЭВМ, и автономные от ЭВМ плот-
плоттеры, действующие с ленточным магнитным
накопителем и собственным устройством
управления.
Наибольшее применение получили графо-
графопостроители с оптико-электронной и электро-
электростатической регистрацией на носитель, за-
закрепляемый на барабане или свернутый в ру-
рулон. В качестве оптико-электронного устрой-
устройства, экспонирующего носитель, исполь-
используются ЭЛТ, а также лазеры, фототелеграф-
фототелеграфные лампы и т. п. При этом применяются
эл^кхрофотографич^скйЁ^. или электростати-
электростатический процессы; в первом изображение на-
наносится светом на фотоноситель (бумагу
или пленку), во втором — потоком электро-
электронов на высококачественный изолирующий
слой. В обоих случаях на носителе образуется
потенциальный рельеф, щкшвддемый_^фото-
способом__или с помощью порошков.
Приэлектростатической регистрации изо-
изображение наносится на специальную полу-
полупроводниковую бумагу с помощью заряжен-
заряженных электродов. Заряженные в соответствии
с наносимым изображением участки бумаги
проявляются в специальном растворе, имею-
имеющем заряд противоположного знака.
Сейсмические плоттеры разделяются на
устройства последовательного (потрассового)
и параллельного действия. Первые позво-
позволяют получить результаты обработки в виде
трасс, последовательно изображаемых на
носителе. Такие построители действуют
в ускоренном режиме; устройство их относи-
относительно простое, они не требуют значительной
емкости памяти, но имеют высокоточные
механические узлы. Параллельные плот-
плоттеры позволяют получить изображение по
всей поверхности носителя (или ее части);
они действуют с высокой скоростью, однако
сложны по устройству и нуждаются в исполь-
использовании большой емкости памяти. По виду
Рис. III.29. Структура плоттера последова-
последовательного действия.
создаваемого изображения плоттеры можно
подразделить на черно-белые и цветные.
Структура универсального автономного
плоттера последовательного действия дана
на рис. III.29. Информация, записанная на
ленте, считывается с помощью НМЛ (/),
устройство управления которого (контрол-
(контроллер НМЛB) осуществляет обмен информацией
между НМЛ и памятью 3, Контроллер плот-
плоттера 4 управляет передачей данных из па-
памяти с? в устройство отображения 5. Функ-
Функционирование системы обеспечивается .про-
.процессором ЭВМ F). Программа'вводится с те-
телетайпа или перфокарточного ввода 7. Про-
Программируются следующие данные: масштаб
изображения, вид носителя, направление
(правое или левое), вид и способ изображе-
изображения, номера записей и трасс, интервал между
трассами, шаг выборки, усиление, марки вре-
времени и т. д.
В табл. III. 12 приведены основные характе-
характеристики сейсмических плоттеров.
Универсальный плоттер УПР-2 представ-
представляет собой последовательный ускоренный
агрегат с барабанным фотоблоком на ЭЛТ,
предназначенный для построения временных
и глубинных разрезов, корреляционных
функций, графиков, алфавитно-цифровых
символов. При выводе на УПР-2 можно осу-
осуществлять фильтрации, АРУ, изменять мас-
масштабы и т. п. Предусмотрены автономная
модификация УПР-2А, действующая с соб-
собственной памятью и устройством управления
и позволяющая выдавать в графической форме
данные g НМЛ ЁС-5012, а также компью-
компьютеризованный вариант плоттера, использую-
использующий вычислительный комплекс М-6000
G000).
Построители ФП-1 и ФП-2 выполнены по
типу ускоренных неавтономных приборов
с осветителем на ксенон-криптоновой лампе.
ФП-1 выполняют построение только способом
переменной плотности (интенсивности), вы-
выдавая до 220 трасс разреза за 55 с; он снабжен
аналоговым ленточным накопителем, ФП-2
187
188
является матричным устройством и в прин-
принципе позволяет получать любые виды изобра-
изображений.
Фотопостроитель УФП представляет собой
автономное устройство, действующее в реаль-
реальном времени F с/об) от аналогового ленточ-
ленточного накопителя и позволяющее получить
временные разрезы на фотоносителе способами
отклонений, переменной площади и плотности
и их комбинациями.
В состав комплекса «Поток-2» помимо ана-
аналого-цифрового устройства для кодирова-
кодирования стандартных магнитограмм включен
барабанный ускоренный плоттер на ЭЛТ
с полезным полем записи на фотопленке
ФТ-31 до 500 мм. Предусмотрены фильтра-
фильтрация, АРУ, изменение "масштабов изображае-
изображаемых разрезов, нанесение марок времени и над-
надписей. Устройство может взаимодействовать
непосредственно с обрабатывающей ЭВМ,
а также включается в систему АСВВ-1, где
используется автономно от основной ЭВМ,
сопрягаясь с НМЛ ЕС-5012 и вспомогатель-
вспомогательным вычислительным комплексом М-6000.
Другим типом специализированного микро-
микрофильмирующего плоттера может служить
-фотопостроитель «К.вант-2», в котором ис-
используется ЭЛТ с высокой разрешающей спо-
способностью (до 40 линий на 1 мм); трубка не-
неподвижно закреплена, а регистрирующая
фотокамера передвигается вдоль экрана.
Получаемая фотопленка обрабатывается, уве-
увеличивается и печатается с помощью серийного
фотоувеличителя. «Квант-2» снабжен собст-
собственной буферной памятью и способен непо-
непосредственно взаимодействовать с ЭВМ раз-
различных типов.
В сейсмообрабатывающих комплексах ис-
используются также электростатические по-
построители (см. § 27), наносящие изображение
на сухую тонированную бумагу. Скорость
выдачи данных достигает 500—700 строк
в 1 с, разрешающая способность 0,2—0,3 мм.
На рис. III.30 приведена структурная схема
универсального лазерного плоттера. В ка-
качестве источника света используется лазер
непрерывного действия с фильтрами, рас-
расщепителями луча и фотодиодными датчика-
датчиками 9; модулятор 10 преобразует линейно-
поляризованный свет в эллиптически-поля-
ризованный, после чего, проходя через чет-
четвертьволновую пластину, свет анализируется
(для изменения энергии выходного луча)
и фокусируется в блоке 11 до размеров пятна
0,01—0,02 мм. Узел развертки и система син-
синхронизации, управляемые скоростью выдачи
данных с ЭВМ, включают четырехгранное
зеркало 12 и двигатель 13. С зеркала луч по-
подается на фотоноситель, непрерывно переме-
перемещаемый лентопротяжным механизмом 7 под
управлением системы 4.
189
Рис. Ш.ЗО. Структурная схема лазерного плоттера.
/ — обрабатывающая ЭВМ; 2 — внешняя логическая схема; 3 — пульт управления; 4 •>— устройство
управления (контроллер); 5 — преобразователь код-аналог; б — фотопленка; 7 — двигатель ленто-
лентопротяжного механизма; 8 — шаговая электроника; 9 — лазер с фильтрами, расщепителями луча и фото-
фотодиодными датчиками; 10 — модулятор с 1/4А, и анализатором; // — фокусирующая оптика; 12 — вра-
вращающееся зеркало; 13 — мотор зеркала; пунктиром показана ЭВМ
При высокой разрешающей способности и
большой точности построения по обеим осям
лазерный плоттер превосходит по производи-
производительности все известные виды плоттеров.
Особый интерес приобретает в последнее
время использование систем графического
взаимодействия человека с ЭВМ, которые поз-
позволяют сочетать вычислительные ресурсы
с опытом и знаниями геофизика-интерпрета-
геофизика-интерпретатора. Инструментальным средством в таких
интерактивных системах, позволяющих гео-
геофизику вмешиваться в ход обработки, яв-
является экранное устройство на ЭЛТ (дисплей)
с активным элементом («световым пером»).
Будучи подключенной к ЭВМ (причем с мощ-
мощной машиной дисплей может быть связан не-
непосредственно как периферийное устройство,
либо автономно — через малую ЭВМ), та-
такая система позволяет следить за отображе-
отображением процесса обработки по экрану ЭЛТ
и воздействовать на ход выполнения про-
программ, прерывая или модифицируя последо-
последовательность операций.
Воздействие может осуществляться с по-
помощью фотоэлемента «светового пера» либо
с клавиатуры панели управления. В обоих
случаях оператор может корректировать,
заменять, исключать определенные пара-
параметры обработки, воспроизводя на экране
различные варианты результатов и выбирая
оптимальное решение. Эффективность си-
системы взаимодействия определяется ее про-
программным обеспечением (мониторной и при-
прикладной программами), а также зависит от
опыта оператора. Технические средства пред-
190
ставляют собой экранный пульт с рабочим по-
полем размерами до 500Х 500 мм и разрешающей
способностью адресации ±0,25 мм; режимы
работы устройства задаются с клавиатуры
пульта и обычно обеспечивают построение
на экране любых видов изображений.
§ 33. СРЕДСТВА НЕВЗРЫВНОГО
ВОЗБУЖДЕНИЯ СЕЙСМИЧЕСКИХ
КОЛЕБАНИЙ
Наземные источники
возбуждения
Взрывные способы возбуждения имеют ряд
недостатков: высокую трудоемкость и стои-
стоимость буровзрывных работ и ликвидации их
последствий; ущерб, наносимый окружающей
среде; недостаточную производительность ра-
работ при ограниченном парке техники; не-
невозможность работы в населенных и промыш-
промышленных районах, а также на участках, ха-
характеризующихся выходом к поверхности
скальных или крупнообломочных горных
пород, и т. д. Указанные проблемы решаются
при использовании наземных невзрывных
источников (генераторов) сейсмических коле-
колебаний. При этом качество сейсмических ма-
материалов часто не уступает материалам, полу-
полученным при взрывах в скважинах, а в ряде
случаев и превосходит их благодаря широким
возможностям накапливания сигналов, а
также группирования источников.
Рис. III. 31. Блок-схема комплекса обору-
оборудования наземного невзрывного источника
сейсмических колебаний
Наземные невзрывные источники возбуж-
возбуждают сейсмические колебания путем меха-
механических воздействий на поверхность грунта.
Блок-схема комплекса оборудования назем-
наземного невзрывного источника приведена на
рис. 111.31. Источник состоит из излуча-
излучателя /, осуществляющего через плиту 2
воздействия на поверхность грунта; системы
питания энергией 3; системы обеспечения за-
заданного режима работы излучателя 4\ си-
системы управления работой излучателя 5;
системы^ (обычно гидравлической), предназ-
предназначенной для спуска — подъема излучателя,
прижатия его к поверхности грунта или плав-
плавного возвращения излучателя на грунт после
его отката вверх, сопровождающего воздей-
воздействие. Связь с сейсмостанцией осуществ-
осуществляется системой связи 7 (радио или телефон).
Каждая из систем содержит соответствующие
функциональные подсистемы или элементы.
Отдельные элементы (подсистемы) могут быть
общими для нескольких систем.
Оборудование невзрывных источников мон-
монтируется на транспортной базе 8, в качестве
которой может быть использован автомобиль
повышенной проходимости, трактор, везде-
вездеход, прицеп, сани и т. п. Источник при не-
необходимости выполняется в виде отдельных
блоков, приспособленных для перемещения
на различных транспортных средствах.
По характеру прилагаемой к грунту на-
нагрузки источники сейсмических колебаний
разделяются, на две основные группы: им-
импульсные, осуществляющие кратковременные
воздействия E—10 мс) с интервалом в не-
несколько секунд; вибрационные, реализующие
продолжительную нагрузку на грунт со срав-
сравнительно небольшой силой, изменяющейся
по гармоническому закону с плавно умень-
уменьшающейся или возрастающей частотой.
Источники различаются по виду системы
используемой для создания механической
нагрузки на грунт: механические, газодина-
газодинамические, электродинамические, электро-
электромеханические, гидравлические.
Импульсные источники. Механические ис-
источники. Установки с падающим грузом
нашли применение при сейсмических исследо-
исследованиях небольших глубин для инженерно-
геологических целей, при поисках твердых
ископаемых и решении других задач. В ряде
установок использован принцип разгона
груза сжатым воздухом перед ударом по
трунту (пневматические излучатели).
Газодинамические источники. В источниках
этого типа для возбуждения колебаний ис-
используется энергия, выделяющаяся при рас-
расширении сжатого невзрывчатого газа или
продуктов взрыва газовой смеси. Наиболь-
Наибольшее применение получили модификации уста-
установок, использующих энергию, выделяющую-
выделяющуюся при«зрыве смеси пропан (пропан-бутан) —
кислород в замкнутом, способном к расшире-
расширению объеме специальной взрывной камеры.
Отечественные источники данного типа полу-
получили название генераторы сейсмических коле-
колебаний (ГСК) и сейсмические излучатели (СИ)-
Они различаются по энергии воздействия на
грунт (ГСК) и по количеству используемой
на одно воздействие смеси (СИ): например,
обозначение ГСК-10 показывает, что уста-
установка обеспечивает воздействие на грунт
с энергией не менее 10 тыс. кгс-м A00 кДж),
а СИ-32 означает, что на одно воздействие
расходуется 32 л смеси (в пересчете на нор-
нормальные условия I.
Схема взрывной камеры газодинамическогр
источника показана на рис. III.32. Основными
деталями ее являются цилиндр / с днищем 2
и крышкой 3 и поршень 4. В объем А (над
поршнем) от пневмосистемы установки или
непосредственно от пневмосистемы транспорт-
транспортной базы подается сжатый воздух под избы-
избыточным давлением, изменяющимся для раз-
различных установок в пределах от 10 до
ЗОМПа, в объем J5— газовая смесь кислорода
с пропаном (пропан-бутаном) в объемном от-
отношении 6:1; при этом поршень 4 может
приподниматься вверх, сжимая воздух в демп-
демпферном объеме. Смесь в детонационном объеме
находится под давлением, определяемым дав-
давлением воздуха в демпферном объеме и мас-
массой поршня. Смесь воспламеняется искрой
автомобильной свечи, срабатывающей по
электрическому сигналу сейсмостанции; го-
горение в металлическом трубопроводе перехо-
переходит в детонацию, и детонационная волна че-
через ввод 5 попадает в объем Б, инициируя
находящуюся там смесь. Давление в объеме Б
резко возрастает, и дниЪце 2 цилиндра /
вдавливается в грунт, возбуждая в нем сей-
1 За рубежом такие установки называют «Дино-
сейс»; они различаются по диаметру взрывных ка-
камер (например, обозначение «36-Диносейс» пока-
показывает, что использована камера диаметром
36 дюймов).
191
Ряс. 111.32. Схема взрывной камеры газоди-
газодинамического источника возбуждения
смические колебания, а поршень 4 подни-
поднимается вверх, сжимая воздух в демпферном
объеме. Вследствие того, что масса поршня
с присоединенными к нему узлами подвески
камеры в несколько раз превышает массу
цилиндра (включая днище и крышку), про-
продукты взрыва передают цилиндру основную
часть выделившейся энергии.
Через малый промежуток времени, достаточ-
достаточный для передачи энергии взрыва в грунт,
под действием давления продуктов взрыва
в объеме Б открывается выхлопной клапан 6
и продукты взрыва через глушитель 7 сбра-
сбрасываются в атмосферу. В момент, когда силы,
действующие на днище 2 (давление продук-
продуктов взрыва) и на крышку 3 (давление воздуха
в демпферном объеме), уравняются, камера
оторвется от грунта и будет двигаться вверх
за счет энергии, запасенной поршнем 4.
Гидравлическая система, предназначенная
для спуска камеры на грунт и подъема ее
в транспортное положение, обеспечивает
также замедленное опускание камеры на
грунт после ее отката.
Источником энергии в газодинамических
установках являются баллоны со сжатым кис-
кислородом и сжиженным пропаном (пропан-
бутаном), преобразователями энергии — га-
газовые редукторы, дозаторами — специаль-
специальные емкости или системы клапанов. Функции
системы спуска—подъема выполняет гидро-
гидропривод с преобразователем энергии — насо-
насосом, работающим от коробки отбора мощности
двигателя транспортной базы или от спе-
специального дизеля. Система обеспечения за-
заданного режима (система клапанов, ресиверы
со сжатым воздухом) управляется электриче-
электрической цепью с использованием в качестве ис-
источников энергии акуумуляторов (специаль-
(специальных или входящих в состав транспортной
базы), от которых питается и система уп-
управления.
Газодинамические источники монтируют
на транспортных базах различных типов^
В зависимости от грузоподъемности транспорт-
192
ной базы и размеров камеры установку обо-
оборудуют одной, чаще двумя или четырьмя
взрывными камерами, срабатывающими одно-
одновременно. Запас газовых компонентов взрыв-
взрывчатой смеси в баллонах, расположенных
на установке, рассчитан на 700—1000 воз-
воздействий.
В последние годы наземный невзрывной
газодинамический источник погружают на
небольшую глубину (до 2—4 м), что позво-
позволяет исключить прохождение волнами самой
верхней части ЗМС, где затухание энергии
наиболее значительно.
Газодинамические источники отличаются
от механических высокой степенью синхрон-
синхронности воздействий.
Промежуточное положение между механи-
механическим и газодинамическим источниками
занимает установка для возбуждения коле-
колебаний на базе строительного дизель-молота.
Электродинамические источники. Разряд
батареи конденсаторов можно осуществить
на электроды с межэлектродным промежут-
промежутком, заполненным жидкостью, либо на ка-
катушку (статор) с перемещающимся в ней яко-
якорем. Источники первого типа следует отнести
к электрогидравлическим, источники вто-
второго типа — к магнитодинамическим. Элек-
Электрогидравлический источник помещают в за-
заполненную водой неглубокую скважину, что
перспективно, например, при работах по
ВСП; при этом глубокую буровую скважину
можно отработать с одного-двух пунктов,
а при использовании зарядов конденсирован-
конденсированных ВВ потребуется во много раз больший
объем буровых работ.
В магнитодинамических источниках в ка-
качестве излучателя используется электриче-
электрическая машина, якорь которой непосредственно
(или через трансформатор) связан с плитой,
воздействующей на грунт, а статор — с инерт-
инертной массой. Плита устанавливается на грунт.
Интенсивный импульс тока от батарей кон-
конденсаторов подается на обмотки якоря и
статора; возникающая при взаимодействии
магнитных полей crisia приводит к быстрому
перемещению якоря и статора друг относи-
относительно друга. Якорь через плиту воздейст-
воздействует на грунт, а статор с инертной массой
свободно движется вверх, после чего специаль-
специальной гидравлической системой плавно опус-
опускается в рабочее положение. Энергия воз-
воздействия магнитодинамических излучателей
определяется значением разряда батареи кон-
конденсаторов, которая Для различных типов
источников может изменяться от сотен джоу-
джоулей до сотен килоджоулей. Наиболее мощ-
мощными источниками этого типа являются
установки «Сейсмодин».
Электродинамические источники всех ти-
типов отличаются высокой точностью синхро-
синхронизации воздействий.
Некоторые характеристики наземных им-
импульсных источников сейсмических колеба-
колебаний приведены в табл. III.13.
Вибрационные источники. Вибрационные
источники осуществляют длительные воз-
воздействия с изменением нагрузки на грунт
во времени по гармоническому закону
с плавно изменяющимся периодом. Продол-
Продолжительность нагрузки (сеанс посылки) обычно
составляет 6—8 с (иногда до сотен секунд),
максимальная сила нагрузки 70—140 кН.
Частота изменения нагрузки (по синусоиде)
от 5—8 до 60—100 Гц (и наоборот). Общая
длительность записи складывается из вре-
времени сеанса посылки и длительности полез-
полезной записи и достигает 12—14 с и более.
Гидравлические вибраторы. Для реализации
синусоидальной нагрузки на грунт исполь-
используются гидравлические вибраторы с электрон-
электронным управлением, обеспечивающим изменение
частоты приложения нагрузки во времени по
заданной программе.
Принцип действия гидравлического вибра-
вибратора показан на рис. III.33. Усилие на
плиту / и далее на грунт передается гидро-
гидроцилиндром 2 двустороннего действия, прижа-
прижатым к грунту массой транспортной базы
(через вспомогательный гидропривод).
Внутри цилиндра совершает колебательные
движения поршень 3. При подаче масла под
давлением в полость А и одновременном сливе
масла из полостей ? и В на плиту и, следова-
следовательно, на грунт действует нагружающая
сила. При подаче масла в полость Б осуществ-
осуществляется слив масла из полости А и плита раз-
разгружается. Подача масла в полости и его
слив из полостей регулируются таким об-
образом, чтобы обеспечить нагрузку на грунт
в соответствии с опорным сигналом в форме
синусоиды с плавно изменяющимся периодом
Таблица II 1.13
Технические характеристики наземных импульсных источников
сейсмических колебаний
Характеристика
Диаметр излучающе^
го элемента, мм
Число излучающих
элементов
Масса одного излуча-
излучателя, кг
Максимальная энер-
энергия воздействия,
кДж
Точность синхрони-
синхронизации воздействий, мс
Минимальный ин-
интервал между воздей-
воздействиями в одной точ-
точке, с
Возможность син-
синхронного накопления
воздействия
Транспортная база
Масса установки,
включая транспорт-
транспортную базу, т
Механиче-
Механический источ-
источник
Установка
падающего
груза
1300
1
3000
по
—.
—
Отсутствует
Автомобиль
—
Газодинамические источники
гск-ю
1350
1
4500
Не менее
100
±2
12
гск-6
720
2
900
60—80
±1,5
12
Имеется
Урал-375СН с по-
полуприцепом
18
13,0
СИ-32
620
2
800
40
±1,5
6—12
СИ-64
620
4
800
80
±1,5
12
Имеется
Урал-375
11,2
13,2
Магнитодина-
мический
источник
Сейсмодин
1400
1
4000
35—40
±1
6
Имеется
КРАЗ-255Б
20
Пр имечание. Имеется модификация импульсного источника СИ-40, монтируемого на колес-
колесном тракторе Т-158 (или Т-150К). Однокамерный источник СИ-40 обладает более высокой проходимостью
и .большей мощностью по сравнению с другими модификациями СИ и за счет этого более производителен
(сокращается число накапливаний и сокращается время на объезды, особенно в условиях заболочен-
заболоченной местности).
7 Зак. 80
193
Рис. Ш.ЗЗ. Принцип действия гидравличе-
гидравлического вибратора
Под действием силы плита колеблется, воз-
возбуждая в грунте вынужденные колебания
с заданной частотой. Для исключения фазо-
фазовых искажений вибратор оснащен компенси-
компенсирующим устройством, обеспечивающим со-
соответствие возбуждаемого сигнала опорному.
Для управления вибратором, дозировки масла
при подаче в полости цилиндра и сливе его
оттуда используется высокоточное электрон-
электронное и сложное гидравлическое оборудова-
оборудование. Вибратор, плита, передающая нагрузку
грунту, и системы питания, управления и
обеспечения монтируются на транспортных
базах различного типа. При работе плита и
вибратор опускаются на грунт и прижимаются
к нему за счет собственной массы, а также
ва счет массы транспортной базы, приклады-
прикладываемой к излучателю с помощью гидропри-
зода, осуществляющего спуско-подъемные
операции. Основные параметры гидравличе-
гидравлических сейсмических вибраторов (СВ), в том
числе для глубинного просвечивания Земли
(СВ20/50; СВ50/15), приведены в табл. III.14.
Электромеханические вибрационные источ-
источники. Для изучения малых глубин, а также
для нужд нефтегазовой геофизики эти источ-
источники получили широкое применение. Основу
такого источника составляет электрическая
машина, вращающая маховик с эксцентриком.
Изменение нагрузки на грунт (по синусоиде
с изменяющимся периодом) достигается за
счет изменения скорости вращения маховика.
Источником энергии для вибрационных
установок является устанавливаемый на
транспортную базу дизель-генератор; зна-
значительно реже используется двигатель транс-
транспортной базы (через коробку отбора мощ-
мощности).
Для повышения глубинности исследований
и уменьшения числа суммируемых воздейст-
воздействий обычно применяются группы из 3—5 син-
синхронно работающих вибрационных или им-
импульсных источников; сейсмостанция-нако-
питель суммирует до 10—40 групповых воз-
воздействий.
Мощность вибрационного источника обычно
меньше, чем у импульсного, и компенси-
компенсируется длительным сеансом посылки.
Основными преимуществами вибрационных
источников по сравнению с импульсными яв-
являются большая длительность излучающего
сигнала, обеспечивающая повышенную по-
помехозащищенность, и возможность управле-
управления спектром возбуждаемых колебаний. Од-
Однако для реализации вибросейсмического
способа требуются вибраторы повышенной
стоимости, сложная система управления,
а также специальная обрабатывающая аппа-
аппаратура для корреляционного преобразова-
преобразования нечитаемых «вибрационных» записей
в читаемые «импульсные».
Таблица III.14
Технические характеристики гидравлических вибрационных источников
Характеристика
Наибольшее уси-
усилие на грунт, кН
Общая масса уста-
установки, кг
Инертная масса, кг
Площадь опорной
плиты, м2
Рабочий диапазон
частот, Гц
Транспортная база
свю/юо
100
19 675
2 500
2.5
4ч-100
КРАЗ-255Б
СВ7/150
70
13 500
2 000
1.0
5ч-150
Урал-375
СВ20/50
200
61000
6 600
2.5
2ч-50
Скрепер ДЗ-11П
СВ50/15
500
109 000
10 000
4,0
2ч-15
Скрепер ДЗ-67
194
Материалы, полученные С вибрационными
источниками, вполне сопоставимы с данными
«взрывной» сейсморазведки (а нередко и пре-
превосходят последние по качеству). В то же
время экономическая эффективность приме-
применения вибрационных излучателей, достигае-
достигаемая за счет резкого повышения производи-
производительности полевых работ, исключения трудо-
трудоемких и дорогостоящих буровых, взрывных
и ликвидационных работ, весьма значительна.
Особенно существенны преимущества вибро-
вибросейсморазведки в районах с крайне трудными
для бурения условиями.
В последние годы наряду с импульсным и
вибрационным способами возбуждения по-
появился новый способ промежуточного хара-
характера, получивший название «Сейсмокод»
или «Интерференционное накопление».
Этот способ предусматривает приложе-
приложение к среде быстро следующих друг за другом
импульсных нагрузок, расположенных во
времени по заранее заданному закону (коду).
При использовании такого виброимпульсного
(виброударного) способа благодаря частым
посылкам сигналов сокращается время на-
наблюдений по сравнению с импульсными ис-
источниками при значительно меньших затратах
времени на обработку материалов в вычисли-
вычислительных центрах (по сравнению с вибрацион-
вибрационными).
Источники возбуждения
на акваториях [6]
Сейсморазведочные работы на морях, океа-
океанах, озерах и реках в последние годы полу-
получили широкое распространение в связи с соз-
созданием невзрывных источников возбуждения.
Классификация источников на взрывные и
невзрывные в известной мере условна, так
как в некоторых невзрывных истдчниках
также используются взрывные процессы:
химические взрывы газовой смеси (водород—
кислород, пропан—кислород и др.), а также
физические взрывы — выхлоп сжатого газа,
электрический разряд. Относительно слабая
интенсивность невзрывных источников обес-
обеспечивает их практически полную безопас-
безопасность для ихтиофауны и других объектов
окружающей среды. В то же время эффектив-
эффективность незврывных источников во многом оп-
определяется возможностями управления про-
процессом возбуждения, а также полной от-
отдачей энергии излучения, спектр которой
находится в сейсмическом диапазоне частот.
Наиболее широко используются пневмати-
пневматические источники, установки газовой детона-
детонации (УГД), электроискровые излучатели
(для изучения малых глубин — геолокации).
Механические источники (в них реализуется
резкое перемещение мембраны) при работах
7*
на акваториях применяются относительно
редко [18].
При срабатывании в воде невзрывных источ-
источников (как и при взрыве конденсированных
ВВ) возбуждается несколько волн давления.
Первая вызвана непосредственно источником,
последующие — пульсацией образовавшейся
газовой полости (она возникает в тех случаях,
когда в результате расширения газы не до-
достигают поверхности). Сейсмическая эффек-
эффективность источника определяется амплитудой
давления, длительностью фазы сжатия пер-
первой волны и периодом первой пульсации.
Интенсивность и спектральные характе-
характеристики сейсмических сигналов, возбуждае-
возбуждаемых источником, зависят от выделяющейся
энергии и от конструкции источника. Спек-
Спектральные характеристики сигналов опреде-
определяются глубиной погружения источника,
периодом пульсации, формой и длительно-
длительностью фазы сжатия первой волны. Если пе-
период пульсации достаточно велик и превы-
превышает длительность импульсной характе-
характеристики комплекса «среда—приемо-регистри-
рующая аппаратура» или приняты эффектив-
эффективные меры по подавлению пульсации, то пер-
первая волна регистрируется отдельно от по-
последующих и эффективность источника оп-
определяется лишь ее параметрами. Когда дли-
длительность импульсной характеристики дан-
данного комплекса значительно превышает пе-
период пульсации, необходимо рассматривать
спектральные характеристики всего цуга волн.
Поэтому существует два способа определе-
определения оптимальных параметров источников,
обеспечивающих сосредоточение энергии сиг-
сигнала вблизи заданной частоты f0.
1. В качестве полезного сигнала исполь-
используется только первая волна, возбуждаемая
при срабатывании источника. Тогда оптималь-
оптимальная глубина погружения источника Но =
= с/4/о» где с — скорость звука в воде, а оп-
оптимальная длительность фазы сжатия первой
волны ?сж = 1/2/0. Оптимальным для заданной
частоты /0 является источник, обеспечиваю-
обеспечивающий указанное значение tcyK при глубине
погружения Но.
2. Сигнал состоит из цуга волн, возбуждае-
возбуждаемых при пульсации. Максимальное значе-
значение спектральной плотности вблизи ча-
частоты /0 достигается при глубине погружения
источника Я = с/4/0 и параметрах источника,
обеспечивающих на данной глубине период
пульсации Т = 1//„.
Сравнение источников с одинаковой энер-
энергией показывает, что наиболее низкочастот-
низкочастотными являются пневматические, затем УГД
и электроискровые источники. Подавление
пульсации и использование только первой
волны приводит к смещению спектра сигнала
в область высоких частот. При подавлении
пульсации можно выделить следующие по-
195
лосы частот, в которых наиболее целесооб-
целесообразно применять рассмотренные источники:
пневматические 20—50 Гц, УГД-40—100 Гц,
электроискровые 100—500 Гц.
Для обеспечения высокой разрешенности
записей необходимо непосредственно при
возбуждении принимать меры по подавлению
пульсации. В невзрывных источниках исполь-
используют искусственное повышение давления
в перерасширившейся газовой полости в мо-
момент, близкий к середине первого периода
пульсации, что достигается путем исполь-
использования спаренных, близко расположенных
излучателей, срабатывающих с задержкой,
равной половине периода пульсации. При
равенстве энергий основного и вспомогатель-
вспомогательного излучателей обеспечивается практически
полное подавление пульсации. Другим эф-
эффективным способом борьбы с помехами от
пульсации является накопление сигналов
с разным периодом пульсации при постепен-
постепенном периодическом изменении энергии воз-
воздействия или глубины погружения излуча-
излучателя. Аналогичный результат достигается
и при группировании примерно десяти источ-
источников с разными периодами пульсации. Син-
Синфазное сложение первых волн и несинфазное
наложение последующих колебаний приводит
к значительному превышению эффективной
амплитуды суммарной первой волны над по-
последующими.
Ослабление пульсации возможно и путем
группирования источников, расположенных
друг относительно друга так, что газовые
полости в момент их максимального расшире-
расширения, сливаясь, образуют единую полость,
отличающуюся по форме от сферической.
При линейном расположении источников
шаг группирования должен соответствовать
диаметру газовой полости одиночного источ-
источника в момент ее максимального расширения.
Пневматические источники. Работа мор-
морских пневматических источников обычно
обеспечивается воздушными дизельными ком-
компрессорами ДК-2 или ДК-Ю, использующими
имеющиеся на судах горюче-смазочные ма-
материалы. Производительность компрессоров
составляет соответственно 12 и 24 л/мин воз-
воздуха, сжатого до 15 000 кПа. Энергия, запа-
запасенная сжатым воздухом на выходе из ком-
компрессора ДК-2 и отнесенная ко времени, со-
составляет 8,4-103 Дж/с. Сжатый воздух по
трубопроводу на борту и гибким рукавам за
кормой судна подается в камеру буксируемого
источника. По электрическому сигналу от ре-
регистрирующей аппаратуры резко открывается
выхлопное отверстие пневмокамеры и сжа-
сжатый воздух выпускается в воду. Основные тех-
технические характеристики пневматических из-
излучателей даны в табл. III.15.
На рис. II 1.34 приведена схема пневмока-
пневмокамеры излучателя ПИ-1Б. Сжатый воздух по
196
гибкому рукаву подается в пневмокамеру по»
стрелке Л, прижимая поршень / в крайнее
нижнее положение, при котором выхлопное
отверстие из камеры остается закрытым.
После заполнения сжатым воздухом внутрен-
внутренних полостей поршня и основного объема
камеры по сигналу от сейсмостанции подается-
питание на электромагнитный клапан 9.
Сжатый воздух поступает под плечико поршня-
в объем 10, резко сдвига^ поршень вверх и
открывая выхлопное отверстие.
Установки газовой детонации (УГД). Среди
используемых взрывчатых смесей наиболее-
широкое применение нашли пропан-кисло-
пропан-кислород (УГД) и водород-кислород (УГД—ВК.С).
Удельная теплота, выделяемая при взрыве
смеси пропан-кислород, с учетом диссоциа-
диссоциации продуктов взрыва составляет 2,1 ккал*
(8,9. Ю3 Дж) на 1 дм3 смеси при нормальных
условиях, а при взрыве смеси водород-кис-
водород-кислород—4,7' 103 Дж. Способ получения газовой*
смеси определяется ее составом; при работах
со смесью водород-кислород для получе-
получения 1 дм8/с смеси путем электролиза воды тре-
требуется электрическая мощность не менее
8 кВт, а с учетом реального КПД электро-
электролизера — 12—15 кВт. Газовая смесь из элек-
электролизной установки подается под повышен-
повышенным давлением через огнепреградительные
устройства во взрывную камеру, опущенную-
в воду.
При использовании смеси пропан-кислород
необходимый запас сжиженного горючего-
газа и газообразного кислорода располагают
на борту судна. Способ приготовления смеси
пропан-кислород схематически изображен
на рис. 111.35.
Компоненты через редукторы, мерники,
фильтры и обратные клапаны подаются в»
взрывную камеру. Поджигание смеси произ-
производится искровой свечой, детонация пере-
передается в объем взрывной камеры по специаль-
специальным каналам (рукавам). Простейшая кон-
конструкция взрывной камеры представляет со-
собой открытую снизу металлическую трубу.
Для стабилизации нижней границы раздела
газ—вода выхлопное отверстие закрывают
подпружиненной пластиной диаметром, в
2—3 раза превышающим выхлопное отверстие
камеры.
Максимальная интенсивность сигнала при?
взрыве достигается, когда диаметр металли-
металлической трубы соизмерим с ее длиной. Если
корпус взрывной камеры выполнен из эла-
эластичного материала (например резины), то»
амплитуда первой волны возрастает по сравне-
сравнению с амплитудой волны, создаваемой каме-
камерой с жестким корпусом.
Применение взрывных камер с эластичными
оболочками особенно эффективно при исполь-
использовании удлиненных конструкций малого
диаметра, однако при этом одновременна
Рис. 111.34. Схема пневмокамеры излучателя
ПИ-16 перед выхлопом (а) и в момент вы-
выхлопа (б).
1 — поршень; 2 — уплотнительное фторопласто-
фторопластовое кольцо; 3 — корпус; 4 — основной объем
пневмокамеры; 5 — центральная полость поршня;
6 — клапаны; 7 — уплотнительные резиновые
кольца; 8 — демпферный объем; 9 —>¦ запускаю-
запускающий электромагнитный клапан; 10 — объем ка-
камеры под плечиком поршня
с увеличением акустической эффективности
источника сокращается длительность фазы
сжатия первой волны, что приводит к обога-
обогащению спектра сигнала высокочастотными
составляющими.
Электроискровые источники. Основными
элементами таких излучателей служат источ-
источник постоянного тока напряжением 5—20 кВ;
батарея накопительных конденсаторов ем-
емкостью до нескольких сотен микрофарад;
коммутационное устройство, подключающее
по сигналу от регистрирующей аппаратуры
батарею конденсаторов к передающему ка-
кабелю; разрядник, между электродами кото-
которого в воде происходит электрический разряд.
Принципиальная схема электроискрового
источника приведена на рис. 111.36.
В качестве накопительной емкости исполь-
используется батарея малоиндуктивных импульсных
конденсаторов, рассчитанных на большие
разрядные токи. Коммутационное устройство
представляет собой управляемый искровой
разрядник, который конструктивно выполнен
в виде двух электродов полусферической
формы, причем поджигающий электрод
впрессован с изоляцией по оси одного иэ
рабочих электродов. Расстояние между элек-
электродами рассчитывается так, чтобы напряже-
напряжение заряда накопительных емкостей не при-
Т а б л ица III.15
Основные технические характеристики пневматических излучателей
Характеристика
Объем пневмокаме-
пневмокамеры, дм3
Число пневмокамер
Масса пневмокаме-
пневмокамеры, кг
Давление сжатого
воздуха, кПа .
Амплитуда первой
волны давления на
расстоянии 1 м, кПа
Длительность фазы
сжатия, с
Назначение
Возбуждаемый
спектр частот, Гц
ПИ-1Б
7; 3
4; 4
70; 60
10 000
350; 250
0,015;
0,011
MOB
20—50
ПИ-1В
2,5
16
25
15 000
350 — для
одной камеры,
2000 — для
группы из 8
камер
0,010 — для
одной камеры,
0,012 — для
группы из 8
камер
MOB
20—50
«Импульо
3
4
80
15 000
350 — для
одной камеры,
1500 — для
группы из 4
камер
0,010 —для
одной камеры,
0,012 — для
группы из 4
камер >
MOB
20—50
ПИ-4
3; 2
6; 6
25
15 000
300 — для
одной камеры,
900 — для
группы из 4
камер
0,010 —для
одной камеры,
0,012 — для
группы из 4
камер
MOB на мел-
мелководье
ПИ-5
30
4
250
15 000
800
0,024
КМПВ и
MOB
7—30
Примечания. 1. В излучателях ГШ-1Б и ПИ-4 применяются камеры с различными объемами
и некоторые характеристики указаны раздельно для камер с различным объемом. 2. В излучателях
ПИ-IB, «Импульс» и ПИ-4 используется группирование камер: в ПИ-IB —линейная группа с шагом
группирования 0,5 м и общей длиной 4 м; в «Импульсе» группа располагается на квадратной раме со
стороной 2 м; в ПИ-4 — линейная группа длиной 3 м. Сам источник ПИ-4 погружается в скважину диа-
диаметром 160 мм.
197
1 V V V V\
Кислород „
У кРм К '
Рис. III.35. Схема установки газовой детонации.
J — редуктор; 2 — манометр; 3 — мерник; 4 — регулировочный расходный вентиль; 5 — электромаг-
электромагнитный вентиль; 6 — фильтр; 7 — обратный клапан; 8 — смесительное устройство; 9 — узел поджи-
поджигания; 10 — искровая свеча; 11 — резиновый рукав или металлический трубопровод; 12 — буксирный
трос; 13 — поплавок; 14 — взрывная камера; /, // — контакты; Л, /, — растяжки буксирного троса;
конструкция взрывной камеры с закрытым выхлопным отверстием: 15 — корпус взрывной камеры;
16 — подвижная пластина; 17 — пружина; 18 — ограничительная втулка
водило к самопроизвольному разряду. Ко-
Командный импульс вырабатывается специаль-
специальной схемой или снимается с автомобильной
бобины. Напряжение поджигающего импуль-
импульса превосходит напряжение накопительных
емкостей и приводит к пробою искрового
промежутка, вызывая основной разряд.
Рис. III.36. Схема электроискрового ис-
источника
/ — коммутационное устройство; 2 — кабель;
3 —- разрядник; 4 — батарея конденсаторов
198
Иногда разрядники помещают в вакуумные
камеры. Для уменьшения индуктивности,
а также сокращения времени срабатывания
используют дополнительные электроды
с промежуточными потенциалами или парал-
параллельное включение разрядников. Вместо опи-
описанных разрядников можно применять игни-
игнитроны. В качестве проводника, соединяющего
разрядник с электродами, опущенными в во-
воду, используют коаксиальные кабели. При
этом повышенные требования к пробивному
напряжению кабеля не предъявляются, по-
поскольку процесс пробоя в жидкости разви-
развивается гораздо быстрее, чем в изоляции ка-
кабеля.
Основные электроды, опускаемые в воду,
конструктивно выполняются в виде сталь-
стального цилиндра (заземленный электрод) и
расположенного внутри него изолированного
потенциального электрода. В качестве элек-
тродов эффективно использовать жилы ко-
коаксиального кабеля; в этом случае централь-
центральную жилу кабеля освобождают от внешней
экранной оболочки на участке длиной в не-
несколько сантиметров от конца; следующий
небольшой участок экранной оболочки оста-
оставляют открытым и усиливают его медным про-
проводом. Наибольшей мощностью единичного
разряда (до 150 кДж) из числа отечественных
электроискровых источников обладает* раз-
разрядник «Волна».
§ 34. ПРИЕМНЫЕ УСТРОЙСТВА
В СЕЙСМОРАЗВЕДКЕ
НА АКВАТОРИЯХ
Приемные устройства для акваторий раз-
разделяются на три основных типа: донные,
поверхностные, буксируемые (взвешенные).
Донные приемные устройства [39]. Эти
устройства обеспечивают установку сейсмо-
приемников или их групп на дно или вблизи
дна. Для достижения минимального уровня
шумов регистрация осуществляется только
при полной остановке приемного устройства.
Основные эксплуатационные достоинства
донных приемных устройств заключаются
в следующем: а) при остановке устройства
на время регистрации (особенно когда судно
становится на якорь) можно обеспечить весь-
весьма низкий уровень регистрируемых шумов,
близкий к шумам моря; б) использование
способа «волочения» при буксировке позво-
позволяет практически исключить снос приемных
устройств боковыми течениями, что имеет
важное значение при работах с накаплива-
накапливанием сейсмических сигналов, где необходимо
минимальное отклонение фактического
положения приемного устройства от расчет-
расчетного.
Однако при эксплуатации донных прием-
приемных устройств имеются следующие ограниче-
ограничения: а) значительная трудоемкость работ
на профиле, связанная с необходимостью
частых спуско-подъёмных операций для
стравливания и выборки слабины, с повре-
повреждениями проводов, кабелей и шлангов,
громоздкостью конструкции донных кос в це-
целом и т. п.; б) в районах с интенсивными бо-
боковыми и циркуляционными течениями уров-
уровни шумов донных кос резко увеличиваются;
в) малая износоустойчивость пластмассовых
оболочек кабелей и шлангов ограничивает
область применения донных приемных уст-
устройств площадями с относительно спокойным
рельефом дна, мягкими донными грунтами
и сравнительно малыми глубинами.
Поверхностные приемные устройства.
Они представляют собой плавающий кабель
(или жгут проводов) с приемниками, располо-
расположенными на его поверхности либо на при-
прикрепленных к нему на небольшой длине от-
отрезках кабеля (или шланга, заполненного
маслом). Во время регистрации приемное
устройство останавливается за счет вы-
вытравливания с судна слабины кабеля; при
этом буксирующее судно продолжает движе-
движение по профилю с прежней скоростью. При
остановке приемного устройства кабель пр-
гружается в местах расположения приемни-
приемников (или отрезков кабеля с приемниками)
на глубину, что резко снижает уровень ре-
регистрируемых шумов. Поверхностные косы
используются практически при любых глу-
глубинах, однако они наиболее удобны при ра-
работах на среднем мелководье в ' районах
с резко изменяющейся соленостью (например
в акваториях устьев рек). Основными кон-
конструктивными недостатками поверхностных
приемных устройств являются: а) невысокие
гидродинамические качества, ограничива-
ограничивающие скорости буксировки и, следова-
следовательно, производительность сейсмических ра-
работ; б) чувствительность к шумам от волне-
волнения на поверхности воды; в) снос от линии
профиля под действием ветров и течений
(особенно при остановке приемного устрой-
устройства), причем учет этого сноса весьма затруд-
затруднителен [39].
Буксируемые приемные устройства. К бу-
буксируемым (взвешенным или погруженным)
относят устройства, представляющие собой
секционированный кабель или маслона-
полненный шланг с расположенными внутри
него приемниками давления, который не-
непрерывно буксируется за судном на опре-
определенной глубине, задаваемой специальными
заглубляющими устройствами в виде ста-
статической системы (пассивного груза) или
активной гидродинамической системы (авто-
управляемых подводных планеров — ста-
стабилизаторов глубины). Буксируемые прием-
приемные устройства (БПУ) позволяют проводить
сейсмические работы на акваториях при
глубинах 6 м и более при непрерывном дви-
движении буксирующего судна и приемного
устройства в диапазоне скоростей 3—15ууз-
лов, обеспечивая достаточно низкие уровни
регистрируемых шумов и наиболее высокую
производительность работ.
При использовании БПУ обеспечиваются
малая зависимость уровней шумов от состо-
состояния поверхности воды; возможность про-
проведения высокопроизводительных работ при
непрерывном движении; неограниченная воз-
возможность выбора вариантов группирования
и числа приемников в группе [39].
В шланговой маслонаполненной прием-
приемной установке пьезоэлектрические прием-
приемники давления, согласующие трансформаторы
(или эмиттерные повторители), соедини-
соединительные провода и грузонесущие тросы рас-
199
Рис. 111.37. Схема буксировки приемного устройства для работ МОГТ.
КБ — кабель-буксир; СГ — стабилизатор глубины; А — секция-амортизатор; Г — секция датчика
глубины; ПВ — секция датчика прямой волны; 1—24 — приемные секции БПУ; Ф — хвостовой фал;
Б — хвостовой буй с радиолокационным отражателем
положены внутри секционированного (по
100 или 50 м) пластмассового (поливинил-
хлоридного) шланга диаметром 45—70 мм,
заполненного специальным маслом, которое
одновременно обеспечивает электрическую
изоляцию элементов БПУ, небольшую поло-
положительную плавучесть секций и близкий
к единице коэффициент передачи акустиче-
акустического давления между водой и пьезоприемни-
ками давления. Секции БПУ соединяются
между собой герметичными муфтами с много-
многоконтактными разъемами (до 120 контак-
контактов). В каждой приборной секции располо-
расположено по одному или несколько приемных
каналов, состоящих из параллельно или
последовательно-параллельно соединенных
пьезоприемников давления, которые уста-
устанавливаются вдоль длины секций по схе-
схемам, обеспечивающим формирование групп
с заданной характеристикой направленности.
По характеру применения, особенностям
конструктивного выполнения и схемам
буксировки можно выделить две основные
модификации БПУ.
1- Одноканальные БПУ, применяемые
при работах способом «центрального луча»
(СЦЛ) или при непрерывном сейсмическом
профилировании (НСП) для рекогносци-
рекогносцировочных и' региональных сейсмических ис-
исследований в морях и океанах, а также при
проведении инженерно-геологических ра-
работ и разведки рудных месторождений на
шельфе способом детальной съемки.
2. Многоканальные БПУ (на 12, 24, 48,
96 каналов и более), применяемые при про-
проведении работ с накапливанием сейсмических
сигналов (например по способу ОГТ) при
поисково-разведочных и детальных исследо-
исследованиях на нефть и газ.
Известны четыре основные модификации
БПУ для работ ОГТ; а) 48-канальная коса
D8 приборных секций длиной по 50 м, с ша-
шагом между каналами 50 м и длиной расста-
расстановки 2400 м); б) 48-канальная коса B4 при-
приборных секций длиной по 100 м, с шагом ме-
между каналами 50 м и длиной расстановки
2400 м); в) 24-канальная коса B4 приборных
секций длиной по 100 м, с шагом 100 м и
длиной 2400 м); г) 24-канальная коса B4 при-
200
борных секций по 50—70 м, с шагом 50—70 м
и длиной 1200—1600 м).
Все приемные устройства для ОГТ ком-
комплектуются автоматическими стабилизато-
стабилизаторами глубины F—12 шт.), датчиками глу-
глубины F шт.), датчиками вступлений прямой
волны D—6 шт.), а также шланговыми амор-
амортизаторами. Первые приборные секции БПУ
удаляются от буксирующего судна с помощью
кабелей-буксиров на расстояние 200—
600 м (рис. 111.37).
Нейтральная плавучесть «сверх дли иных»
БПУ обеспечивается специальными пласт-
пластмассовыми вставками цилиндрической
формы, компенсирующими утяжеление
БПУ, связанное с большим числом проводов
и грузонесущих стальных тросов. Прочно-
Прочностные характеристики таких БПУ допускают
возможность их буксировки на скоростях
до 6—8 узлов с применением стабилизаторов
глубины, которые путем автоматического
изменения угла атаки крыльев поддержи-
поддерживают заданную глубину погружения БПУ
с погрешностью ±0,3 м.
Для определения глубины погружения
БПУ применяются малогабаритные ин-
индуктивные и потенциометрические датчики
глубины, обеспечивающие достаточную для
сейсморазведки точность (±0,5 м) и поз-
позволяющие применять простейшую технику
регистрации.
Сейсмическое судно, буксирующее прием-
приемное устройство, вследствие течений и ветро-
ветрового сноса никогда не движется точно по рас-
расчетному профилю; фактическое расстояние
между источником сигналов и приемными ка-
каналами БПУ может отличаться от расчетного
в среднем до 5—8%, а при неблагоприятных
гидрометеоусловиях до 10—15%. Для опре-
определения расстояний взрыв — прибор при-
применяется несколько способов: а) регистра-
регистрация вступлений прямой волны от источника
в диапазоне частот 1—10 кГц с помощью
специальных приемников, располагаемых
в нескольких участках на длине БПУ, что
обеспечивает при погрешности 10—15 м
хорошее качество ввода кинематических по-
поправок; б) радиолокационное определение
расстояния и угла1 сноса специального буя,
буксируемого на конце приемного устройства,
обеспечивающее погрешность определения
расстояний до нескольких метров и углов
сноса около 1°; в) определение абсолютных
координат хвостового буя с помощью уста-
установленного на нем приемника радионавига-
радионавигационной системы, сигналы которого ретранс-
ретранслируются на борт судна. Обычно применяют-
применяются различные комбинации указанных спо-
способов .
Пьезоэлектрические приемники давления.
Широкое использование пьезоэлектриче-
пьезоэлектрических приемников давления обусловлено их
малыми габаритами и массой, высокой чув-
чувствительностью, широкополосностью и до-
достаточно низкой стоимостью. Пьезоэлектри-
Пьезоэлектрические материалы постоянно совершенствуют-
совершенствуются — от кристаллов сегнетовой соли до пьезо-
керамики титаната бария и цирконата тита-
ната свинца.
Приемники давления, работающие по прин-
принципу всестороннего сжатия цилиндрического
пьезоэлемента, практически не изменяют
своей чувствительности с увеличением глу-
глубины, предельное значение которой опре-
определяется прочностью пьезокерамики и
качеством герметизации торцевых крышек,
составляя обычно 200—300 м.
Применение пьезочувствительных эле-
элементов, работающих на изгиб, позволило
повысить чувствительность и помехоустой-
помехоустойчивость приемников.
Результаты специальных исследований
на море свидетельствует, что основную долю
в помехах, регистрируемых БПУ, составляют
вибрации. Поскольку более виброустойчи-
виброустойчивыми являются приемники с меньшей массой
чувствительного элемента, то пластинчатые
пьезоэлементы, работающие на изгиб, при
прочих равных параметрах предпочтительнее
цилиндрических. Это и определяет их широ-
широкое использование в последние годы. Однако
изгибные пьезоэлементы подвержены изме-
изменению чувствительности с глубиной, что на
предельных глубинах погружения (более
100—150 м) приводит к «запиранию» и даже
к разрушению пьезоэлементов. Опыт пока-
показал, что пьезоэлементы, работающие на из-
изгиб, стареют значительно быстрее (особенно
при длительном воздействии гидростатиче-
гидростатического давления) пьезоэлементов, работающих
на сжатие.
Основные технические характеристики
некоторых современных пьезоэлектриче-
пьезоэлектрических приемников давления приведены
в табл. III.16.
Пьезоприемники ПДС-21 (рис. 111.38, а)
состоят из двух пьезокерамических цилин-
цилиндров, консольно закрепленных на централь-
центральной опорной шайбе и закрытых по внешним
концам торцевыми крышками. Защитный
корпус приемника выполнен в виде перфо-
перфорированного разборного цилиндра из
ударопрочной и прозрачной пластмассы.
При параллельном соедин§нии пьезо-
пьезокерамических цилиндров обеспечивается
электромеханическая компенсация сигналов,
вызываемых продольной вибрацией пьезо-
приемника.
В пьезоприемниках ПДС-7 (рис. 111.38, б)
параллельное соединение двух пар противо-
противоположно ориентированных дисковых пьезо-
пьезоэлементов обеспечивает компенсацию элек-
электрических сигналов, вызываемых попереч-
поперечной вибрацией (перпендикулярно к плоскости
мембран); устойчивость к продольным вибра-
вибрациям в плоскости мембран обеспечивается
низкой чувствительностью изгибных пьезо-
Таб л и ца III.16
Основные технические характеристики пьезоэлектрических приемников давления
Характеристика
Акустическая чувствительность, мкВ/Па
Чувствительность к ускорениям, мкВ/(см/с2)
Тип пьезоэлемента
Число пьезоэлементов
Емкость электрическая, мкФ
Диапазон рабочих глубин, м
Предельная глубина погружения (разрушения), м
Габариты, мм
длина
ширина
высота
диаметр
Масса, г
ПДС-21
1.4
1.5
Цилиндр
2
0,014
0—200
300
62
—
—
32
50
ПДС-7
3,0
0,5
Диск
4
0,016
0—100
200
58
30
12
—
20
201
Рис. 111.38. Конструкция виброустойчивых
пьезоприемников давления ПДС-21 (а) и
ПДС-7 (б).
1 — пьезокерамический цилиндр (диск у ПДС-7);
2]— опорная шайба; 3 — торцевая крышка; 4 —
ващитный корпус; 5 — соединительные провода;
6 — выводная клемма; 7 — металлическая мем-
мембрана; 8 — герметик
элементов к продольным ускорениям. Моно-
Монолитный блок металлических мембран с на-
наклеенными дисковыми пьезоэлементами
в ПДС-7 герметизирован с помощью масло-
бензостойкого герметика и установлен
внутри составного защитного корпуса из
ударопрочной пластмассы. Такая конструк-
конструкция обеспечивает дополнительную механи-
механическую и акустическую защиту чувствитель-
чувствительных пьезоэлементов от ударных нагрузок,
воспринимаемых корпусом БПУ.
Шумы буксируемых приемных устройств.
Регистрируемые шумы связаны в основном
с методикой буксировки. Шумы, регистриру-
регистрируемые БПУ, связаны с суперпозицией помех
различной природы: гидродинамических
шумов обтекания БПУ, шумов моря, букси-
буксирующего судна, вибрационных, электриче-
электрических. Основным источником продольных и по-
поперечных вибраций, определяющих верхний
уровень шумов, являются колебания кабеля-
буксира, вызываемые рывками судна и дей-
действием его кильватерной струи, а также
колебаниями автоматических стабилизаторов
глубины, устанавливаемых вдоль «сверх-
«сверхдлинных» многоканальных БПУ.
Наиболее эффективными являются сле-
следующие способы борьбы с вибрационными
помехами: 1) повышение виброустойчивости
пьезоприемников давления; 2) использова-
использование кабелей-буксиров с обтекателями, улуч-
улучшающими гидродинамические - параметры
?02
системы заглубления БПУ; 3) механическая
амортизация между приемными секциями
и кабелем-буксиром; 4) группирование пьезо-
пьезоприемников [30].
Повышение помехоустойчивости БПУ
позволяет увеличивать глубинность иссле-
исследований и повышать производительность за
счет увеличения скоростей буксировки.
§ 35. АППАРАТУРА
ДЛЯ НАБЛЮДЕНИЙ В СКВАЖИНАХ
В состав аппаратуры для наблюдений
в скважинах входят скважинные и наземные
приборы. К скважинным приборам предъ-
предъявляются требования особой надежности.
Они должны обеспечивать необходимый дина-
динамический и частотный диапазон регистрации,
заданную глубинность исследований, обла-
обладать термостойкостью и возможностью ис-
использования 6—12 каналов регистрации.
Скважинный прибор должен стыковаться
с серийными сейсмостанциями. Характерные
особенности скважинных наблюдений свя-
связаны^ передачей сигналов по стандартному
каротажному кабелю, что сопряжено с необ-
необходимостью уплотнения сигналов и исключе-
исключения различных помех и утечек.
Станция ВСП-1 позволяет осуществлять
вертикальное сейсмическое профилирование
в глубоких нефтяных и газовых скважинах
и чередовать наземные и скважинные наблю-
наблюдения для определения природы зарегистри-
зарегистрированных волн и их интерпретации. С ее
помощью можно прослеживать не только пер-
первые вступления, но и всю волновую картину
в последующей части записи.
Конструктивно наземная часть станции
ВСП-1 оформлена в виде трех стоек, две из
которых заполнены блоками записи и реги-
регистрации от станции СМОВ-О-24, а третья
включает блок усилителей ВСП-1, осцилло-
осциллограф ОС-9 и блок питания. В состав станции
входит также коммутатор, позволяющий осу-
осуществлять запись нескольких возбуждений
на магнитную ленту. Наземная аппаратура
монтируется в кузове автомашины ГАЗ- 66.
Скважинная часть состоит из шести при-
приборов, каждый из которых содержит три
сейсмоприемника С1-20 с повышенной тем-
пературостойкостью. Скважинные ^ прибо-
приборы снабжены прижимными устройствами,
собираемыми из унифицированных полурес-
полурессор, и соединены семижильным кабелем
в шестиканальный зонд (одна из жил являет-
является общей). В состав зонда входит демпфер —
механический фильтр низкочастотных по-
помех, гасящий трубные волны (металлические
болванки с прижимными устройствами)).
Принцип действия аппаратуры ВСП1-
показан на рис~ 111.39. Сигналы от сейсмо-
Рис. 111.39. Блок-схема аппаратуры ВСП-1
приемников 1 поступают по кабелю на входы
усилителей ВСП-1 и проходят последова-
последовательно все усилительные блоки: входное
устройство 2, ФНЧ и ФВЧ <?, режекторный
<ридьтр 4, дополнительный каскад усиления 5
и выходные каскады 6. Входное устройство,
играющее роль компенсатора взаимных вли-
влияний, позволяет использовать общий провод
для передачи сигналов от скважинных сейсмо-
приемников. Сигналы регистрируются осцил-
осциллографом ОС-9 либо поступают на усилители 7
и блок регистрации 8 станции СМОВ-О-24
для записи через коммутатор 9 на магнитную
ленту. Записанные сигналы считываются,
проходят через усилитель воспроизведения 10
и блок поканального воспроизведения //
станции СМОВ-О-24.
Основные технические характеристики
станции ВСП-1 приведены ниже.
Скважинная аппаратура
Число измерительных каналов 6
при использовании семижиль-
семижильного кабеля
Глубина исследуемых сква- До 5000
жин, м
Интервал рабочих температур, —20-5-160
°С
Максимальное рабочее давле- 60
ние, МПа|
Динамический диапазон, дБ 120
Тип прижимных устройств Рессорный
Габариты прибора и демпфера 534X75
(без рессор), мм
Минимально допустимое сопро- 5
тивление изоляции, кОм
Тип сейсмоприемников С1-20-ТС
Наземная аппарат)ра
Уровень шумов основного у си- 0,51
лителя, приведенный ко входу,
мкВ
Динамический диапазон осцил- 68
лографического тракта записи
(без сжатия), дБ
Ди-намический диапазон тракта 80
магнитной записи с ПРУ и АРУ,
ДБ
Коэффициент взаимных влия- До 1,0
ний, %
Максимальный входной сигнал, 300
мВ
Фазовая идентичность, с ±0,001
Число взрывов, регистрируемых 4
на одной магнитной ленте при
работе с шестиканальным зон-
зондом
Подавление промышленных по- 40
мех на частоте 50 Гц, дБ
Число каналов для работы ме- 6
тодом ВСП
Число каналов для работы MOB 24
Число контрольных каналов 4
Аппаратура для сейсмических исследований
в скважинах ССП-1. Аппаратура предназна-
предназначена для проведения ВСП в скважинах, об-
обсаженных трубами с внутренним диаметром
203
124—132 мм, а также в открытом стволе с но-
номинальным диаметром 213 мм при давлении
на забое до 100 МПа и температуре
до —|—150° С. ССП-1 используется совме-
совместно с сейсмокаротажной станцией
«Поиск-I-24-CK». При работе с семижиль-
семижильным кабелем обеспечивается регистрация по
6—7 каналам (в зависимости от включения
сейсмоприемников по схеме с общей жилой
или броней).
В состав ССП-1 входят: а) скважинный
прибор, состоящий из семи соединенных
кабелем секций, каждая из которых вклю-
включает блок преобразователей и прижимное
устройство; б) пульт управления с семью
усилителями и коммутирующим устройством.
В каждом блоке преобразователей размещены
четыре сейсмоприемника. Рычажное при-
прижимное устройство обеспечивает прижим кон-
контейнера с сейсмоприемниками к обсадной ко-
колонне или стенке скважины, что позволяет
ослабить натяжение кабеля и устранить
искажения, связанные с кабельными волнами-
помехами и резонансными явлениями при
недостаточном прижиме. Предусмотрено
использование шести типов сменных рычагов
в зависимости от диаметра исследуемой сква-
скважины.
В коммутирующем устройстве, осущест-
осуществляющем переключения цепей ССП-1 и стан-
станции, имеется генератор гармонических коле-
колебаний с частотой 25 Гц, с выхода которого
снимаются контрольные сигналы от 1 мкВ
до 100 мВ для поверки качества записей.
Скважинная сейсмическая аппаратура
АСС-12. Сигналы от 12 скважинных приборов
передаются на поверхность по одной жиле
кабеля, по которой также осуществляется
питание скважинных схем, передаются так-
тактовые запускающие импульсы и низкочастот-
низкочастотные контрольные сигналы. В качестве общей
шины используется вторая жила кабеля
КТБ-6 или броня кабеля КОБ (Т). Для пере-,
дачи сигналов используют принцип разделе-
разделения каналов во времени, при котором ин-
информация от различных сейсмоприемников
передается поочередно с высокой частотой
коммутации, и время-импульсную модуля-
модуляцию (ВИМ).
Предварительные усилители и модуляторы
установлены в непосредственной близости
от сейсмоприемников, что исключает наводки
на входные цепи усилителей за счет утечек
и позволяет идентифицировать элементы сква-
скважинных снарядов (кроме концевого).
Предусмотрена схема контроля чувстви-
чувствительности сквозного тракта, осуществляемого
путем подачи калиброванных импульсов на
входы предварительных усилителей через
специальные развязывающие цепи.
На базе аппаратуры АСС-12 создан четы-
четырехточечный трехкомпонентный зонд. Раз-
204
работай также образец трехкомпонентного
зонда с ориентировкой по магнитному полю,
обеспечивающей более надежную и досто-
достоверную интерпретацию материалов сква-
скважинных сейсмических наблюдений по срав-
сравнению с неориентированными зондами. При-
Применение ориентированных зондов возможно
только в необсаженных скважинах.
§ 36. СПЕЦИАЛЬНЫЕ ВИДЫ
РЕГИСТРИРУЮЩИХ СРЕДСТВ.
СЕЙСМОАКУСТИЧЕСКАЯ
АППАРАТУРА
[Одноканальная цифровая сейсмостанция
с накапливанием СЦН-1. Станция предназна-
предназначена для регистрации сейсмических сигналов
по одному каналу для решения инженерно-
геологических, рудных, изыскательских
задач. В состав СЦН-1 входят блок накопле-
накопления и регистрации, просмотровое устройство,
одноканальный регистратор. Все блоки
-портативны, масса каждого не превышает
5 кг.
Основные технические характеристики
СЦН-1 приведены ниже.
Частотный диапазон, Гц 10—1000
Максимальная чувствитель- 3 у-
ность, приведенная ко входу,
мм/мкВ -яц
Уровень шумов на входе, мкВ До 0,5
Частота среза ФНЧ, Гц 31,5; 63; 125;
250; 500; 1000;
2000
Крутизна среза ФНЧ, 24
дБ/октава
Емкость памяти, десятиразряд- 500
ное слово
Габариты рабочего поля про- 60X120
смотрового устройства, мм
Потребляемая мощность, Вт 15
Переключение ФНЧ совмещено с переключением
шага квантования; аналого-цифровое преобразо-
преобразование осуществляется по 2, 16, 128 уровням,
а знаковое кодирование — путем фиксирования
переходов сигнала через нуль.
Шахтная сейсморегистрирующая цифро-
цифровая система СШСЦ-1. Выполнена на базе
сейсмостанции ССЦ-3 и предназначена для
поисков и прогнозирования геологических
неоднородностей, пропущенных при под-
подземных разведочных работах.
Основные технические характеристики
системы СШСЦ-1 приведены ниже.
Динамический диапазон, дБ 144
Число^каналов регистрации: 24
Интервал дискретизации, мс 1
Частотный диапазон, Гц 4—250
Уровень шума, приведенный ко вхо- До 0,3
ДУ, мх В
ФНЧ в тракте регистрации
частота среза, Гц 250
крутизна среза, дБ/октава 24
<РНЧ в тракте воспроизведения:
частота среза, Гц 150; 240
крутизна среза при 150 Гц, 24
дБ/октава
крутизна среза при 240 Гц, 12
дБ/октава
частота ГНЧ, Гц 20; 40; 80;
160
¦Остальные характеристики аналогичны пара-
параметрам ССЦ-3.
Аппаратура вибрационной } сейсмораз-
сейсморазведки ВСК-1- Аппаратура предназначена для
проведения сейсморазведочных работ (MOB,
КМПВ) в рудных районах. Она состоит из
вибрационной установки, регистрирующей
•станции и обрабатывающего устройства.
Вибрационная установка смонтирована
на автомобиле ЗИЛ-131. В качестве источника
упругих колебаний используются вибраторы
дебалансного типа относительно небольшой
мощности, обеспечивающие заданную глу-
глубинность исследований.
В регистрирующей станции использован
магнитный регистратор рулонного типа,
обеспечивающий запись на 1 кассету 100 ра-
рабочих циклов длительностью до 2 мин.
.Лентопротяжный механизм включается
и выключается автоматически от сигнала,
¦возбуждаемого вибрационной установкой.
На экране ЭЛТ можно просматривать сиг-
сигналы в течение записи на выходе любого
усилителя. Станция смонтирована на авто-
автомобиле ГАЗ-66.
Обрабатывающее устройство основано на
принципе релейного коррелометра парал-
параллельного действия; оно состоит из 512 счетно-
решающих ячеек, выполненных на микро-
микросхемах. Результаты обработки регистрируют-
регистрируются на бумажную ленту самописцем и одно-
одновременно на стандартную магнитную ленту
в аналоговом виде для последующего анализа
в обрабатывающих центрах, оснащенных
ЭВМ.
Основные технические характеристики
.аппаратуры ВСК-1 приведены ниже%
Вибрационная установка
Частотный диапазон, Гц 20 — 80
Возмущающее усилие, кН До 2
.Длительность рабочего цикла, с 15 —120
Потребляемая мощность, кВт До 10
Регистрирующая станпия
Число каналов 12
Уровень шумов, мкВ До 0,5
.Динамический диапазон, дБ 46
Ширина магнитной ленты, мм 25,4
-Скорость протяжки ленты, см/с 1
Обрабатывающее устройство
Число одновременно вычисляемых 512
значений корреляционной функции
Интервал между соседними точка- 2; 4
ми, мс
Длительность одновременно вычис- 1; 2
.ляемой записи, с
Динамический диапазон, дБ 60
Скорость протяжки ленты при вое- 40
произведении, см/с
Полное время обработки одной 12- 2,5
канальной магнитограммы, мин
Судовая автоматизированная система
сбора данных «Град». Система позволяет
синхронизировать действие источников
сейсмической информации "и данных дру-
других методов на борту судна, осуществляя
их опрос, уплотнение и эффективное коди-
кодирование получаемых данных, формирование
и индикацию цифровых массивов, а также
регистрацию данных в формате ЕС ЭВМ на
ленточный носитель. Система «Град» вклю-
включает источники геофизической и вспомога-
вспомогательной информации, измерительные ком-
комплексы, сканирующие устройства управле-
управления и контроля, регистраторы. Используя
мультиплексный выход цифровых станций
ССЦ-3, система «Град» позволяет перефор-
переформировывать получаемые массивы и реги-
регистрировать их с различными периодами
опроса, с автоматической установкой за-
задержки начала и регулировкой длительности
записи на стандартной магнитной ленте по
9 дорожкам. Предусмотрен тестовый контроль
всех блоков, а также питания системы.
Одновременно с сейсморазведочными возмож-
возможна регистрация других геофизических, а так-
также радиогеодезических, гидрографических
и навигационных данных.
Аппаратура сейсмоэлектрического метода
«Кварц-1». Принцип работы аппаратуры
«Кварц-1» основан на использовании свойств
горных пород, содержащих минералы-пьезо-
электрики, создавать электрическое поле
при воздействии на них упругих волн.
Станция предназначена для наземных
наблюдений и исследования межскважинного
пространства с целью обнаружения рудно-
кварцевых месторождений. Наземные на-
наблюдения проводятся при поисках и разведке
пьезоэлектриков, залегающих на глубинах
до 50 м. Скважинные наблюдения проводятся
в основном по схеме межскважинного про-
просвечивания с использованием минимум двух
скважин, в одной из которых производятся
взрывы, а в другой располагаются приемные
электроды. В полевом варианте аппаратура
«Кварц-1» использует обычный сейсмический
кабель и сейсмоприемники и позволяет осу-
осуществлять осциллографическую запись
по 12 регистрирующим каналам и магнитную
запись по б каналам с последующей пере-
перезаписью на фотобумагу. В аппаратурный
стенд входят два блока усилителей, блок
управления, магнитный регистратор (см. §26),
светолучевой осциллограф, источники пи-
питания. Аппаратурный стенд монтируется
в стандартном кузове на шасси автомашины
ГАЗ-66. В случае необходимости отдельные
блоки можно использовать в переносном
205
варианте. Переносной комплект в отличие от
стационарного допускает только магнитную
запись.
Блок усилителей состоит из пяти идентич-
идентичных усилителей для усиления пьезоэлек-
пьезоэлектрических сигналов и шестого — для ком-
компенсации промышленных, атмосферных по-
помех, наводок от линий связи. На основные
усилители из узла компенсации поступает
импульс, близкий по форме к сигналам основ-
основных усилителей, но сдвинутый по фазе на 180°
и отличающийся от них отсутствием в нем
полезного сигнала. Принятые по трактам
основных усилителей помехи складываются
с помехами, поступившими из компенсацион-
компенсационного усилителя в противофазе, в результате
чего достигается существенное уменьшение
фона помех. Чтобы компенсационный усили-
усилитель не принимал полезный сигнал, его
приемный кабель располагается на значи-
значительном удалении от исследуемого профиля.
Общий коэффициент усиления не менее 10*
на нагрузке 15 Ом. Предусмотрена возмож-
возможность ступенчатой и плавной регулировки
усиления. Выходной каскад усилителя обес-
обеспечивает в рабочей полосе частот значение
сигнала до 1 В на нагрузке 15 Ом. В тракте
усилителя установлены ФНЧ, ФВЧ и фильтр-
пробка на 50 Гц.
Блок управления включает генератор ма-
марок времени, калибровочный генератор,
схемы автоматики, коммутации и изме-
измерений.
Генератор марок времени вырабатывает
импульсные сигналы с частотой 1 кГц для
временной маркировки сейсмограмм и маг-
магнитограмм. Калибровочный генератор обес-
обеспечивает получение прямоугольных импуль-
импульсов для определения чувствительности реги-
регистрирующих каналов. Схема автоматики, за-
запускаемая от импульса момента взрыва,
осуществляет автоматическое включение
магнитных головок и муфты осциллографа
в момент записи сигналов и их выключение.
Схема коммутации обеспечивает режимы ос-
циллографической записи сигналов, магнит-
магнитной записи, одновременной осциллографи-
ческой и магнитной записи, воспроизведения
магнитной записи. Кроме того, схема ком-
коммутации обеспечивает запараллеливание вхо-
входов усилителей для подачи на них калибро-
калибровочных импульсов и контроль их величины.
Измерительная схема позволяет поканально
измерять сопротивления заземлений прием-
приемных электродов, контролировать напряжения
источников питания аппаратуры и выход-
выходные напряжения усилителей.
Осциллограф, используемый для записи
сигналов на фотобумагу, укомплектован галь-
гальванометрами с собственной частотой 5 кГц
и относится к классу светолучевых осцилло-
осциллографов общего назначения.
206
Технические характеристики
«Кварц-1» приведены ниже.
Метод регистрации
Способ магнитной записи
станции
Число регистрирующих ка-
каналов
в том числе компенсацион-
компенсационных
Число вспомогательных ка-
каналов
для отметки момента воз-
возбуждения
для отметки марок времени
Время записи, с
Линейная скорость протяж-
протяжки осциллографа, мм/с
Номинальная чувствитель-
чувствительность канала, мм/мкВ
Полоса пропускания откры-
открытого канала, Гц
Частота среза ФВЧ, Гц
Частота среза ФНЧ, Гц
Напряжение питания, В
Потребляемая мощность, Вт
На магнитную лен-
ленту и 4 отобумагу
Аналоговая пря-
прямая запись с высо-
высокочастотным под-
магничиванием
12
2
2500
0,6 и более
40—2500
50, 200, 400, 600,
1000, 1400, 1800
300. 600, 1000,
1400, 1800, 2500-
24
170
Сейсмоакустическая аппаратура [96].
Блочная схема сейсмоакустического ком-
комплекса содержит те же узлы и блоки, что
геолокационные и гидролокационные уста-
установки (эхолоты), в состав комплекса входят
излучатель (датчик), накопитель энергии,
приемник и регистратор. Применяют в основ-
основном импульсные невзрывные источники упру-
упругих волн. Различают две группы источников:
радиоимпульсные и видеоимпульсные. Наи-
Наибольшее применение получили видеоим-
пульснЫе источники, обладающие рядом
преимуществ. Такие источники по принципу
действия делятся на несколько групп: 1) ис-
использующие эффект захлопывания вакуумной
полости в водной среде; 2) обеспечивающие
резкий разогрев воды в небольшом объеме
(электроискровые, лазерные и др.); 3) соз-
создающие в толще воды газовый объем с по-
повышенным давлением (пневматические,
газодинамические, воздушные и др.); 4) пере-
передающие импульсное воздействие механически
(электродинамические, электромагнитные,,
гидравлические и др.).
Источник должен работать циклически,
обеспечивая изменение длительности им-
импульса от 1 до 10 мс; энергия импульса
должна обеспечивать заданную глубинность
разведки (в большинстве случаев этому тре-
требованию отвечает электроискровой источник
с энергией разряда до 5 кДж). Конструкция
должна обеспечивать: бесперебойную работу
источника в течение 10—20 ч при частоте
1—2 посылки в 1 с; синхронизацию момента
посылки по отношению к команде, посыла-
посылаемой от регистратора, в пределах 0,1—0,2 с;
разброс посылок по основным характеристи-
кам до 4%. Наибольшее распространение при
сейсмоакустических исследованиях шельфо-
вых зон получили электроискровые излуча-
излучатели, использующие разряд конденсаторов
на электроды в воде.
Блоки возбуждения упругих импульсов
(накопители энергии) обеспечивают накопле-
накопление электрической энергии и их разряд на
Датчик. Основными их характеристиками
являются скорость заряда и энергия разряда.
В качестве источников переменного напряже-
напряжения используются передвижные или судовые
электростанции, последовательно с кото-
которыми включаются токоограничивающие эле-
элементы, высоковольтные трансформаторы
и выпрямители, накопительные емкости
и коммутатор.
Приемные устройства представляют собой
пьезоэлектрические (см. § 34) и магнито-
стрикционные преобразователи давления.
Регистрирующая аппаратура включает
блоки хранения информации, обрабатыва-
обрабатывающие устройства и устройства непосредствен-
непосредственной записи на носителе в виде, пригодном
для просмотра. В качестве регистраторов
с непосредственной записью используют уст-
устройства, работающие синхронно с источни-
источниками возбуждения непрерывно или в ждущем
режиме. Системы регистрации с промежу-
промежуточной записью классифицируют в зависи-
зависимости от способа хранения информации (в ана-
аналоговом или цифровом виде); для записи
данных всегда используется магнитный лен-
ленточный носитель. В установке «Горизонт»
запись ведется на двухдорожечный магнито-
магнитофон (по одной дорожке записывается сигнал
от приемника, по второй — метки времени
частотой 5 кГц), при воспроизведении сиг-
сигналы регистрируются многоперьевой си-
системой дискретного действия на электро-
электрохимическую бумагу с разверткой в ждущем
режиме. Для инженерных изысканий раз-
разработана специальная конструкция реги-
регистратора с промежуточной магнитной записью
и с воспроизведением на электротермическую
бумагу. Зачастую в мелководных зонах
используют индикаторы на ЭЛТ в сочетании
с системами памяти, для чего применяют
серийные осциллографы, обладающие боль-
большой памятью или длительным послесвече-
послесвечением экрана. Основные технические харак-
характеристики экспресс-регистратора дискрет-
дискретного действия (РДД) и магнитного регистра-
регистратора (РУМ) приведены ниже.
Регистратор дискретного действия РДД
Режим работы
Длительность развертки, с
Развертка строки
Ширина бумаги, мм
Тип бумаги
Ждущий
0,5; 1; 4
Электронная
186
Электрохимиче-
Задержка начала развертки До 10
относительно импульса за-
запуска, с
Минимальный уровень вход- 5
ного сигнала, мкВ
Динамический диапазон 80
входных сигналов, дБ
Полоса пропускания усили- 10—750
теля, Гц
Электропитание Переменный ток
A27/220 В; 50 Гц)
Магнитный регистратор РУМ
Емкость кассеты, м 350
Минимальный уровень вход- 5
ного сигнала, мкВ
Динамический диапазон 70
входных сигналов, дБ
Полоса пропускания усили- 30—750
теля, Гц
Скорость записи, см/с 4,7; 9,5
Скорость воспроизведения, 4,7; 9,5; 19
см/с
Электропитание Переменный ток
A27/220 В; 50 Гц)
§ 37. АППАРАТУРА
ДЛЯ РЕГИОНАЛЬНЫХ
СЕЙСМИЧЕСКИХ
ИССЛЕДОВАНИЙ [98]
При региональных сейсмических иссле-
исследованиях используется аппаратура, которая
обеспечивает запись слабых сейсмических
сигналов в диапазоне частот от долей до 15—
20 Гц. В связи с необходимостью определения
динамических характеристик сейсмических
волн в аппаратуре для региональных иссле-
исследований обычно отсутствуют нелинейные эле-
элементы (например АРУ). В табл. III. 17 при-
приведены основные параметры регистриру-
регистрирующей аппаратуры, с которой выполняются
исследования ГСЗ и КМПВ на суше.
При оценке идентичности каналов следует
учитывать, что наибольшие фазовые сдвиги
приходятся на низкочастотную область
A—10 Гц, т. е. область преобладающих
частот полезных волн при региональных
исследованиях). На изменение чувствитель-
чувствительности большое влияние оказывают соот-
соотношение сопротивлений сейсмоприемников и
входов станций, сопротивления кос и др.
§ 38. ВСПОМОГАТЕЛЬНОЕ
ОБОРУДОВАНИЕ ПОЛЕВЫХ ПАРТИЙ
Станции взрывного пункта СВП. Они
предназначены для перевозки ВВ, детонато-
детонаторов, рабочего персонала к месту производства
взрывных работ, а также для использования
в качестве передвижного склада для хранения
взрывчатых материалов.
207
Таблица III.17
Основные технические характеристики низкочастотных сейсмостанций
Характеристика
Запись
Диапазон регистрируе-
регистрируемых частот, Гц
Полный динамический
диапазон, дБ
Мгновенный динамиче-
динамический диапазон, дБ
Уровень собственных шу-
шумов, приведенных ко вхо-
входу, мкВ
Число каналов регистра-
регистрации
Длительность непрерыв-
непрерывной регистрации
Тип магнитного регистра-
регистратора *<
Ширина ленты, мм
Поиск-КМПВ
Осциллогра-
фическая и
магнитная (ЧМ)
5—40
40
30
0,2
48
4,5 мин
35; 70
Тайга (теле-
(телеуправляемая)
Магнитная
(ЧМ)
0,5—30
50
50
1
6
•
30—45 мин
Земля
Магнитная
(прямая)
0,5—15
50
40
1—2
8
D на двух
уровнях уси-
усиления)
5—10 сут
Рулонный
25,4
12,7
Черепаха
Магнитная
(ЧМ)
1—20
50
40
1—2
6
C на двух
уровнях уси-
усиления)
10 сут
6,25
Основные технические
СВП приведены ниже.
характеристики
Масса перевозимых ВВ. кг До 4С0
Число перевозимых электродетона- До 300
торов
Емкость'барабанов для провода, м До 2500
Станции взрывного пункта?монтируются в спе-
специальных кузовах на шасси тягача ГАЗ-71
(СВП-7)_или автомобиля ГАЗ-66А(СВП-5).
Система синхронизации возбуждения ССВ-1.
Система предназначена для управления по
радиоканалу сейсмическим возбуждением
в случае больших или часто изменяющихся
расстояний между сейсмостанцией и источни-
источником возбуждения колебаний. Система ССВ-1
обеспечивает синхронизацию запуска сей-
сейсмостанций и работы возбудителя, иници-
инициирует работу возбудителей взрывного типа,
формирует сигналы отметки момента возбу-
возбуждения и вертикального времени. После того
как шифратор на сейсмической станции и де-
дешифратор на пункте возбуждения подгото-
подготовлены к автоматической работе, с шифратора
начинается передача сигнала «начало от-
отсчета». Дешифратор, выделив этот сигнал,
вапускает кварцевые часы; начиная с этого
момента, шифратор и дешифратор управляют-
управляются каждый своими собственными часами.
Согласованность по времени шифратора и де-
дешифратора достигается тем, что передача
208 -
команды на инициирование осуществляется
задолго до исполнения самой команды. Шиф-
Шифратор переключает свою радиостанцию с пере-
передачи на прием, дает на сейсмостанцию команд-
командную отметку момента. Дешифратор переклю-
переключает свою радиостанцию с приема на пере-
передачу, инициирует сейсмическое возбужде-
возбуждение. Сигналы отметки момента и вертикаль-
вертикального времени выделяются дешифратором
и передаются на шифратор способом частот-
частотной модуляции поднесущей звукового диапа-
диапазона. Шифратор выделяет эти сигналы и
передает их на станцию. Для большей досто-
достоверности сигналы отметки момента и вер-
вертикального времени передаются много-
многократно через определенные промежутки вре-
времени в течение записи.
Основные технические характеристики
приведены ниже.
Допустимое удаление шифратора от де- До 10
шифратора (при использовании для
связи радиостанции 50РТМ-А2-ЧМ), км
Погрешность передачи команд с шиф- +1
ратора на дешифратор, мс
Погрешность передачи сигналов с де- ±1
шифратора на шифратор, мс
Максимальное число одновременно 40
взрываемых детонаторов типа ЭДС,
включенных последозательно
Наряду с ССВ-1 выпускается система упра-
управления возбуждением УВР-2 с близкими
характеристиками.
Таблица III.18
Технические характеристики автоцистерн
Характеристика
Монтажная база
Емкость цистер-
цистерны, м3
Габариты, мм
длина
ширина
высота
Масса в снаряжен-
снаряженном СОСТОЯНИИ С
полным грузом, кг
Максимальная ско-
скорость, км/ч
Способ заправки
АЦ-ЗМ
ГАЗ-53А
2,6'
6395
2380
2750
6370
45
АЦ-5
ГАЗ-66-02
1,8
• 5655
2340
2440
5565 '
35
Газоструйный насос,
работающий от дви-
двигателя автомобиля
Автоцистерны АЦ. Назначение автоци-
автоцистерн — доставка глинистого раствора и
технической воды при буровзрывных работах
(табл. III. 18).
Установка шнекового бурения УШ-2Т. Уста-
Установка предназначена для проходки шнеко-
вым способом сейсмических скважин в усло-
условиях умеренного климата. Основные техни-
технические характеристики приведены ниже.
Диаметр бурения, мм 175
Глубина бурения, м До 60
Длина шнеков, м 2,5
Транспортная база Трактор Т-100
Мощность, отбираемая от двига- 100
теля, л. с.
Габариты в транспортном поло-
положении, мм
длина 7200
ширина 3250
высота 3720
Масса установки, кг 18 000
Установка роторного бурения УРБ-ЗА2
(УРБ-6А). Назначение установки — буре-
бурение роторным способом с промывкой струк-
структурных скважин в районах, доступных для
автотранспорта. Установка смонтирована
на базе автомобиля МАЗ-500АШ. Основные
технические характеристики приведены
ниже.
Глубина бурения, м
Диаметр бурения, мм
начальный
конечный
Диаметр бурильных труб, мм
Длина свечи, м
Допустимый отбор мощности.
л. с.
Габариты в транспортном поло-
положении, мм
длина
ширина
высота
Масса установки, кг
До 600—800
243
93
60,3
До 12
105
10 660
8 000
3 750
18 000
Для роторного бурения скважин меньшей
глубины применяется установка УРБ-2,
5А-А на базе автомобиля КрАЗ.
ГЛАВА IV
МЕТОДЫ И МОДИФИКАЦИИ СЕЙСМОРАЗВЕДКИ
§ 39. КЛАССИФИКАЦИЯ МЕТОДОВ
СЕЙСМОРАЗВЕДКИ
Классификация методов сейсморазведки
приведена в таблице и является много-
многомерной. Отличительные особенности де-
деятельности каждой сейсморазведочной
партии могут быть определены точкой
в определяемом этой классификацией мно-
многомерном пространстве. Например, сей-
сейсмическая партия с целью детальных C)
разведок нефтегазовых A) месторождений ра-
работает на суше B) в среднечастотном диапа-
диапазоне E), профилированием с многократными
перекрытиями A1) с использованием про-
продольных F) отраженных волн (8), применяя
вибрационное возбуждение G), группиро-
группирование сейсмоприемников A0) и суммиро-
суммирование по общей глубинной точке A2). Воз-
Возможных сочетаний различных классифика-
классификационных признаков' очень много, однако
в практике используют только ограниченное
число. Отчасти это связано с взаимозависи-
взаимозависимостью разных классификационных призна-
признаков. Например, региональные работы A)
обычно ведут с рекогносцировочной сте-
степенью детальности C), в диапазоне нижних
частот E) и с группированием A1) сейсмо-
сейсмоприемников; наоборот, детальные исследо-
исследования проводят в диапазоне верхних частот
при возбуждении и приеме колебаний; сум-
суммирование «по общей глубинной точке A2)
требует системы многократных перекрытий
A0) и так далее. В большей же степени
объединение под общим условным названием
методов не всегда постоянного комплекса
с теми или иными отличительными призна-
признаками связано с исторически сложившейся
и закрепленной в обширной геофизической
литературе терминологией.
Ниже кратко рассмотрены наиболее рас-
распространенные методы сейсморазведки.
210
§ 40. МЕТОД ОТРАЖЕННЫХ ВОЛН
Метод отраженных волн (MOB) — наиболее
эффективный и развитый метод сейсмораз-
сейсморазведки, ттрумрцдрми^ fl К
при поискаf и ^ртя^нрй разведку различных
полезных ископаемых на суше и на море.
Метод основан на регистояпии упругиу_вплнт
отраженных, ni дрянип
й
сопротивлений геологически? р
гдднипям пбычнп соответствуют литологи-
ческир ц тектонические границы, да-ксстпрым
суддт о геологическом строении исследуемой
толщи, при некоторых исследованиях дэвме*.
стнос изменениями времен^прихода волн и
бгфе%елени?ши~по ним их скоростей и глубин
До_21ражающих границ стремятсяисдйдыо
вать динамические характеристики (ампли-
(амплитуды, спектры) отражений ,гщя-лиемхи- лито-
логии_разреза и поисков залежей ..углеводо-
..углеводородов.
¦"Метод предложен в США Р. А. Фессенде-
ном A917 г.) и Ж- С. Карчером A919 г.)
и независимо в СССР В. С. Воюцким A923 г.).
Первые опыты регистрации отраженных волн
в СССР относятся к 1934 г. (оз. Байкал —
Г. А. Гамбурцев, Л. А. Рябинкин, Башки-
Башкирия — Е. А. Коридалин, С. М. Масарский,
Южная Эмба — С. Ф. Больших).
от гряншт, ррдЯЮШИХСЯ
ф
р р
том разведки, всегда фиксируются на фоне
помех глубинного и поверхностного—проис-
поверхностного—происхождения. Поэтому для выделения отражений
ц^пппьауют" прр"|Ия.пг1ные способы возбужде-
возбуждения, приема волн и обработки TiffmgyrPcTro-
ванные на различии частотных спектров,
отражений и помех, а также на различии на-
направления их подхода. Для надежного вы-
выделения полезных волн применяют много-
многоканальную регистрацию.
Основным критерием выделения на сейсмо-
сейсмограммах отраженных волн служит их регу_
лярность, выражающаяся в синфазности"
Классификация методов сейсморазведки
Классификационные
признаки
1. Область при-
применения
2. Физико-геогра-
Физико-географические условия
проведения работ
3. Степень деталь-
детальности исследова-
исследования
4. Пространствен-
Пространственная ориентировка
исследований
5. Частотный
диапазон
j
6. Используемые
упругие^волны
7. Средства воз-
возбуждения сейсми-
сейсмических волн
Виды, методы, модификации
Глубинное сейсмиче-
сейсмическое зондирование зем-
земной коры
Региональная
Нефтегазовая
Рудная
Угольная
Инженерная
Промысловая
Шахтная
Сухопутная
Морская
Речная
Десантная
Рекогносцировочная
Поисковая
Полудетальная
Детальная
Одномерная (централь-
(центральный луч)
Двумерная (профиль-
(профильная)
Трехмерная (простран-
(пространственная)
Ультразвуковой
Акустический
Верхнечастотный
Среднечастотный
Нижнечастотный
Продольные
Поперечные
Обменные
Поверхностные
Каналовые
Пьезоэлектрические
Взрывное сосредоточен-
сосредоточенное
Взрывное линейное
Взрывное траншейное
Ударное
Вибрационное, квази-
квазистационарное и др.
(«Вибросейс» и др.)
Классификационные
признаки
7. Средства воз-
возбуждения сейсми-
сейсмических волн
8. Целевые волны
9. Регистрируе-
Регистрируемая составляю-
составляющая колебаний
точки среды
10. Системы на-
наблюдений
11. Группирова-
Группирование сейсмоприем-
ников (источни-
(источников)
12. Разделение
волн по различ-
различным признакам
при регистрации,
обработке и ин-
интерпретации
Виды, методы, модификации
Естественные источники
сотрясений
Одиночное
Групповое в простран-
пространстве
Групповое во времени
Отраженные
Преломленные
Проходящие
Вертикальная
Горизонтальная
Две компоненты
Три компоненты
Продольное профилиро-
профилирование
Многократные перекры-
перекрытия
Непродольное профили-
профилирование
Вертикальное профили-
профилирование
Сейсмозондирования
Широкий профиль —
сейсмополоса
Площадные
Одиночные сейсмопри-
емники
Продольное
Поперечное
Площадное
Регулируемый направ-
направленный прием
Суммирование по общей
глубинной точке
Поляризационный
прием
Фокусирование волн
при излучении и приеме
Дифракционное преоб-
преобразование
Корреляционное выде-
выделение волн («Вибросейс»
и др.)
211
т. е. в плавном изменении формы записи
и времени регистрации колебаний в соседних
достаточно близких точках линии или пло-
площади наблюдений. Этот же критерий служит
для трассирования волн на временных или
глубинных разрезах.
Одна из основных особенностей метода
заключается в возможности определения ско-
скоростной характеристики исследуемой толщи
для построения отражающих границ и оценок
литологии разреза. Такие характеристики
устанавливаются по данным, относящимся
к участкам со сходным геологическим стро-
строением. Для построения отражающих границ
используют значения скоростей, получен-
полученных по осредненным кривым, построенным
по большому числу определений, так как
одиночные определения подвержены влиянию
многих факторов и часто оказываются не-
неустойчивыми.
Другая важная особенность метода —
локальность, т. е. возможность сближения
путей падающей и отраженной волн в пре-
пределах узкой трубки среды. Это свойство в со-
сочетании с пространственными наблюдениями
позволяет проводить наиболее детальные ис-
исследования.
Классическая последовательность ручной
обработки полевых данных, их интерпретации
и геологического истолкования состоит в кор-
корреляции, отсчете времен отражений на лен-
лентах, построении и осреднении фазовых годо-
годографов, определении эффективных и сред-
средних скоростей по годографам (с привлече-
привлечением данных скважинных наблюдений), по-
построении кривых изменения средних ско-
скоростей с глубиной, построении отражающих
границ и их геологической интерпретации
с привлечением всех имеющихся геолого-
геофизических данных. При визуальной кор-
корреляции отражений получение достоверных
результатов обеспечивается непрерывностью,
фазового прослеживания колебаний повы-
повышенной интенсивности и продолжением этого
прослеживания на соседнем взрывном интер-
интервале. Если фазовое прослеживание данного
отражения при прочих равных условиях и
при том же уровне помех прерывается или
нарушается, то это свидетельствует об ин-
интерференционном характере зарегистриро-
зарегистрированных здесь колебаний, пои котором тое,-
буется применять гпр^иаТьикр |удтоды раз?
произведенньхх^во ^ременном масштабе сей-
сми'Ч5СКИ|Х*1грасс со спрямленными осями син-
(Цагзности отражений—временной разрез, кото^*
ршТИ покатых условиях приближённопредста^
в^яётсеч^ТТЖГгёолопРШСКЯх "Шлаваний
решения и выделения
волн,
С внедрением воспроизводимых магнит-
магнитных записей обработка данных все более авто-
автоматизируется. Она включает следующие
операции: определение статических попра-
поправок, выбор кривой изменения скоростей
со временем отражений и расчет кинемати-
кинематических поправок, автоматическое построение
временных разрезов. Совокупность вос-
212
ГГри сложном—гееототичеСКбм строении вре-
менной разрез является изображением интер-
интерферирующих волн, приходящих на профиль
по различным пространственным направле-
направлениям. Учитывая это, а также различие в ско-
скоростях в исследуемой толще, временные раз-
разрезы рассматривают лишь как конечный
этап обработки материалов, за которым сле-
следует их интерпретация—преобразование вре-
временных разрезов с построением глубин-
глубинных изображений среды, реализуемое с при-
применением ЭВМ и автоматических уст-
устройств.
Внедрение автоматического построения
временных ^разрезов привело к значитель-
значительному усовершенствованию сейсморазведки
MOB. Оно позволяет полностью реали-
реализовать преимущества промежуточной маг-
магнитной записи — совмещать воспроизведение
с обработкой, достигая наилучшего вы-
выделения отражений на фоне помех. Главное
преимущество построения временных разре-
разрезов состоит в возможности рассмотрения
и синтеза огромной информации, содержа-
содержащейся в записях, полученных на протяжен-
протяженных профилях, для объективного и быстрого
геологического истолкования данных.
При использовании временных разрезов
следует еще учитывать отсутствие явных раз-
различий между однократными и многократными
отражениями. Кроме того, наложение много-
многократных и других регулярных волн (и в том
числе боковых волн) на целевые однократные
волны способствует искажению осей син-
фазности последних, ухудшает их прослежи-
ваемость, загрязняет и затемняет времен-
временные разрезы и в целом затрудняет их геологи-
геологическую интерпретацию.
Отрицательные эффекты, связанные с на-
наложением различных волн, известны давно,
особенно при работах в сложных сейсмо-
геологических условиях при больших на-
наклонах и несогласиях отражающих границ.
Как средство разрешения волн в зонах их
наложения был предложен регулируемый
направленный прием (РНП) сейсмических
волн, явившийся развитием MOB при изуче-
изучении структур, в которых границы преры-
прерываются, шероховаты и перебиты разрывными
нарушениями. Для ослабления многократ-
многократных волн применяют суммирование записей,
относящихся к общим глубинным точкам
отражений (ОГТ) и получаемых с примене-
применением систем многократных перекрытий. Для
подавления мешающих боковых волн при-
применяют поперечное группирование на боль-
больших базах источников и приемников.
47/
\ в
i д
\ПГ
xz
Рис. IV. 1. Лучевые схемы, годографы и графики и (Я) для головных (а), рефрагированных (б,
в, г), интерференционных (д, е) волн в сопоставлении с волнами отраженными (а, в, д, ё).
Волны: 1 — преломленные, 2 — отраженные; 3 — вариант графика v (H)
\
Глубинность и разрешающая способ-
способность MOB в большой степени определяется
его частотной модификацией. Наибольшие
ограничения применению MOB создают рез-
резкие локальные изменения скоростей в иссле-
исследуемых толщах (например, в зонах вечной
мерзлоты, развития траппов, рифов). Трудно
применять метод в горных районах.
§ 41. МЕТОД ПРЕЛОМЛЕННЫХ ВОЛН
Метод преломленных волн (МПВ) основан
на регистрации волн, проходящих значитель-
значительную часть пути в пластах, характеризующих-
характеризующихся большей скоростью по сравнению с выше-
вышележащими. На некотором удалении от источ-
источника такие волны обгоняют все другие. Это
-создает условия для их регистрации в области
первых вступлений, благодаря чему МПВ
был первым сейсмическим методом разведки,
получившим (начиная с 20-х годов) промыш-
промышленное применение.
В начале 50-х годов в СССР под руковод-
руководством Г. А. Гамбурцева разработан корреля-
корреляционный метод преломленных волн (КМПВ).
Метод основан на представлении о головных
волнах, образующихся в слоях малой мощ-
мощности; главная особенность метода — корре-
корреляционный принцип выделения и прослежи-
прослеживания преломленных головных волн не только
в области первых, но и последующих вступле-
вступлений. Поэтому в, название метода было вве-
введено слово «корреляционный». Со временем
корреляционные принципы стали обще-
общепринятыми, и слово корреляционный в назва-
названии метода опускается (сокращения КМПВ
и МПВ идентичны).
В процессе применения метода были уточ-
уточнены его физические основы, в результате
чего за МПВ теперь принимают метод, осно-
основанный на использовании волн, регистриру-
регистрируемых на расстояниях от источника, превыша-
превышающих 1,5—2 глубины до исследуемых границ
(рис. IV. 1) — преломленных (головных),
рефрагированных, отраженных при боль-
больших углах падения и волн интерференцион-
интерференционных.
Современные работы методом преломлен-
преломленных волн выполняют с помощью многока-
многоканальных D8- и 24-канальных) станций, ана-
аналогичных тгрименяемым в MOB. Особенности
применяемых систем наблюдений: разме-
размещение источников на значительном рассто-
213
янии от сейсмоприемников, получение наго-
нагоняющих годографов, увязка записей волн от
разных источников по ближним взаимным
точкам. Специфическая особенность обра-
обработки годографов преломленных волн —
введение поправок за рефракцию.
Для МПВ разработано большое число спо-
способов интерпретации, причем особенно велико
число близких способов построения преломля-
преломляющих границ, среди которых выделяется
наиболее общий способ полей времен. Пред-
Предложены способы оценки средних скоростей
до преломляющих границ, но целесообразнее
использовать данные о средних скоростях,
полученные другими методами. Разработаны
алгоритмы и программы интерпретации дан-
данных МПВ на ЭВМ (для всего процесса ин-
интерпретации и ее отдельных этапов), приемы
машинного выделения волн в зонах интер-
интерференции.
Способы наблюдений и интерпретации
в МПВ позволяют: а) определять глубины Я
до преломляющих границ и строить разрезы,
карты изоглубин; б) устанавливать гранич-
граничные скорости vr распространения волн вдоль
преломляющих границ по годографам голов-
головных и слабо рефрагированных волн и по
годографам рефрагированных волн с вве-
введением поправки за рефракцию; в) оценивать
зависимость v (H) региональной компоненты
поля скоростей от глубины по годографам
рефрагированных волн; г) строить разрезы
в изолиниях скорости; д) определять коэффи-
коэффициенты поглощения в преломляющем слое
по графикам амплитуд' Ах головных волн;
е) находить модули упругости (при совме-
совместной регистрации волн Р и S); ж) картиро-
картировать в плане тектонические нарушения.
Преимущество метода заключается в воз-
возможности определять скорости распростране-
распространения сейсмических волн вдоль глубинных
сейсмических границ, по которым можно су-
судить о физических свойствах преломляющих
горизонтов, их литологическом составе, о при-
принадлежности сейсмических границ к гео-
геологическому \ разрезу. Для метода практи-
практически нет ограничений в глубине разведки
(для него доступны глубины от единиц метров
до 10—20 км); имеется возможность приме-
применять метод в районах с интенсивным фоном
многократных волн. Метод дает возмож-
возможность выделять тектонические нарушения,
изучать горизонтальную неоднородность
среды, выделять в разрезе такие границы,
как поверхность фундамента, соль и др.
Недостаток метода — его меньшая точ-
точность, детальность и разрешающая способ-
способность по сравнению с методом отраженных
волн, особенно при изучении криволиней-
криволинейных границ.
При малых глубинах исследования исполь-
используют высокочастотную модификацию (свыше
214
60 Гц), обеспечивающую более высокую точ-
точность и разрешенность данных при профиль-
профильных и площадных наблюдениях, проводимых
с целью детального картирования, расчлене-
расчленения разреза и т. д. При изучении больших
глубин используют низкочастотные моди-
модификации МПВ E—20 Гц) при непрерывных
наблюдениях на профилях или точечных
зондированиях.
Благоприятны для применения МПВ гори-
горизонтально-слоистые среды с небольшим
числом слоев, характеризующихся большой
дифференциацией по скоростям. Скорость
в слое, представляющем интерес для развед-
разведки, должна быть больше, чем во всех выше-
вышележащих (толстых) слоях, а преломленная
волна, соответствующая этому слою, должна
прослеживаться преимущественно в первых
вступлениях, где выделение волн и определе-
определение их параметров осуществляется с большей
точностью. Для применения МПВ следует
предварительно изучить среду по распре-
распределению скорости в покрывающей толще,
так как зависимость v (Н) в МПВ определяет-
определяется с малой точностью.
МПВ применяют при региональных иссле-
исследованиях, разведке на нефть, газ, угольг
руды, грунтовые воды, при инженерно-гео-
инженерно-геологических изысканиях. При разведке на
нефть и газ МПВ используют для изучения
поверхности фундамента, определения об-
общей мощности осадочной толщи, выделения
и изучения положения сильной границы в по-
покрывающей толще (на которой надо учиты-
учитывать преломление при интерпретации данных
MOB и МПВ по глубоким границам), выявле-
выявления и трассирования по площади тектони-
тектонических нарушений, определения статических
поправок (при применении в комплексе
с MOB). Имеются отдельные примеры при-
применения МПВ для прямых поисков нефти
и газа.
МПВ является основным методом при про-
проектировании инженерных сооружений
и разведке грунтовых вод. При инженерно-
геологических изысканиях МПВ в ком-
комплексе с сейсмоакустическими методами ши-
широко применяют для изучения упругих и де-
деформационных свойств разреза.
На базе МПВ создана методика глубинного
сейсмического зондирования (ГСЗ). Объ-
Объекты исследования МПВ и ГСЗ частично
перекрываются; общей является верхняя
часть кристаллического фундамента. Однако
МПВ обеспечивает большую детальность и
точность исследования этой части разреза,
чем ГСЗ.
При решении многих методических и гео-
геологических задач целесообразно комплекси-
ровать МПВ с MOB, сейсмическими исследо-
исследованиями в скважинах, акустическим карота-
каротажем (АК) и другими геофизическими мето-
дами. Так, комплексирование МПВ с АК
и ВСП позволяет однозначно определять при-
природу регистрируемых волн, осуществлять
их привязку к разрезу, повышать точность
интерпретации.
МПВ дает наиболее" надежную информа-
информацию о глубине фундамента и поэтому может
являться основой для интерпретации данных
других методов разведочной геофизики.
§ 42. СКВАЖИННАЯ
СЕЙСМОРАЗВЕДКА
Скважинная сейсморазведка объединяет
несколько методов, в которых прием или воз-
возбуждение волн (или то и другое) осущест-
осуществляют в скважинах. Наряду с прямыми
проходящими волнами используют волны
отраженные и преломленные с путями, укоро-
укороченными со стороны приемников или источ-
источника, расположенных в скважинах. Пер-
Первыми из применяемых методов скважинной
сейсморазведки был сейсмокаротаж, не
потерявший значения до настоящего времени,
и сравнительно редко применяемый метод
проходящих волн. Позднее стали применять-
применяться вертикальное сейсмическое профилирова-
профилирование (ВСП) и метод обращенного годографа
(МОГ). Определение элементов залегания
пластов, пройденных скважиной, по данным
Зонда из скважинных приемников находится
в стадии развития.
Сейсмокаротаж
Сейсмокаротажем был назван способ
определения средних скоростей путем изме-
измерения времен распространения проходящих
волн, возбуждаемых у устья или на некотором
расстоянии от скважинь^ до скважинного
сейсмоприемника, погружаемого на разные
глубины. Такой сейсмокаротаж называют
интегральным, поскольку при одиночном
скважинном сеймоприемнике он позволяет
определять время пробега волн и скор'ости,
усредненные для значительных толщ пород,
пройденных скважиной. Условия возбужде-
возбуждения волн при таком сейсмокаротаже должны
быть близки к условиям, применяемым при
работах MOB.
Дифференциальный сейсмокаротаж поз-
позволяет определять интервальные и пластовые
скорости участков разреза, пройденного сква-
скважиной, с помощью зонда из двух (и более)
скважинных сейсмоприемников, закрепля-
закрепляемых на постоянной базе, путем измерения
вдоль нее разностей времен пробега волны.
Приближение источника волн к сейсмопри-
емникам, дающее возможность повысить точ-
точность определения интервальных скоростей,
реализовано в ультразвуковом каротаже,
широко используемом в сейсморазведке.
Метод проходящих волн
Метод проходящих волн используют при
изучении крутопадающих границ с резкой
дифференциацией скоростей — обычно скло-
склонов соляных куполов, рифогенных массивов
и др. Сейсмоприемник (или зонд) перемещают
вдоль скважины (вертикального профиля)
по одну сторону( от изучаемой границы,
а волны возбуждают по другую ее сторону
на земной поверхности (рис. IV.2) или в дру-
других скважинах. Если возможно, то взрыв
производят в скважине (сейсмоторпедирова-
ние), а волны регистрируют на поверхности
во взаимных точках. Интерпретация основана
на обработке первых вступлений проходящих
волн. По совокупности данных строят семей-
семейства вертикальных и поверхностных (по прин-
принципу взаимности) годографов. По ним по-
построения проводят способами полей времен,
лучевым или апланатных линий.
Вертикальное сейсмическое
профилирование
Вертикальное сейсмическое профилиро-
профилирование (ВСП) — это интегральный сейсмо-
сейсмокаротаж, выполняемый многоканальным
зондом со специальными прижимными устрой-
устройствами, фиксирующими положения сейсмГо-
приемников у стенки скважины; они позволя-
позволяют избавиться от сильных помех и коррелиро-
у Л
Рис. IV.2. Изучение конфигурации соляного
штока методом проходящих волн.
/ — контуры соляного штока; 2 — пункты воз-
возбуждения колебаний по одному из профилей;
3 — положения скважинного сейсмоприемника;
4 — лучи проходящих волн; 5 — устье сква-
скважины
215
вать волны в последующих вступлениях.
ВСП— эффективный метод изучения волновых
полей и процесса распространения сейсми-
сейсмических волн во внутренних точках реальных
сред.
Качество получаемых данных зависит от
правильного выбора условий возбуждения
и их постоянства в процессе проведения иссле-
исследований. При взрывном возбуждении колеба-
колебаний это достигается путем применения малых
зарядов, помещаемых под ЗМС в одиночную
обсаженную скважину или в группу сква-
скважин одинаковой глубины.
Прием колебаний осуществляется трех —
шестиприборными зондами. Расстояния
между приборами определяются скоростными
параметрами разреза и равны 10—15 м в раз-
разрезах с низкой скоростью распространения
сейсмических волн и 20—40 м в разрезах
с высокой скоростью распространения волн.
Каждый прибор состоит из двух или несколь-
нескольких вертикальных сейсмографов, смонти-
смонтированных в герметичных контейнерах и при-
присоединенных к одному каналу. Для передачи
сигналов от скважинных приборов к сейсмо-
станции используют бронированные трех —
семижильные кабели. При работах с много-
многоприборными зондами необходимо, чтобы
соседние базы приема имели общие (корреля-
(корреляционные) точки.
Трехкомпонентную регистрацию колеба-
колебаний в скважинах осуществляют одиночными
ориентируемыми трехкомпонентными сейсмо-
сейсмографами или приборами, в которых вмонти-
вмонтировано от трех до пяти пар горизонтальных
и вертикальных сейсмографов. Применение
трехкомпонентной регистрации дает возмож-
возможность использовать при решении геологичес-
геологических задач различные классы волн.
Наблюдения на вертикальном профиле,
длина которого определяется глубиной и тех-
техническим состоянием скважины, проводят
из 2—3 пунктов возбуждения. Один из них
располагают как можно ближе к устью
скважины E0—150 м), а другие (называемые
удаленными или непродольными) удаляют на
те расстояния, для которых изучают волновое
поле.
Обязательным этапом всяких сейсмических
исследований в скважинах является тща-
тщательное изучение скоростей в ЗМС и верхней
части разреза и контроль за идентичностью
условий возбуждения с помощью сейсмо-
приемников, устанавливаемых вблизи пунк-
пунктов возбуждения волн.
По записям первых вступлений прямой
волны с ближних ПВ при 'использовании
вступлений падающих и отраженных волн
в последующей части записи можно получить
надежные данные о средних и пластовых
скоростях. Материалы ВСП, полученные
с удаленных ПВ или с применением много-
216
компонентной регистрации^ содержат ин-
информацию о скоростях распространения попе-
поперечных волн.
Основой для анализа волнового поля no-
материалам ВСП являются сводные сейсмо-
сейсмограммы для каждого ПВ (рис. IV.3), на кото-
которых можно выделить основные типы волн,,
характерные для данного удаления источ-
источник — приемник: однократно отраженные,,
многократные и частично-кратные, попереч-
поперечные, обменные и преломленные, осуществить-
привязку основных волн и волн-помех к гео-
геологическим границам. Привязки по глубине
волны, отраженной от границы, пересеченной
скважиной, осуществляют по пересечению-
линии вступлений первой проходящей волны
и отраженной, имеющей противоположную-
кажущуюся скорость.
Данные ВСП используют для оценки отра-
отражающих свойств сейсмических границ. Из
отношения амплитудно-частотных спектров
прямой и отраженной волн получают частот-
частотную зависимость коэффициента отражения
сейсмической границы.
При решении разведочных задач сводные
сейсмограммы продольных и непр^одольных
наблюдений ВСП преобразуют во временные
разрезы путем введения кинематических и
статических поправок (за пункт возбуждения
и пункт приема). Поправки за пункт приема
равны вертикальному времени на глубине
регистрации. Трансформированная во вре-
временной разрез сводная сейсмограмма ВСП
при одинаковой линии приведения сопостави-
сопоставима с временным разрезом MOB или МОГТ.
Важным этапом- обработки данных яв-
является улучшение прослеживания отражен-
Рис. IV.3. Пример сводной сейсмограммы
ВСП
«ых волн на сводных сейсмограммах или вре-
временных разрезах ВСП. Для подавления волн-
помех (падающих, обменных, поперечных,
•помех технического характера) применяют
их вычитание, направленное суммирование,
веерную фильтрацию.
Метод обращенных годографов
Особенность метода обращенных годогра-
годографов (МОГ) заключается в погружении сейсмо-
приемников в специально пробуренные (глу-
(глубиной до 200 м) или имеющиеся (до 2000 м)
скважины ниже ЗМС и кратнообразующих
границ; колебания же возбуждают близ
дневной поверхности вдоль профилей, рас-
располагающихся по отношению к наблюдатель-
наблюдательным скважинам продольно (проходящих че-
через ее устье), непродольно или по площади.
Резко улучшающиеся условия регистрации
волн позволяют применять МОГ для изуче-
изучения рельефа отражающих границ и деталь-
детального строения разреза при решении наиболее
трудных поисковых и разведочных задач.
Получаемую совокупность записей со-
согласно принципу взаимности можно рассма-
рассматривать как отображение волнового поля,
которое складывается из различных типов
волн на дневной поверхности (на уровне
возбуждения). Из общей волновой картины
можно выделить линейные или поверхностные
обращенные годографы волн.
Обращенный годограф отраженной волны
позволяет изучить участок отражающей гра-
границы (или поверхности) меньшего размера,
чем при регистрации на поверхности. Как
видно на рис. IV.4, величина его тем меньше,
чем глубже точка регистрации (сравните Ai,
Аи и Сг, С14).
В МОГ применяют линейные и площадные
системы наблюдения. Площадные системы
используют при наблюдениях в отдельно
стоящих скважинах для определения про-
пространственного положения отражающих
горизонтов.
Более распространенные линейные си-
системы применяют при наблюдениях МОГ
в скважинах, располагающихся по профилям,
пересекающим в плане какие-либо геологи-
геологические объекты. Длину обращенных годогра-
годографов для каждой наблюдательной скважины
определяют опытным путем, учитывая про-
слеживаемость целевых отраженных волн,
возможность их выделения на фоне помех;
учитывают также расстояние между наблюда-
Рис. IV.4. Схема наблюдений МОГ.
/ — пункты возбуждения колебаний в МОГ; 2 — точки регистрации колебаний в МОГ (номера соответ-
соответствуют порядку следования трасс записи на временном разрезе); 3 — точки отражения на границе;
AiCi — участок границы, освещаемый при ПВ 1 и регистрации отраженной волны на интервале глу-
глубин АС; АцСц — то же, при ПВ 14; 4 — устье скважины
217
тельными скважинами, характер и величину
изучаемых структурных форм. Обычно длина
годографа составляет 1,2—2,0 км. Для созда-
создания системы увязанных годографов необхо-
необходимо, чтобы они перекрывались и перекры-
перекрытия были тем больше, чем глубже уровень
регистрации (обычно 300—400 м). Рассто-
Расстояния между ПВ должны составлять 100—
200 м; при изучении сложно построенных
структур или в неблагоприятных сейсмо-
геологических условиях их уменьшают до
50 м. При поверхностных источниках шаг ПВ
уменьшают до 10—25 м, чтобы в поле или при
обработке накапливались колебания на
выбранной линейной базе.
Обработку материалов МОГ осуществляют
путем составления сводных сейсмограмм и
последующего преобразования их во вре-
временные и глубинные разрезы. Эти процедуры
имеют определенную специфику, поскольку
пункты приема и возбуждения колебаний
в МОГ располагаются в двух направлениях —
вертикальном и горизонтальном. Трассы за-
записей отдельных МОГ размещают в порядке,
соответствующем расположению точек отра-
отражения на границе (см. рис. IV.4). При этом
в пределах каждой совокупности трасс,
соответствующей одному положению ПВ,
спрямляют оси синфазности отраженных
волн — вводят такие статические поправки,
при которых времена регистрации отражен-
отраженных волн на записях всех приборов зонда
становятся одинаковыми. После этого
вводят кинематические поправки, изменя-
изменяющиеся в зависимости от удаления ПВ.
В результате такой трансформации записей
на сводном временном разрезе корреляция
осей синфазности отраженных волн улуч-
улучшается. В дальнейшем прослеживаемость
отраженных волн улучшают с помощью
веерной фильтрации или вычитания помех.
Обменные и многократные отраженные волны
могут быть подавлены путем направленной
селекции на уровенных составляющих МОГ —
совокупностях записей всех первых, всех
вторых и т. д. приборов зонда от всех ПВ.
Преобразование временных разрезов ВСП
и МОГ в глубинные необходимо выполнять
с учетом сноса и преломления сейсмических
лучей; неучет этих факторов при обработке
скважинных наблюдений ведет к искажению
'геометрии изучаемых границ большему, чем
в наземной сейсморазведке.
Скважинные методы применяют для ре-
решения наиболее сложных задач при поисках
и разведке нефтяных и газовых месторожде-
месторождений. Они эффективны при изучении подсоле-
вых отложений„ рифов и неструктурных ло-
ловушек. Скважинные методы применяют при
изучении глубинных границ, когда из-за
интенсивных многократных волн, высокого
уровня приповерхностных помех или слож-
218
ного глубинного геологического строения
разреза результаты наземной сейсморазведки
недостаточно надежны.
§ 43. ПЬЕЗОЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ
МЕТОД РАЗВЕДКИ
Пьезоэлектрический метод (ПЭМ) осно-
основан на использовании электромагнитных по-
полей, возникающих при электризации (поля-
(поляризации) горных пород упругими волнами,
возбуждаемыми взрывами, ударами и дру-
другими импульсными источниками. Разрабо-
Разработанная аппаратура для наземных и шахтно-
рудничных условий позволяет осуществлять-
прием, частотную селекцию, усиление, ос-
циллографическую и магнитную запись
пьезоэлектрических и упругих колебаний.
Максимальная глубинность ^(дальность) ме-
метода достигает 70—100 м при проведении ра-
работ в подземных условиях.
М. П. Воларович и Э. И. Пархоменка
A953 г.) установили пьезоэлектрический эф-
эффект горных пород, содержащих минералы-
пьезоэлектрики с определенным образом ори-
ориентированными электрическими осями*
Пьезоэлектрический эффект горных пород
как многофазных сред зависит от особен-
особенностей минералов-пьезоэлектриков, законо-
закономерностей пространственного распределения
и ориентировки их электрических осей в пье-
пьезоэлектрических текстурах; размеров, фор-
формы и строения пьезоэлектрических объектов;
физико-химических и других особенностей
пород, непосредственно контактирующих
с ними; способа возбуждения, мощности ис-
источника поляризующих упругих волн, ха-
характера их распространения и пространствен-
пространственного соотношения с поляризующимися объек-
объектами.
Метод применяют в наземном, скважинном-
и шахтном вариантах при поисках и разведке
рудно-кварцевых месторождений (золота,
вольфрама, молибдена, олова, горного хру-
хрусталя, слюды).
При работах ПЭМ источниками упругих
волн в настоящее время служат взрывы ВВ.
Максимальная масса зарядов ВВ составляет
1—10 кг при взрывах на поверхности в поро-
породах с vp < 1000 м/с. В подземных условиях
(ур > 3000 м/с) обычно применяют заряды
массой 0,15—2,0 кг. Приемниками электро-
электромагнитных волн пьезоэлектрической природы
служат электроды MN.
Времена вступления пьезоэлектрических
колебаний соответствуют временам при-
прихода электромагнитной волны. Из-за ее
огромной скорости они практически совпа-
совпадают со временем подхода фронта упругой
волны к ближайшей от очага точке, принад-
t = t mm = —-
лежащей пьезоэлектрическому объекту и
именуемой центральной точкой его поляриза-
поляризации. Время пробега по сейсмическому лучу
до этой точки удовлетворяет условию
-
где L — длина луча, измеряемая от источ-
источника упругих волн до объекта, v — скорость
упругой волны, поляризующей объект.
Поэтому при рассмотрении кинемати-
кинематических особенностей пьезоэлектрических
импульсов можно руководствоваться принци-
принципом взаимности, согласно которому централь-
центральная точка начальной зоны поляризации
пьезоэлектрических текстур уподобляется
точечному источнику упругих волн, а источ-
источник— пункту приема сейсмических колеба-
колебаний, распространяющихся для каждого
типа полезных волн по сейсмическому лучу.
Это позволяет при интерпретации пользо-
пользоваться приемами решения задач кинемати-
кинематической сейсмики, в основу которых положены
уравнения поля времен и лучей и годографов
упругих волн, возбуждающих пьезоэлектри-
пьезоэлектрический эффект, — пьезоэлектрических годо-
годографов. Годографы строят по фазе (экстре-
(экстремуму) с максимальной амплитудой с последу-
последующим введением поправки за фазу.
Одной из основных задач при исследова-
исследованиях данным методом является выбор эффек-
эффективной системы наблюдений, т. е. взаимного
расположения источников упругих волн и
приемников электромагнитных волн пьезо-
пьезоэлектрической природы. В наземных усло-
условиях наиболее рациональна система наблюде-
наблюдений из трех профилей, в которой центральным
является профиль взрывов, а два крайних —
профилями расстановки приемных электро-
электродов MN = 7-9-15 м. При поисках в около-
скважинном пространстве оптимален прием-
приемный зонд с двумя-тремя линиями электродов
MN = 8-f-10 м и одним или двумя сейсмо-
приемниками. Максимальный объем ин-
информации о характере залегания пьезоэлек-
триков может быть получен при исследова-
исследованиях в скважинах, образующих сети с ячей-
ячейками в виде квадрата со сторонами / =
= Ra^lV 2, где #Эф — эффективный радиус
действия взрыва, равный в данном случае
максимальному радиусу приема пьезо-
пьезоэлектрических колебаний. Оконтуривание
и изучение характера строения зон рудно-
кварцевой минерализации наиболее эффек-
эффективно при использовании разновысотной си-
системы взаимно перпендикулярных горных
выработок. В шахтных условиях за счет вли-
влияния горной выработки создается направлен-
направленность излучения сейсмической энергии. По-
Поэтому результаты наблюдений в зависимости
от того, где производился взрыв, вызвавший
при прочих равных условиях. наиболее ин-
интенсивную электризацию объекта, относят
к профилям на подошве, кровле и боковых
стенках горных выработок.
Конечная цель геологического истолко-
истолкования данных ПЭМ — определение размеров,
формы, строения и пространственного поло-
положения пьезоэлектрических объектов. При
интерпретации пьезоэлектрических годогра-
годографов могут применяться аналитический, гра-
графический и графо-аналитический способы.
По пьезоэлектрическому годографу опре-
определяют: а) расчетное значение скорости по
гиперболической ветви годографа (как это
делается в сейсморазведке); б) глубину
залегания верхней точки объекта; в) угол
падения грани объекта; г) протяженность
грани объекта по падению.
Помехами, затрудняющими, а иногда
не позволяющими выделить и прослеживать
первые и последующие вступления .пьезо-
.пьезоэлектрических колебаний, являются при-
взрывное или приударное электромагнитное
излучение, сейсмоэлектрический эффект
II рода (эффект Е), пьезоэлектрический эф-
эффект кварцсодержащих вмещающих пород,
теллурические и промышленные токи.
К сейсмоэлектрической разведке отно-
относится также еще не вышедший из стадии тео-
теоретических и экспериментальных разработок
метод сейсмоэлектрических потенциалов
(МСЭП), основанный на эффекте поляризации
увлажненных горных пород при прохождении
упругих волн. А. Г. Ивановым A940) он на-
назван сейсмоэлектрическим эффектом II рода
или эффектом Е. Достаточно определенно
установлена лишь связь эффекта Е с продоль-
продольными прямыми и преломленными волнами.
§ 44. МЕТОДЫ ПОПЕРЕЧНЫХ
И ОБМЕННЫХ ВОЛН
Отличительная особенность методов по-
поперечных и обменных волн заключается в том,
что используемые в них для получения гео-
геологической информации целевые волны рас-
распространяются на всем или части своего пути
как поперечные. Можно использовать отра-
отраженные, преломленные и проходящие волны.
Методы, основанные на регистрации моно-
монотипных поперечных волн, проходящих весь
путь от источника до приемника как попереч-
поперечные, называют методами поперечных волн
(соответственно отраженных, преломленных
и проходящих). В методах обменных волн
используют волны, вышедшие из источника
как продольные и обменявшие свой тип на
границах в изучаемой толще. Для обозначе-
обозначения типов волн в этом случае используют
индексы, указывающие, какие части пути
(слои) волны проходят как продольные Р
219
и какие как поперечные S. В методе обменных
отраженных волн применяют волны, испы-
испытавшие обмен на отражающей подошве k-ro
слоя Po-.-/*Sfy\..o. В методах обменных-прело-
мленных волн используют волны, обменяв-
обменявшие свой тип один или несколько раз при
преломлении: Po.../ftS^/...o; Ро.. -kiSkj --о',
Ро... jkS[Pkj..-o и т. д. В методах обменных
проходящих волн (возбуждаемых как есте-
естественными источниками в земной коре, так
и искусственно), используют волны, испы-
испытавшие обмен на промежуточных границах
раздела, причем границы обмена необяза-
необязательно являются границами отражения
или преломления волны: Ро---к1тт$1к---о'>
Po---fc/m/?mSj...o и т. д.
Иногда в методах обменных волн удается
использовать волны, меняющие свой тип
в непосредственной близости от источника,
например, PoS;...mm-••*•<)» когда почти весь
путь волны проходят как поперечные. В этом
случае многие особенности методов обменных
и поперечных волн становятся близкими.
Основные идеи методов поперечных и об-'
менных волн принадлежат Г. А. Гамбурцеву.
Окончательное становление методов и их
внедрение в производство выполнено под ру-
руководством Н. Н. Пузырева.
Методы поперечных и обменных волн при-
применяют для увеличения точности, детальности
и надежности решения различных геологи-
геологических задач. За счет меньших скоростей
поперечных волн и меньших по сравнению
с продольными длин волн повышается раз-
разрешающая способность метода. Для по-
поперечных волн в отличие от продольных
отражающими и преломляющими границами
оказываются другие границы геологи-
геологических напластований. На распространение
поперечных меньше влияют ЗМС и ВЧР.
Использование методов поперечных и обмен-
обменных волн в комплексе с методами продольных
волн позволяет определять дополнительные
параметры, более полно характеризующие
физико-механические свойства реальных
геологических сред (упругие модули, коэф-
коэффициенты затухания, коэффициенты анизо-
анизотропии и др.). Чрезвычайно ценна получа-
получаемая дополнительная информация для пря-
прямых геофизических методов разведки полезных
ископаемых (особенно нефтяных и газовых
месторождений) и для инженерной геофизики.
Общая особенность всей совокупности мето-
методов поперечных и обменных волн заключается
в регистрации непосредственно в поле упру-
упругих поперечных волн. В методах монотипных
поперечных волн это требует применения
специальных источников и своеобразной се-
селекции волн по признаку поляризации на
приеме. В методах обменных волн обычно
достаточна регистрация фиксированных го-
горизонтальных компонент волнового поля —
220
радиальной (ориентированной на источ-
источник —X) или перпендикулярной к ней тан-
тангенциальной (называемой обычно Y). В не-
некоторых случаях при решении рудных задач
в условиях отсутствия осадочного покрова,
а также при изучении анизотропии реальных
сред и т. п. необходима регистрация всего
волнового поля, т. е. трех ортогональных его
компонент, и последующая селекция волн по
поляризации в пространстве (см. § 47). Для
регистрации горизонтальных компонент
волнового поля используют в зависимости or
применяемой частотной модификации спе-
специальные низкочастотные горизонтальные
или стандартные вертикальные (располага-
(располагаемые горизонтально) сейсмоприемники.
Метод обменных волн,
возбуждаемых землетрясениями
Метод обменных волн, возбуждаемых земле-
землетрясениями (МОВЗ), применяют при мелко-
мелкомасштабных региональных исследованиях;
его технико-методические особенности-
близки к таковым при сейсмологических
исследованиях, так как в нем исполь-
используют волны от землетрясений. Применяют-
аппаратуру для дискретной точечной трех-
компонентной регистрации волн. Регистра-
Регистрацию ведут одновременно с помощью 10—
20 станций, которые расположены по профи-
профилям или по площади с интервалом в 1—5 км.
Длительность регистрации при одной
стоянке станций в зависимости от сейсмич-
сейсмичности района и детальности исследований'
составляет обычно 5—20 сут.
Обработка получаемых материалов осно-
основана на выделении волн, обменявших свой
тип при прохождении границ верхней ман-
мантии и земной коры. По времени A?pst- за-
запаздываний обменных волн относительно
первой продольной волны и соотношению
скоростей продольных и поперечных волн
в изучаемой толще судят о глубинах залега-
залегания границ обмена.
МОВЗ можно также регистрировать волны
от крупных промышленных взрывов. Наибо-
Наиболее целесообразно комплексировать МОВЗ
с МПВ и ГСЗ; в этом случае удается точнее
определить глубины границ обмена, а также
изучить современные и древние тектонические-
процессы, соотношения скоростей волн Р"
и S и их анизотропию.
Метод обменных проходящих
волн
Этот метод.применяемый при региональных:
исследованиях в нефтегазоносных провин-
провинциях для изучения положения кристалли-
ческого фундамента и границ в осадочной
толще, по своим технико-методическим осо-
особенностям близок к МПВ: аналогичны спо-
способы возбуждения волн и частично системы
наблюдений.
В МОПВ регистрируются вертикальная Z
и радиальная X компоненты волнового поля.
Системы наблюдения должны обеспечивать
регистрацию в первых вступлениях и просле-
прослеживание преломленных продольных волн от
самого глубокого из изучаемых горизонтов.
На основе ряда критериев, аналогичных
критериям в МОВЗ, на записях компоненты
X выделяют волны, обменявшие свой тип на
разных границах. По времени запаздывания
обменных волн по отношению к первой про-
продольной волне и соотношению скоростей
продольных и поперечных волн в изучаемой
толще определяют глубину границы обмена.
Для прослеживания волн по профилям при-
применяют те же приемы и способы, что и в МПВ.
Специфическая особенность МОПВ (как
и МОВЗ) — определение глубины залегания
границы по наблюдениям в одной точке при
одном пункте возбуждения — позволяет часто
упростить системы наблюдений в поле без
получения нагоняющих и встречных годогра-
годографов волн.
Основная задача, решаемая при примене-
применении в сейсморазведке обменных волн, заклю-
заключается в определении их природы: границы
обмена и лучевой схемы. Часто без, дополни-
дополнительных наблюдений волн)других типов или
наблюдений в глубоких скважинах ее решить
трудно.
Метод поперечных отраженных
волн
Метод поперечных отраженных волн
(МПОВ) основан на использовании монотип-
монотипных поперечных волн, возбуждаемых непо-
непосредственно в источнике. Поперечные волны
возбуждаются горизонтальными силами,
вызванными ударами или специально выпол-
выполняемыми взрывами. Наиболее эффективны
источники с управляемым направленным воз-
воздействием на среду. В этом случае поляри-
поляризацию возбуждаемых поперечных волн
можно изменять, что дает возможность осу-
осуществлять селекцию волн по признаку их
поляризации.
Сочетание селекции волн по поляризации
в источнике и на приеме позволяет использо-
использовать различные схемы наблюдений. Наи-
Наибольшее применение нашла схема Y — Y
с регистрацией тангенциальных (К) компо-
компонент волнового поля. В средах, близких
к горизонтально-слоистым, при этом обес-
обеспечиваются возбуждение и регистрация
горизонтально поляризованных поперечных
волн типа SH, при которых волновая кар-
картина наиболее проста.
Другие схемы наблюдений, например
X — X, Z — X и др., при которых возбу-
возбуждаются и регистрируются поперечные
волны, поляризованные в вертикальной
плоскости SV, используют лишь в отдельных
случаях, например при изучении анизотро-
анизотропии.
Управляемое направленное ударное воз-
воздействие на среду для возбуждения попереч-
поперечных волн осуществляется импульсными и
вибрационными источниками. Для вибра-
вибрационного воздействия на среду горизонтальна
направленными силами используют горизон-
горизонтальные вибраторы, у которых инертная
масса перемещается по горизонтали, для им-
импульсного — горизонтальные ударники, ис-
использующие энергию груза, падающего
в вертикальной плоскости по траектории
маятника.
Для взрывного направленного воздей-
воздействия на грунт поле возникающих в нем
первичных неупругих деформаций должно
быть асимметричным. Это достигается созда-
созданием ориентированной в нужном направле-
направлении неоднородности грунта в источнике..
Все реальные взрывные источники попереч-
поперечных волн наряду с заданной направленно-
направленностью воздействия на среду создают смещения
и в других направлениях, результатом чего
является возникновение (помимо волн
заданной поляризации) и других поперечных
волн, а также продольных и поверхностных.
Качество источника характеризуется отноше-
отношением амплитуд возбуждаемых поперечных
волн с заданной поляризацией А$А и продоль-
продольных волн Лр; это отношение называется чи-
чистотой источника Г7д = / .
Источник характеризуется также коэф-
коэффициентом искусственной направленности
?),' равным отношению амплитуд поперечных
волн с заданной в источнике поляризацией А а
и волн той же поляризации на приеме, но
обусловленных неуправляемой частью воз-
воздействия Лг : D = Аа/Ах.
Направленность источников определяется
интенсивностью воздействия и характером
грунтов; она увеличивается' с уменьшением
интенсивности воздействия; она растет
также в случае плотных сухих суглинистых
грунтов. Схему возбуждения и параметры
источника конкретно выбирают на основе-
опытных работ.
Наиболее эффективна селекция волн по
признаку поляризации в источнике, заключа-
заключающаяся в том, что в точках возбуждения
производят последовательно два воздей-
воздействия с направленностями сил, различа-
различающимися по азимуту на 180°; полученные при
221
этом записи вычитают. При этом полезные
поперечные волны, возбужденные искус-
искусственно созданной управляемой направлен-
направленностью воздействия, усиливаются, а волны-
помехи, возбуждавшиеся неуправляемой
направленностью, ослабляются. Записи вы-
вычитают либо непосредственно в поле с по-
помощью специальных приставок к серийной
аппаратуре или серийных сейсмических на-
накопителей, либо при камеральной обработке
материалов на специальных устройствах или
в ЭВМ. В последнем случае удается повысить
эффективность вычитания путем учета раз-
различий динамических и фазовых характери-
характеристик противоположно направленных воз-
воздействий.
Другие способы выделения волн и в поле
и при обработке, а также способы интерпре-
интерпретации не отличаются от таковых в методе
продольных отраженных врлн и опре-
определяются конкретными особенностями вол-
волновой картины.
При решении наиболее трудных геологи-
геологических задач целесообразно комплексировать
МОПВ с другими геофизическими методами
и в первую очередь с MOB на продольных
волнах. В этом случае методику возбуждения
и регистрации волн выбирают оптимальной
для каждого типа волн в отдельности.
Разведочные возможности МПОВ, при-
применяемого отдельно и в комплексе с MOB
на продольных волнах, определяются следу-
следующими факторами.
1. Меньшие скорости распространения
поперечных волн в реальных средах способ-
способствуют повышению точности структурных
построений и определения скоростей по их
годографам. Различие скоростных характе-
характеристик реальных сред по продольным и попе-
поперечным волнам приводит к независимости
погрешностей структурных построений по
двум типам волн. Как правило, меньшая
у поперечных, чем у продольных волн,
длина ведет к большей разрешенное™ за-
записей.
2. Использование управляемого источ-
источника волн и регистрация волн SH приводит
к упрощению волновой картины, повышению
надежности выделения полезного сигнала
на фоне помех и к меньшей, роли многократ-
многократных отражений.
3. Определение дополнительных (к пара-
параметрам продольных волн и их^скорости ор)
параметров, характеризующих состав и со-
состояние изучаемого разреза (скорость попе-
поперечных волн us, отношение скоростей, коэф-
коэффициент анизотропии волн, коэффициент за-,
тухания и др.), позволяет количественно ин-
интерпретировать динамические и кинематиче-
кинематические характеристики волн и разреза при сей-
сейсморазведке.
222
В соответствии с этим Яри использовании
МОПВ могут быть решены следующие за-
задачи.
1. Поиски и разведка антиклинальных
структур малой амплитуды, а также детали-
детализация строения обнаруженных ранее струк-
структур или отдельных их участков и проверка
структурных построений в случаях, когда
применение методов продольных волн не
дало достаточно надежных результатов.
2. Изучение структур с пологими выклини-
выклиниваниями, структур, содержащих сбросы (сту-
(ступени) малой4амплитуды, и наряду с этим из-
изучение литолого-фациальных характеристик
слагающих разрез пород.
Наиболее эффективно применение МОПВ
при сравнительно небольших углах наклона
границ. При больших углах" наклона и значи-
значительных угловых несогласиях существенно
возрастают трудности селекции волн по
признаку поляризации.
Методы обменных и поперечных волн при-
применяются на различных объектах исследова-
исследований. При региональных исследованиях ис-
используют низкочастотные модификации
преломленных и проходящих обменных волн
(МОВЗ, МОПВ). На рудных объектах в ин-
инженерной и угольной сейсморазведке при-
применяют наиболее высокочастотные модифи-
модификации методов обменных преломленных
и проходящих волн, а также поперечных
преломленных волн (МПОВ). Наибольшее
применение в нефтегазовой сейсморазведке
нашел метод отраженных поперечных волн.
Кроме обменных и отраженных поперечных
волн, при решении некоторых геологических
и методических задач используют также пря-
прямые и преломленные монотипные поперечные
волны. В основном это задачи, связанные
с изучением самой верхней части разреза
на глубину до 100—200 м при инженерно-
геологических изысканиях, при поисках
руд, при определении статических поправок
в МОПВ.
§ 45. МЕТОД РЕГУЛИРУЕМОГО
НАПРАВЛЕННОГО ПРИЕМА
Метод регулируемого направленного при-
приема (МРНП) основан на представлении о том,
что в условиях.^ ijQxaiLXRiiMUb1 между пла-
стами i Б^
делен нш^
НИХ птряжянугря и^т
кажущаяся регулярность
следствиёмПНйзкочастотности спектров Щ
уёаЗ риеме. На^коротких прием-
приемных баздх ^^^
такие".
элeмeн^J^дJJl
которых точнее определяют местоположение
Идея Суммирования воспроизводимых сей-
сейсмических записей с переменной направлен-
направленной чувствительностью для разрешения при-
пришедших по разным направлениям и наложив-
шихся воли принадлежит Ф. Риберу A934 г.).
Применение к записям переменной частотной
фильтрации для лучшего разрешения волн
по времени их прихода предложено Г. А. Гам-
бурцевым A935 г.). Аппаратура для регули-
регулируемой направленной и частотной селекции
волн изобретена в СССР Л. А.Рябинкиным
A939 г.). На ее основе под его руководством
в СССР разработан метод РНП.
Метод РНП первоначально предназначался
для разведки районов со сложно построен-
построенными структурами. На соляных куполах
Южной Эмбы, в предгорных районах Кубани
и в Актюбинском Приуралье установлена
определяющая особенность метода — его спо-
способность разрешать наложивщие^.я и ряс~
щеплять__интерференционные волны, образо-
образовавшиеся на незеркальных геологических
границах размьТвов и несоглдсийГРазрешейие
волн позволило установить мешающую роль
многократных волн различных типов, рас-
расщепление — определить положение указан-
указанных границ толщ более точно, чем по интер-
интерференционным волнам. Природа волн, на
которые расщепляется отражение от незер-
незеркальных границ, изучена ультразвуковым
моделированием.
Применение МРНП для разведки полого
залегающих платформенных структур потре-
потребовало разработки специальной методики,
многие элементы которой впоследствии стали
слагаемыми методики МРНП и в сложно
построенных районах.
Регулируемому разновременному суммиро-
суммированию и переменной фильтрации могут быть
подвергнуты любые сейсмические записи
(в том числе предварительно просуммирован-
просуммированные методом ОГТ), но наибольшая гпециФи-
ческая разрешающая 'способность метода
реализуетсйГлишь при исходном обогащении
спектров регистрируемых волн BepxHi'4auujJ
ными Составляющими — выбором в поле усло-
вий возбуждения и р^гигтряпи^й с необычнд
сильным""подавлением низкочастотных со-
Базы суммирования
Рис. IV.5. Система наблюдений методцм РНП
ставляющих. Разрешение и расщепление
интерференционной волны осуществляется
UU Л'|'НРГ.ЦТР.ЛЬНП ' *
* При возбуждении волн применяют сред-
средства, обеспечивающие повышенное содержа-
содержание верхних частот в их спектрах. При взры-
взрывах используют группирование мелких заря-
зарядов, заглубляемых с учетом получения верх-
верхнечастотного суммарного спектра при нало-
наложении волн-спутников. При ударном возбуж-
возбуждении выбирают наиболее верхнечастотный
режим. На приеме волн также принимают
меры для предпочтительной регистрации
верхнечастотных составляющих спектра: за-
заглубление и тщательную установку сейсмо-
приемников (при группировании размещение
их на едином уровне), верхнечастотную фильт-
фильтрацию со значительным (более 30 дБ/октаву)
подавлением частот ниже 30 Гц.
Системы наблюдений составляют так,
чтобы при обработке суммировать записи ко-
колебаний от каждого источника 9—12 группами
приемников или одиночными сейсмоприем-
никами. Базы суммирования длиной 200—
300 м располагают симметрично пунктам
взрывов. Кратность системы должна обеспе-
обеспечивать наличие не менее четырех взаимных
баз на 800—1000 м профиля. Из применяемых
многократных систем наблюдений для метода
РНП подходят 6—12-кратные центральные
двусторонние системы без выноса источника
с взрывным интервалом 50—100 м и шагом
между группами, приемников 25 м.
Специальная система наблюдений методом
РНП показана на рис. IV.5. Ее особенностью
является наличие крестовых наблюдений,
представляющих собой бады расстановки
приемников, перпендикулярные к основному
профилю. Назначение крестовых наблюдений
состоит в распознавании волн, приходящих
к профилю не из вертикальной плоскости;
они позволяют выполнять пространственную
интерпретацию. Взаимные крестовые наблю-
наблюдения располагают по профилю через интер-
интервалы, зависящие от детальности разведки.
Прпбеннргть обработки данных метода РНП
определяется применяемым в нем регулируе-
мым разновременным суммированием и пере-
меннойфильтрациёй, что предполагает фор-
формирование" промежуточного результата этих
операций — 'суммолент, на которых -волны
вЩетятотся по признаку разрастания ампли-
амплитуд суммарных записей. Качество суммирова-
суммирования и точность параметров выделяемых волн
— время прихода волны к среднему прием-
приемнику базы (t), приращение времени прихода
волны к крайним сейсмоприемникам (Ы),
суммарная амплитуда волны (А) — зависят от
введения статических поправок времени в пре-
пределах базы.и уравнивания амплитуд исход-
исходных записей, что должно быть обеспечено
с наибольшей точностью.
Особенности интерпретации ланных метода
РНП связаны с выделением на мялых бязях
волн, отраженных или дифрагированных
{рассеянных) ограниченными участками гра-
ниц или другими неоднородностямИПгеологи-
чесКото-рагзрёза. "При ниЗкпм урпгше нерегу-
нерегулярных помех и Отсутствии сильных регуляр-
регулярных волн-помех по выделяемым параметрам
волн {t и 6/) при известном распределении
ско}$о"сТе1Гможно определять места возникло-
венияволн и строить двумерное, а по кресто-
крестовым "бааам — трехшрнйГ'изЬбражёниё геоло-
гического объекта.
Фильтрация верхних и сильное подавление
нижних частот при регистрации и обработке
данных метода РНП позволяет избавиться от
низкочастотных помех. Средством защиты от
остающегося фона помех служат само сумми-
суммирование, специальные способы вычитания
волн на суммолентах, обработка взаимных
наблюдений с определением эффективных
скоростей и способы сопоставления и накап-
накапливания волн на динамическом глубинном
разрезе.
Применяют цифровые комплексы, содержа-
содержащие программы обработки и интерпретации,
рассчитанные на использование взаимных
наблюдений с построением динамического
глубинного разреза, и комплексы, предназна-
предназначенные для предварительной обработки мате-
материалов с выводом параметров волн на интер-
интерпретационные программы.
Области применения метода в нефтегазовой
геологии."гле пн няиПплрр. ширпкп ирпп^
вался — это районы с наиболее
геологическим строением, рячтштир
построенных складок краевых прогибов, со-
соляной тектоники, рифовых структур. Метод
эффективен при изучении пологих структур
платформенного типа, особенно нарушенных
сбросами. Изучение поверхности фунпямрчт"я
тайЖе-йоступно методу РНП. В рудной сейт»
сморазведке метод РНП прнмпнтр?тгчт мпггп.
но имеет полыпие
ведке. Современная техника обработки допу-
допускает суммирование не только по прямо-
прямолинейным, но и по криволинейным осям
синфазности на базах значительной протя-
протяженности. Наиболее широкое применение
такое суммирование получило при скорост-
скоростном анализе и при различных способах
фокусирования отражений. Для обработки
данных многократного профилирования раз-
разработано многомерное суммирование (по Д?
и по /0), совмещающее в себе отдельные
преимущества суммирования по ОГТ и
МРНП.
Применение РНП в МПВ для выделения
волн в последующих вступлениях встретило
трудности, которые объясняются шерохова-
шероховатостью преломляющих границ и вызываемым
ею интерференционным характером прелом-
преломленных волн. Расщепление их на элементар-
элементарные составляющие не дает интерпретацион-
интерпретационных преимуществ, реализуемых при расщеп-
расщеплении отраженных волн.
§ 46. МЕТОД ОБЩЕЙ ГЛУБИННОЙ
точки
Метод (способ) общей глубинной точки
(МОГТ) — модификация MOB, основаннаяна
системе_многократных й grr
_ рр ^__g
Чающаяся" суммированием ¦ (накапливанием)
отражений от оощих участков гра'ницы^гфи
различных- расположениях источниковГипртг-
емников. Mefg/HjIrT базируется на_допущ*ё-
Н*Й~Й_О^КОррелируемоСТИдВплн| ип.чбужпенных
удаленными на разное рагртпдиир уГт^циЧ-
ii'iMii, ни 11тргпигтц11\||11П1 пт общ.гггь-участка
границы, неминуемые различия спектров
разных источников и погрешности во вре-
временах при суммировании требуют понижения
спектров полезных сигналов, ^сновное пре-
преимущество метода ОГТ состоит в возможности
ус'йЗГСнТГя" однократТГО—Стза^щшшу водй^на
фпнр^мнпр^кря™"^ И' »Пменньтх отраженньт?
б Путем уряднцдяния^вррмрн й
^р р
це^и их суммирова-
б ОГТ
р
Пр1 ИНДИЯ регулируемого разновременного
суммирования записей, лежащий в основе
МРНП, широко используется в сейсмораз-
224
_^ р
ния. Специфические особенности метода ОГТ
определяются свойствами направленности при
суммировании, избыточностью данных и ста-
статистическим эффектом.Они наиболее успешно
реализуются при цифровой регистрации и
обработке первичных данных.
Рис. IV.6 иллюстрирует принцип суммиро-
суммирования по ОГТ на примере системы пятикрат-
пятикратного перекрытия. Источники упругих волн
и приемники располагаются на профиле
симметрично проекции на нее общей глубин-
глубинной точки R горизонтальной границы. Сейсмо-
Сейсмограмма, составленная из пяти записей, полу-
полученных в пунктах приема /, 3, 5, 7, 9 (счет
пунктов приема начинается от своего пункта
возбуждения) при возбуждении в пунктах
Рис. IV.6. Схематическое изображение эле-
элемента системы наблюдений и сейсмограммы,
полученной методом ОГТ.
А и А' — оси синфазностн отраженной однократ-
однократной волны соответственно до и после введения
кинематической поправки; В и В' — ось синфаз-
ности многократной отраженной волны соответ-
соответственно до и после введения кинематической по-
поправки
V, IV, III, II, I, показана над линией CD.
Она образует сейсмограмму ОГТ, а годографы
прокоррелированных на ней отраженных
волн — годографы ОГТ. На обычно приме-
применяемых в методе ОГТ базах наблюдения, не
превышающих 3 км, годограф ОГТ одно-
однократно отраженной волны с достаточной
точностью аппроксимируется гиперболой.
При этом минимум гиперболы близок к про-
проекции на линию наблюдения общей глубинной
точки. Это свойство годографа ОГТ во многом
определяет относительную простоту и эффек-
эффективность обработки данных.
Для преобразования совокупности сейсми-
сейсмических записей во временной разрез в каж-
каждую сейсмограмму ОГТ вводят кинематиче-
кинематические поправки, величины которых определя-
определяются скоростями сред, покрывающих отра-
отражающие границы, т. е. они рассчитываются
для однократных отражений. В результате
ввода поправок оси синфазностей однократ-
однократных отражений трансформируются в линии
fo = const. При этом оси синфазностей регу-
регулярных волн-помех (многократных, обменных
волн), кинематика которых отличается от
введенных кинематических поправок, транс-
трансформируются в плавные кривые. После
введения кинематических поправок трассы
исправленной сейсмограммы одновременно
суммируют. При этом однократно отражен-
8 Зак. 80
ные волны складываются в фазе и таким обра-
образом подчеркиваются, а регулярные помехи, и
среди них в первую очередь многократно
отраженные волны, складываемые с фазо-
фазовыми сдвигами, ослабляются. Зная кинема-
кинематические особенности волны-помехи, можно
заранее рассчитать параметры системы наблю-
наблюдений методом ОГТ (длину годографа ОГТ,
число каналов на сейсмограмме ОГТ, равное
кратности прослеживания), при которых
обеспечивается требуемое ослабление помехи.
Сейсмограммы ОГТ формируют путем вы-
выборки каналов с сейсмограммы от каждого
пункта возбуждения (называемых сейсмо-
сейсмограммами общего пункта возбуждения —
ОПВ) в соответствии с требованиями эле-
элемента системы, приведенного на рис. IV.6, где
показаны: первая запись пятого пункта
возбуждения, третья запись четвертого и
т. д. до девятой записи первого пункта воз-
возбуждения.
Указанная процедура непрерывных выбо-
выборок вдоль профиля возможна лишь при много-
многократном перекрытии. Она соответствует нало-
наложению временных разрезов, получаемых неза-
независимо от каждого пункта возбуждения, и
свидетельствует об избыточности информации,
реализуемой в методе ОГТ. Эта избыточность
является важной особенностью метода и ле-
лежит в основе уточнения (коррекции) стати-
статических и кинематических поправок.
Скорости, требуемые для уточнения вводи-
вводимых кинематических поправок, определяют
по годографам ОГТ. Для этого сейсмограммы
ОГТ с рассчитанными приблизительно кине-
кинематическими поправками подвергаются разно-
разновременному суммированию с дополнитель-
дополнительными нелинейными операциями (см. §• 56).
По суммолентам ОГТ, помимо определения
эффективных скоростей однократно отражен-
отраженных волн, находят кинематические особен-
особенности волн-помех для расчета параметров
приемной системы. Наблюдения методом ОГТ
проводят вдоль продольных профилей.
Для возбуждения волн применяют взрыв-
взрывные и ударные источники, которые требуют
наблюдений с большой D8—96) кратностью
перекр и .
Обработка данных МОГТ на ЭВМ делится
на ряд этапов, каждый из которых заканчи-
заканчивается выводом результатов для принятия
решения интерпретатором: 1) предваритель-
предварительная обработка; 2) определение оптимальных
параметров и построение окончательного
временного разреза; 3) определение скорост-
скоростной мддели среды; 4) построение глубинного
разреза.
Системы многократных перекрытий состав-
составляют в настоящее время основу полевых
наблюдений (сбора данных) в MOB и опреде-
определяют развитие метода. Суммирование по
ОГТ является одной из главных и эффектив-
225
ных процедур обработки, которые можно
реализовать на базе этих систем. Метод ОГТ
является основной модификацией MOB при
поисках и разведке нефтяных и газовых
месторождений практически во всех сейсмо-
геологических условиях. Однако результатам
суммирования по ОГТ cbohptrphh"
К )
ур h HPр
ограничения. К ним относятся: а) существен-
существенное снижение частоты регистрации; о) ослао-"
лёННб свойства локальности MUb за счёт
увеличения объема неолноролного простран-
пространства при больших удалениях от источника,
характерных для метода ОГТ и необходимых
длЁГНОдавЛЬния многократных волн; в) нало-
границ вследствие свойственного им сближе-
ния__осей синфазности npj_ бплт^их—удале-
__ ф
ниях от'ТТсточника; г) ^
ковым волнаяг;—меТлагоТцим прослеживанию
целевых субгоризонтальных границ вслед-
вследствие расположения основного максимума
пространственной характеристики направлен-
направленности суммирования в плоскости, перпенди-
перпендикулярной к базе суммирования (профилю).
Указанные ограничения в целом обуслов-
обусловливают тенденцию снижения разрешающей
способности MOB. Учитывая распространен-
распространенность метода ОГТ, их следует учитывать
в конкретных сейсмогеологических условиях.
§ 47. ПОЛЯРИЗАЦИОННЫЙ МЕТОД
Поляризационным методом (ПМ) называ-
называется совокупность аппаратурных, методиче-
методических и интерпретационных средств «аземных
и скважинных измерений, основанных на
использовании поляризации регистрируемых
волн с целью их разрешения и более четкого
выделения и распознавания. Реальные источ-
источники возбуждают объемные волны обоих
типов — продольные и поперечные, поляри-
поляризация которых в процессе распространения
существенно изменяется. На приеме различно
поляризованные волны интерферируют друг
с другом, что приводит к сложной поляриза-
поляризации целевых волн и помех. Рассчитанный на
преобладание вертикальной составляющей
прием продольных отраженных волн верти-
вертикальными сейсмоприемниками часто оказы-
оказывается неоптимальным. При выделении волн
по признаку их поляризации улучшается
прослеживаемость целевых волн и становится
возможным более успешное подавление волн-
помех.
Идея использования признака поляризации
при выделении сейсмических волн принадле-
принадлежит Г. А. Гамбурцеву. Она получила разви-
развитие в работах Е. И. Гальперина.
Значительную роль в ПМ играет примене-
применение для выделения различно поляризованных
волн регулируемого направленного приема
(РНП) первого рода (по смещениям). Так
226
названо получение полярных сейсмограмм —
записей условных сейсмоприемников с раз-
различно ориентированными характеристиками-
направленности первого рода. Данная про-
процедура представляет собой суммирование-,
воспроизводимых записей нескольких сейсмо-
сейсмоприемников, сосредоточенных в одной точке-
и имеющих различно ориентированные оси
максимальной чувствительности. Путем регу-
регулируемого изменения относительных ампли-
амплитуд суммируемых записей в специальном-
аналоговом устройстве или по соответствую-
соответствующей программе на ЭВМ выводят полярные-
сейсмограммы с трассами, имитирующими
записи, которые могли быть получены сейсмо-
сейсмоприемниками с различными диапазонами
наклонов в плоскости и в пространстве и-
желаемым шагом их изменения.
Полярные сейсмограммы можно синтези-
синтезировать по записям трехкомпонентных сейсмо-
сейсмоприемников, помещенных в скважинах или
на поверхности почвы. Они составляют основу
поляризационного метода, применяемого*
в различных условиях и для разных целей.
По полярным сейсмограммам осуществляют
новые виды корреляции волн: полярную-
(ПК) и поляризационно-позиционную (ППК).
Полярная корреляция заключается в опоз-
опознавании волн с определенной поляризацией
по характерным участкам записей на поляр-
полярных сейсмограммах. Например, если оси-
чувствительностей условных сейсмоприемни-
сейсмоприемников расположены на конусе, образующая*
которого составляет с горизонтом угол 45°, то-
выходящая снизу продольная волна отобра-
отобразится на всех трассах синфазными колеба-
колебаниями. Поперечная линейно-поляризован-
линейно-поляризованная волна, приходящая по такому же нап-
направлению, отобразится на полярной сейсмо-
сейсмограмме изменением амплитуд колебаний or
максимальных значений (когда ось чувстви-
чувствительности и линия поляризации лежат в одной?
вертикальной плоскости) до значений, близ-
близких к нулю (когда они лежат во взаимно пер-
перпендикулярных вертикальных плоскостях.)-
Для разрешения волн с различной поляри-
поляризацией, приходящих по близким направле-
направлениям и в близкие времена, характеристику
направленности первого рода полярной сей-
сейсмограммы ориентируют так, чтобы разре-
разрешаемые волны приходили по направлению^
ортогональному к ее оси максимальной
чувствительности.
Поляризационно-позиционную корреля-
корреляцию выполняют по сводным сейсмограммаму
составленным из фиксированных трасс поляр-
полярных сейсмограмм в соседних пунктах приема,,
соответствующих одной и той же ориенти-
ориентировке сейсмографов (корреляционная моди-
модификация РНП первого рода с получением
групполент). Более эффективна корреляция
волн по сводным сейсмограммам (аналогам!
следящих групполент МРНП), составленным
из «следящих» колебаний — трасс полярных
сейсмограмм, на которых данная волна
зафиксирована наиболее чистой с наибольшим
отношением сигнал—помеха.
Эффективны средства синтеза регулируе-
регулируемого направленного приема первого и второго
родов, близкие к использованию характе-
характеристик направленности третьего рода. На-
Например, комбинацией корреляционной моди-
модификации РНП первого рода и метода РНП
(с регулируемой направленностью второго
рода), т. е. регулируемым разновременным
суммированием сводных полярных сейсмо-
сейсмограмм фиксированных составляющих удается
разрешать одинаково поляризованные, но
разно направленные волны. Разрешению на
полярных сейсмограммах волн с различной
поляризацией способствует суммирование
фиксированных трасс полярной сейсмограммы
с фиксированными же временными сдвигами
и получение направленных групполент раз-
разрешаемых волн.
Имеются две крупные области применения
ПМ. Первая область связана с традицион-
традиционными методами сейсморазведки, рассчитан-
рассчитанными на использование волн одного типа —
продольных или поперечных, когда прини-
принимают специальные меры для возбуждения
тех или других. В этом случае ПМ служит для
преодоления искажающего воздействия интер-
интерференции на ожидаемую поляризацию целе-
Bbljtf ВОЛН.
Вторая, более перспективная область —
одновременная регистрация продольных и
поперечных волн. Здесь с помощью ПМ
можно получить уточненные данные о физи*
ческих свойствах разведуемых сред, исполь-
используемых при прямых поисках углеводородов.
По данным экспериментальной разработки
и опробования поляризационного метода
зона малых скоростей противоречиво влияет
на поляризацию волн. С одной стороны, она
способствует приближению смещений в выхо-
выходящих продольных волнах к вертикали,
с другой — часто приводит к разбросу на-
направлений смещений в однотипных волнах.
Поэтому хотя применение поляризационного
метода эффективно и при наземных наблюде-
наблюдениях, наиболее четкие материалы могут быть
получены им при применении в ВСП. Если
наблюдения в скважинах позволяют просле-
проследить изменение поляризации волн по мере их
распространения, то можно уточнить поло-
положение геологических границ и установить
признаки прямого обнаружения залежей
нефти и газа. В условиях, когда при наблюде-
наблюдениях на поверхности ЗМС поляризация
регистрируемых волн беспорядочно наруша-
нарушается, рекомендуется переходить к подземным
«аблюдениям, например, используя для уста-
установки приемников взрывные скважины.
8*
§ 48. ЧАСТОТНЫЕ МОДИФИКАЦИИ
СЕЙСМОРАЗВЕДКИ
Сейсморазведка может быть условно под-
подразделена на несколько частотных модифика-
модификаций, различающихся диапазонами наблюдае-
наблюдаемых частот: низкочастотную (от 3—5 до
10—16 Гц), среднечастотную B0—80 Гц),
высокочастотную A00—400 Гц). Помимо того,
выделяют сейсмоакустические F00—6000 Гц)
и ультразвуковые (свыше 8 кГц) модифика-
модификации.
При сверхглубоких исследованиях и
использовании волн землетрясений приме-
применяют инфрачастотные модификации (до 1—
2 Гц). В связи с непрерывным частотным
спектром импульсного возбуждения, а также
с ограничениями со стороны верхних частот,
обусловленными поглощающими свойствами
геологических сред, между соседними по
частоте модификациями четких границ нет.
Реализация той или иной частотной модифи-
модификации требует, чтобы в спектре возбуждае-
возбуждаемых волн' имелись характерные для нее
частоты, которые можно выделить путем
подавления остальных составляющих.
Применяемый диапазон частот в обратной
зависимости определяет длину сейсмических
волн в данной среде и тем самым возможную
степень детальности расчленения сейсмо-
геологического разреза. Лишь иногда возни-
возникает необходимость в некоторой генерализа-
генерализации разреза, что может быть осуществлено
переходом к регистрации более низких частот
колебаний. Обычно же указанная связь
вызывает стремление к регистрации и выделе-
выделению на фоне помех возможно более высоко-
высокочастотных колебаний. Современные средства
обработки записанных колебаний позволяют
изменять в некоторых пределах в процессе
обработки используемый диапазон частот.
Тем не менее стремление применять при
обработке тот или иной частотный диапазон
требует ряда специальных мер в полевых
условиях. Особенно это касается диапазона
верхних частот, в последнее время очень
популярного и получившего название «сейсмо-
«сейсморазведки высокого разрешения». Для после-
последующего использования при обработке верх-
верхних частот при полевых работах следует:
а) тщательно выбирать условия возбуждения
для обогащения верхними частотами исход-
исходного спектра с учетом наложения спутника;
б) тщательно устанавливать сейсмоприемники
для обеспечения лучшего контакта с почвой;
в) погружать сейсмоприемники в мелкие
скважины под зону малых скоростей, обла-
обладающую повышенным поглощением верхних
частот; г) применять полевую частотную
фильтрацию с резким подавлением нижне-
нижнечастотных составляющих в спектрах реги-
регистрируемых колебаний.
227
В различных частотных модификациях
используют аппаратуру разной конструкции,
приспособленную для регистрации в соответ-
соответствующей области частот. Современные стан-
стандартные сейсморазведочные станции могут
быть применены в низкочастотной, средне-
частотной и (при соблюдении указанных выше
мер) высокочастотной модификациях. Для
сейсмоакустических наблюдений применяют
скважинные, шахтные и морские сейсморазве-
сейсморазведочные станции или комплекты. Ультразвуко-
Ультразвуковые наблюдения осуществляют со специаль-
специальной скважинной аппаратурой, а также с по-
помощью дефектоскопов. Для инфрачастотной
модификации используют специальные сей-
сейсморазведочные станции.
Возможность применения той или иной
частотной модификации определяется глав-
главным образом поглощающими свойствами толщ,
слагающих изучаемый разрез, и расстоянием
от источника до приемников. Это расстояние
зависит от геологической задачи исследова-
исследований и применяемых методов и технологии
полевых работ. С увеличением расстояния
взрыв—прибор убывает преобладающая ча-
частота регистрируемых колебаний, вследствие
чего увеличение глубины залегания исследуе-
исследуемых геологических объектов вызывает пони-
понижение частотного диапазона. В отдельных
случаях это может обусловить необходимость
перехода к более низкочастотной модифика-
модификации. Исключение составляют случаи, когда
путь пробега увеличивается в слабопогло-
щающей среде, например в воде при углубле-
углублении дна водоема.
При изучении одних и тех же геологических
объектов частотный диапазон при наблюде-
наблюдениях МПВ, как правило, всегда ниже, чем
при работе MOB. Это обусловливается:
а) понижением спектрального состава колеба-
колебаний при образовании головной волны; б) боль-
большей дальностью наблюдений. При этих же
условиях поперечные волны характеризуются
более низкой частотой по сравнению с про-
продольными, возбуждаемыми сходными источ-
источниками.
Наибольшее применение находит средне-
частотная модификация, используемая при
поисковых и детальных исследованиях нефте-
нефтегазовых месторождений, изучении угольных
и рудных месторождений MOB и МПВ,
а также при наблюдениях в скважинах мето-
методом ВСП. Низкочастотную модификацию
применяют при изучении строения глубоко
залегающего фундамента, а также при струк-
структурных исследованиях на глубине свыше б—
10 км. Еще большие глубины с целью опре-
определения строения нижних частей земной коры
(вплоть до границы Мохоровичича) изучают
с помощью инфрачастотной модификации.
Высокочастотную модификацию стремятся
внедрить в области традиционного
228
применения среднечастотной модификации
для наибольшего повышения разрешающей
способности и детальности проводимых работ.
Ее давно и успешно используют при решении
следующих задач: а) исследование малых глу-
глубин в районах, сложенных с поверхности сред-
средними или крепкими породами, с целью реше-
решения задач рудной и инженерной геологии;
б) межскважинный или шахматный варианты
сейсмического просвечивания при изучении
угольных, рудных и других месторождений;
в) изучение строения морского дна в морской
сейсморазведке. Высокочастотные исследова-
исследования имеют также большое значение при
детальных работах по прямым поискам
месторождений нефти и газа, когда особую
роль приобретает высокая разрешенность
сейсмических записей. Сейсмоакустическую
модификацию применяют: а) в скважинах
с целью детального изучения скоростного
разреза; б) при межскважинном просвечива-
просвечивании на малых базах; в) при изучении строения
придонных отложений в различных водоемах
с целью решения инженерно-геологических
или структурных задач; г) при наблюдениях
в шахтах с целью прогнозирования внезапных
выбросов. Ультразвуковые исследования вы-
выполняют: а) в скважинах при сверхдетальном
изучении скоростного разреза; б) при изуче-
изучении свойств околоскважинного пространства;
в) при физическом моделировании задач на
распространение упругих волн.
§ 49. ПРОСТРАНСТВЕННЫЕ
МОДИФИКАЦИИ СЕЙСМОРАЗВЕДКИ
Пространственными называют модификации
сейсморазведки, проводимые с целью получе-
получения непосредственных сведений о залегании
отражающих или преломляющих границ
в пространстве трех измерений. Применять
пространственные модификации целесооб-
целесообразно при изучении сложно построенных
геологических структур. В принципе они
дают более точные и достоверные результаты
по сравнению с обычными профильными
методами, но зато требуют более развитых
технических средств проведения полевых
работ и обработки материалов.
Из решения прямых и обратных- простран-
пространственных задач известно, что для определения
направления на точку отражения в простран-
пространстве необходимо располагать данными, о
параметрах отраженной волны, полученными
при площадном наблюдении — расстановке
приемников по площади, по меньшей мере
на двух пересекающихся прямолинейных
профилях. Необходимо также, чтобы на-
наблюденная волна была очищена от наложен-
наложенных на нее других волн, приходящих к сей-
смоприемникам в близкое время.
Крестовые наблюдения
Крестовые наблюдения получили широкое
применение при работах методом РНП, где
они используются для распознавания и
последующего исключения из интерпретации
боковых волн, для ориентирования разве-
разведочных профилей. При обработке данных
МРНП на ЭВМ стала возможной простран-
пространственная интерпретация отражений, прихо-
приходящих сбоку от вертикальной плоскости
основного профиля (боковых отражений).
При обычных для MOB фильтрациях регули-
регулируемое разновременное суммирование позво-
позволяет разрешать волны, распространяющиеся
в вертикальной плоскости, а также боковые.
Массовые пространственные
зондирования
Существо массовых пространственных зон-
зондирований (МПЗ) состоит в регистрации
сейсмоприемниками, расположенными на ли-
линиях изолированного площадного зондирова-
зондирования (в виде креста, звезды, треугольника,
квадрата или круга), волн от взрывов или уда-
ударов в трех-четырех пунктах, размещенных по
разные стороны от зондирования на оптималь-
оптимальных для регистрации целевых волн удалени-
удалениях. Если в пределах зондирования возможна
корреляция зарегистрированных волн, то
для каждой волны при данном пункте воз-
возбуждения строят в пространстве отражающую
площадку и ее проекцию на поверхность
наблюдений с указанием глубины, азимута и
угла падения.
Волны возбуждают в местах с наиболее
благоприятными условиями, к которым "удоб-
"удобна доставка оборудования. При геологиче-
геологическом истолковании результатов сопоставляют
проекции отражающих площадок, располо-
расположенных на близких глубинах, со сходными
азимутами и углами падения. Эта разновид-
разновидность МПЗ предложена для гористых мест-
местностей со сложным геологическим строением.
Для районов с несложной топографией, где
возможно проведение протяженных наблюда-
наблюдательных профилей и размещение пунктов
возбуждения в некоторых точках их пересече-
пересечения, применяют системы из трех параллель-
параллельных профилей, отстоящих друг от друга на
расстояниях 500—600 м и пересеченных
поперечными профилями с такими же расстоя-
расстояниями между ними. Длинные профили ориен-
ориентируют по простиранию структур, а пункты
возбуждения размещают в точках пересече-
пересечения среднего протяженного профиля с каж-
каждым вторым поперечным. Обработку ведут
способами, разработанными для описанных
выше зондирований, роль которых выполняют
замкнутые полигоны, образованные ячейками
сети пересекающихся профилей.
Широкий профиль
Широкий профиль представляет собой
пространственную модификацию метода ОГТ,
в которой по нескольким параллель-
параллельным профилям, образующим широкий про-
профиль (или сейсмополосу), одновременно осу-
осуществляют многократное профилирование
с возбуждением волн на одном из профилей я
приемом на всех или наоборот. Для|получе-
ния сведений о боковых волнах, выходящих
на параллельные профили, и для выделения
их в разрешенном виде осуществляют сумми-
суммирование данных по всем профилям с несколь-
несколькими временными задержками. Расстояние
между параллельными профилями выбирают
с таким расчетом, чтобы длина базы попереч-
поперечного суммирования составляла 200—300 м.
Регулируемые временные задержки на ука-
указанной базе при суммировании записей с ша-
шагом 4—6 мс достигают ±D0—60) мс и более.
Это обеспечивает достаточное разрешение
наложившихся волн и в сложных геологиче-
геологических условиях позволяет для. каждой из
временных задержек построить различаю-
различающиеся временные разрезы. Геологическая
интерпретация таких разно наклоненных
временных разрезов существенно ближе к дей-
действительности, чем интерпретация единого
разреза, истолковываемого без учета про-
пространственной интерпретации как вертикаль-
вертикальный. Техника полевых работ с учетом прин-
принципа взаимности может варьировать. Разме-
Размещение сейсмоприемников вдоль одного про-
профиля, а возбуждение волн на остальных
удобно при применении поверхностных источ-
источников.
Пространственные построения
по данным МП В
В МПВ пространственные построения вы-
выполняют по сочетанию данных по продольным
и непродольным профилям. По прямолиней-
прямолинейному непродольному профилю коррелируют
преломленную волну от разведываемой гра-
границы (чтобы определить фазу этой волны на
непродольном профиле, его пересекают про-
продольным) и строят ее непродольный годограф.
Путем сравнения теоретического и наблю-
наблюденного годографов определяют превышения
по отношению к горизонтальной преломляю-
преломляющей границе вдоль ллнии выхода с нее пре-
преломленной волны. Построения по сети непро-
непродольных профилей позволяют в простых
условиях определить конфигурацию прелом-
преломляющей поверхности в пространстве.
229
§ 50. КВАЗИСТАЦИОНАРНОЕ
ВОЗБУЖДЕНИЕ И КОРРЕЛЯЦИОННОЕ
ВЫДЕЛЕНИЕ ВОЛН
Квазистационарным называют
возбуждение упругих волн с помощью по-
поверхностных ударных (невзрывных) источни-
источников, посылающих в землю длительные сигналы
в виде квазисинусоидальных колебаний
с плавно изменяющейся частотой либо серию
импульсов, следующих с различными времен-
временными запаздываниями. Посылаемый цуг ре-
регистрируют в качестве опорного сигнала.
Длительные цуги колебаний во всех отражен-
отраженных, преломленных и прочих волнах, накла-
дываясь, образуют в пункте приема сложную
интерференционную запись с неразличимыми
по отдельности вступлениями. Сходную
с обычной (при одноимпульсном возбуждении)
сейсмограмму получают путем корреляцион-
корреляционного выделения волн, заключающегося в не-
непрерывном определении функций взаимной
корреляции между опорным сигналом и
интерференционной последовательностью вол-
волновых цугов. Результирующая сейсмограмма
представляет собой последовательность функ-
функций взаимных корреляций между опорным
сигналом и сходными с ним волновыми цу-
цугами, т. е. последовательность автокорреля-
автокорреляционных, функций опорного сигнала, имею-
имеющих спектры мощности одиночного импульса.
После получения подобных обычным записей
(или промежуточных массивов данных в ЭВМ)
дальнейшая обработка и интерпретация оста-
остается характерной для данного метода сейсмо-
сейсморазведки. Основные положения теории одно-
канальной и многоканальной фильтраций
сохраняют свое значение.
Первое промышленное воплощение прин-
принципы корреляционного анализа колебаний
получили в системе «Вибросейс», в которой
обычно применяют источники квазисинусои-
квазисинусоидальных цугов длительностью 5—7 с с ли-
.нейно меняющейся частотой от 20 до 70 Гц.
Применяют также аналогичные источники
с более широкими пределами изменения
длительности и частоты. «Вибросейс» исполь-
используют обычно в MOB—МОГТ при работах на
суше и на море. С целью подавления поверх-
поверхностных волн и других помех применяют
группирование вибраторов и большого числа
приемников, а также системы наблюдений
с большим выносом источников. Получают
промышленное применение источники со слу-
случайной временной последовательностью
импульсов.
Корреляционный анализ обычных сейсмо-
сейсмограмм с целью определения формы исходного
волнового импульса, искаженного наложе-
наложением в условиях тонкослоистой среды, поло-
положен в основу корреляционной методики
прямых поисков нефти и газа.
230
§ 51. ВИДЫ СЕЙСМОРАЗВЕДКИ
В зависимости от решаемых геологических
задач сейсморазведка может быть подразде-
подразделена на различные виды.
Глубинное сейсмическое зондирование (ГСЗ).
Применяют для изучения строения земной
коры в целом и подстилающих ее слоев верх-
верхней мантии. Глубинность исследований в за-
зависимости от мощности земной коры состав-
составляет 20—80 км. В качестве источников колеба-
колебаний используют мощные взрывы, в том числе
промышленные. Наблюдают отраженные или
преломленные волны, связанные с консоли-
консолидированным фундаментом земной коры или
с верхней мантией, сочетая1 регистрацию про-
продольных и поперечных волн при частотах
колебаний от 0,5—2 до 6—8 Гц. Удаление
точек наблюдений от источника составляет
300—400 км, длина профилей часто превышает
1000 км.
Региональная сейсморазведка. Применяют
для исследования главных черт строения
верхней части земной коры геологических
регионов с целью обнаружения и изучения
крупных пликативных структур и разломов,
а также получения сведений, необходимых
для интерпретации данных других геофизи-
геофизических методов (гравиразведка, магнито-
магниторазведка, электроразведка, космические на-
наблюдения). Глубина исследований составляет
4—15 км и более. Для возбуждения волн
используют взрывы и редко поверхностные
ударные источники; иногда используют коле-
колебания, вызываемые землетрясениями. Наблю-
Наблюдают преимущественно продольные отражен-
отраженные и преломленные волны при частоте коле-
колебаний 6—20 Гц. Удаление от источника
достигает 30—50 км; применяют профильные
наблюдения или сейсмозондирования. Наи-
Наиболее широко применяют МПВ й MOB;
используют также метод обменных волн
землетрясений с автономными сейсмическими
станциями «Земля» и др.
Нефтегазовая сейсморазведка. Применяют
на различных этапах поисков месторождений
нефти и газа как структурного, так и не-
неструктурного типов во всех этажах осадочной
толщи. На раннем этапе (поисковая съемка)
с помощью МПВ и MOB изучают строение
отдельных крупных образований (мегавалов,
депрессий, линий крупных нарушений и
т. п.), выполняют расчленение их на отдель-
отдельные структуры, благоприятные для скопле-
скопления углеводородов (антиклинали, брахианти-
клинали, зоны выклинивания и т. д.). На по-
последующих этапах (полудетальная, детальная
съемки) работами MOB — МОГТ определяют
строение отдельных структур и их блоков:
наличие угловых несогласий, положение и
смещение сводов на разных глубинах, вели-
величины углов падения крыльев, положение
разрывных нарушений и т. п. При обработке
применяют способы, относящиеся к прямым
поискам месторождений нефти и газа (также
прогнозирование геологического разреза), ко-
которые позволяют на основании тонкого ана-
анализа кинематических и динамических свойств
сейсмических записей судить о наличии
в изучаемом разрезе зон скоплений угле-
углеводородов. Подобный анализ дает возмож-
возможность подробно исследовать литолого-стра-
тиграфические особенности изучаемого раз-
разреза. Данные, получаемые при детальной
съемке, служат для обоснования местополо-
местоположения скважин глубокого бурения. Наблю-
Наблюдают преимущественно продольные волны
при частоте регистрации 15—100чГц. Главным
образом применяют MOB с многократным
перекрытием наблюдений; широко используют
также данные наблюдений в глубоких сква-
скважинах (ВСП, МОГ). Применяют площадную
сеть профилей, ориентировка и взаимное
расположение которых зависит от положения
изучаемых объектов и топографических, гео-
геоморфологических и других особенностей мест-
местности. Густота профилей определяется раз-
размерами искомых объектов и степенью деталь-
детальности их изучения; расстояние между сосед-
соседними профилями составляет 0,5—10 км.
Полевые материалы обрабатывают в вычисли-
вычислительных центрах с применением наиболее
совершенных приемов выделения полезной
информации (ОГТ, РНП, многоканальная
фильтрация, миграция и др.).
Угольная и шахтная сейсморазведка. Ис-
Используют как при поисковых исследованиях,
так и на этапе разведки и эксплуатации
угольных месторождений. При поисковых
работах, осуществляемых MOB и МПВ,
определяют с различной степенью детальности
строение изучаемых угленосных толщ, их
глубину залегания, углы наклона, наличие
крупных тектонических нарушений (подобно
тому, как это делается в нефтегазовой сейсмо-
сейсморазведке). Для изучения строения угольных
пластов в пределах уже известных шахтных
полей и отдельных выемочных блоков со
степенью детальности, необходимой для обес-
обеспечения нормальной эксплуатации месторож-
месторождения, проводят наблюдения в шахтах и раз-
разведочных скважинах. Применяют метод про-
проходящих волн (метод просвечивания) между
скважинами и горными выработками. С целью
изучения целостности и изменчивости мощ-
мощности угольных пластов наблюдают проходя-
проходящие или отраженные каналовые волны, рас-
распространяющиеся в угольных пластах, явля-
являющихся волноводами. Расстояние до изучае-
изучаемых объектов составляет 200—300 м, частоты
регистрируемых колебаний 0,2—2 кГц. При-
Применяют специальные взрывобезопасные сей-
сморазведочные станции. Для прогнозирова-
прогнозирования внезапных выбросов породы при подзем-
подземных работах и шахтах^наблюдают естествен-
естественное сейсмическое поле, изучая при этом
частость, интенсивность и спектральный со-
состав естественных колебаний.
Рудная сейсморазведка. Применяют при
поисковых работах с целью изучения основ-
основных черт глубинного строения рудных про-
провинций, отдельных рудных узлов и полей,
а также при изучении месторождений некото-
некоторых нерудных долезных ископаемых. В ре-
результате исследований могут быть решены
следующие задачи- разделение областей раз-
развития пород различного состава; обнаружение
и прослеживание тектонических разрывных
нарушений; определение мощности рыхлых
отложений; изучение формы и глубины зале-
залегания погребенной поверхности размыва.
Применяют МПВ, ПЭМ, MOB и ВСП в сква-
скважинах при частоте, изменяющейся от 20
до 100—150 Гц. Наблюдают продольные и
поперечные волны с целью определения
граничных и пластовых скоростей, а также
динамических характеристик волн. Рудная
сейсморазведка чаще всего применяется при
поисках месторождений железных руд, бокси-
бокситов, медистых песчаников, фосфоритов и др.
Инженерная сейсморазведка. Используют
при решении различных инженерно-геологи-
инженерно-геологических, гидрогеологических задач и др.
Основная задача заключается в изучении
верхних {до 100—200 м) частей разреза
с целью определения свойств слагающих его
пород с инженерной точки зрения (крепость,
трещиноватость, водонасыщенность и т. п.).
Применяют МПВ, реже MOB; выполняют
также наблюдения в скважинах при частоте,
изменяющейся от 40 до 100—200 Гц. Наблю-
Наблюдают продольные и поперечные волны для
определения динамических, модулей упру
гости^ коэффициентов поглощения в изучае-
изучаемых породах. С целью выдачи рекомендаций
при строительстве различных сооружений
прослеживают ослабленные зоны, области
повышенной водонасыщенности, поверхности
контакта пород различного состава и кре-
крепости. В районах с повышенной сейсмической
опасностью проводят работы с целью микро-
сейсморайонирования, направленные на раз-
разграничение изучаемой территории на участки,
характеризующиеся разной степенью опас-
опасности (балльности). Для этого выполняют
полустационарные наблюдения естественных
колебаний почвы (микросейсмы, волны сла-
слабых землетрясений) и (или) работы МПВ на
небольших C00—400 м) базах.
Промысловая сейсморазведка. Наиболее де-
детальный вид сейсморазведки, применяемый
при изучении нефтегазовых месторождений
на стадиях их разведки бурением и эксплуата-
эксплуатации. С помощью промысловой сейсморазведки
уточняют сведения о положении границ
залежей, определяют зоны аномально высо-
231
кого пластового давления (АВПД), участки
поглощения промывочной жидкости и т. д.
Применяют MOB в тесном сочетании с геофи-
геофизическими исследованиями в скважинах,
включая ВСП, АК, УЗК. Проводят площад-
площадные наблюдения повышенной детальности на
участках, примыкающих к глубоким сква-
скважинам, при частоте колебаний до 100—
150 Гц. Материалы обрабатывают в вычисли-
вычислительных центрах.
Морская сейсморазведка. Проводят на аква-
акваториях морей и океанов с целью изучения
регионального строения их дна и поисков
месторождений полезных ископаемых. В на-
настоящее время наиболее распространена мор-
морская сейсморазведка на шельфе (с целью
поисков нефтегазовых месторождений),
а также инженерная сейсморазведка в при-
прибрежных водах. Основное отличие морской
сейсморазведки от сухопутной состоит в при-
применении специальных технических средств.
Сейсморазведочную аппаратуру и оборудо-
оборудование размещают на кораблях, снабженных
навигационными устройствами, позволяющи-
позволяющими непрерывно и точно определять их место-
местоположение. При нефтепоисковых работах
применяют MOB — МОГТ с 24—48- кратным
перекрытием наблюдений. Предварительную
обработку материалов выполняют в вычисли-
вычислительном центре, размещенном на корабле.
Колебания регистрируют с помощью пьезо-
пьезоэлектрических сейсмоприемников, смонтиро-
смонтированных в сейсмической косе (кабеле), при-
прикрепленной к судну. Иногда применяют
одновременно две-три параллельные косы, что
дает возможность повысить надежность струк-
структурных построений. Колебания возбуждают
источниками разных типов (исключая взрывы,
губящие рыбу), погруженными в воду с борта
корабля или отдельного катера. Сейсмиче-
Сейсмические записи получают при движении корабля
с небольшой скоростью, благодаря чему
морская сейсморазведка MOB характеризу-
характеризуется высокой производительностью и сравни-,
тельно низкой стоимостью (в расчете на 1 км
профиля). Морская сейсморазведка ГСЗ и
МПВ требует одновременного использования
нескольких судов для размещения источников
и аппаратуры, что делает такие работы более
сложными и дорогостоящими.
Речная сейсморазведка. Проводят преи-
преимущественно с целью решения нефтегазо-
поисковых задач в труднодоступных рай-
районах, где основными путями сообщения
являются реки. Сейсморазведочную аппара-
аппаратуру устанавливают на судне, сейсмоприем-
ники — на плавучих бонах. Взрывы произ-
производят в скважинах на берегах. Применяют
преимущественно MOB.
Десантная сейсморазведка. Служит для
решения нефтепоисковых задач в трудно-
труднодоступных районах. Персонал, сейсмораз-
сейсморазведочную аппаратуру и оборудование до-
доставляют на вертолетах или легких само-
самолетах. Применяют преимущественно сейсмо-
сейсмозондирования MOB и МПВ.
ГЛАВА V
ОБРАБОТКА ДАННЫХ MOB НА ЭВМ
§ 52. МОДЕЛЬ СЕЙСМИЧЕСКОЙ
ЗАПИСИ КАК ОСНОВА ЦИФРОВОЙ
ОБРАБОТКИ
Модель среды. При существующих методах
обработки геологический разрез представ-
представляют конечной совокупностью N слоев, раз-
разделенных границами раздела гп (х, у) (п =
= О, 1, ..., N) обусловленными скачком
акустической жесткости vp (рис. V.1). Гра-
Границы слоев могут сближаться вплоть до их
выклинивания. Форма границ произвольная.
Важной характеристикой свойств границы
является автокорреляционная функция —
пространственная гп (х, у) или линейная
гп (|) по заданному направлению ?. Мини-
Минимальное время пробега между границами
принимают равным шагу квантования сей-
сейсмической записи. Каждый слой характери-
характеризуется скоростью пробега упругих волн —
постоянной по вертикали г в пределах слоя и
переменной по площади vn (x, у). Аналогично
представляются функции f распределения
объемной плотности р„ (х, у) и коэффициента
неупругого поглощения ап (х, у). Верхняя
часть разреза от основной толщи отделяется
условной границей, называемой линией
приведения, или уровнем при-
приведения. Границы слоев могут иметь
разрывы и скачки, моделирующие тектони-
тектонические нарушения.
Эта общая модель модифицируется с допол-
дополнительными упрощениями. Широко распро-
распространены модели, где слоисто-нейднородная
среда заменяется слоисто-однородной, гра-
границы предполагаются плоскими.
Модель одиночной сейсмической трассы р (/).
Представляется как совокупность полезных
сигналов q (t) и помех п (t):
Для метода отраженных волн компонента
q (t) есть сумма однократно отраженных
волн:
где At — амплитуда волны; s,- — ее форма;
Д/ — время ее вступления.
Для случая, когда форма всех отраженных
волн предполагается одинаковой,
здесь б (i) — единичная функция:
6@ =
0 при
1 при f = 0.
1 В некоторых случаях используют модель со
скоростью, постоянной по нормали к подошве слоя.
Амплитуда отраженной волны с точностью
до постоянного множителя может быть пред-
представлена произведением коэффициента отра-
отражения на функцию суммарного влияния
расхождения фронта волны, неупругого по-
поглощения и потерь на вышележащих гра-
границах е (/):
= e(t)x(t),
где x (t) — последовательность коэффициен-
коэффициентов отражений или импульсная сейсмограмма.
Компонента помех п (t) объединяет все
остальные (кроме однократно-отраженных
волн) классы волн, среди которых выделяются
многократные пм (/)» поверхностные, низко-
низкоскоростные волны nn(t), микросейсмы и
случайные волны пс (t).
Сигналы, проходя регистрирующую цепь,
подвергаются некоторой фильтрации, харак-
характеризующейся импульсной реакцией фильтра
V, О-
233
t
Нарушение
Рис. V.I. Модель среды, на которой основана
предварительная цифровая обработка
С учетом изложенного модель одиночной
сейсмической трассы можно представить
в виде
Основные модификации модели одиночной
трассы позволяют выполнять:
а) учет прохождения поверхностной части
разреза выше линии приведения путем вклю-
включения дополнительного фильтра sn0B (t — Э),
где 6 — сдвиг, равный сумме времен пробега
волны от линии приведения до, источника
(взрыва) и приемника @ = 8В -j- Рп):
p(t) ={[e(Ox(/)]*s(
б) сведение всех фильтрующих компонент
в один фильтр
*) +МО;
в) учет изменения формы импульса за счет
неупругого поглощения s (t, т), где t — коор-
координата времени вступления импульса; т—
координата отсчетов импульса:
Модель многотрассовых сейсмограмм. До-
Дополнительно описывает зависимость реги-
регистрируемых сигналов от координаты профиля
х и удаления приемника от источника |:
Px(t, ?)=?*(*> 6)+я*(*. 5).
Если допустить, что форма полезных волн
не изменяется во времени и при удалении
приемника,от источника, то полезную ком-
компоненту можно представить в виде
234
где xg — кинематический сдвиг волны (rg =
= 0 при I = 0).
Влияние толщи выше линии приведения на
получаемые результаты представляется в виде
фильтра с задержкой, равной сумме времени
пробега волны от линии приведения до источ-
источника и приемника.
С учетом толщи выше линии приведения
Волны-помехи в модели многотрассовой
записи
где тм?/ — кинематический сдвиг /-й много-
многократной волны; Дт|{ — кинематический сдвиг
t'-й низкоскоростной волны.
Обобщенная модель многотрассовой сей-
сейсмограммы с учетом изменения интенсивности
источников и чувствительности приемников,
а также фильтрующего влияния регистри-
регистрирующей цепи
* *х @
-А'6<)+««<<•
**рег<о.
где ах\ — произведение коэффициентов интен-
интенсивности источника и чувствительности при-
приемника.
Графически обобщенная модель много-
многотрассовой сейсмограммы представлена на
рис. V.2. В этой модели результаты измере-
измерений представлены функцией рх (t, ?) — после-
последовательностью сейсмических трасс. Искомой
является функция кх (t) — распределение
коэффициентов отражений по времени и
вдоль профиля. Их величина отражает степень
акустической контрастности контактирующих
сред. Полезная информация о распределении
скоростей распространения упругих волн
в среде заложена в величинах кинематиче-
кинематических сдвигов отраженных волн х^. Все
остальные компоненты модели являются ме-
мешающими. Непосредственная задача обра-
обработки—их устранить или ослабить.
Модель импульсной трассы к (t). Представ-
Представляется обычно в виде стационарного времен-
временного ряда с некоррелированными, распреде-
распределенными по закону Джеффриса или нормаль-
нормальному закону амплитудами коэффициентов
отражений (рис. V.3). Автокорреляционная
функция г (т.) импульсной трассы при доста-
Рис. V.2. Схематическое описание модели сейсмической записи
точно большой длительности интегрирования
Т близка к единичному импульсу
т
г (т) = -j- j х @ х (/ + т) dt « D^ б (т);
о
здесь D? — дисперсия импульсной сей-
сейсмограммы.
Математическое ожидание функции х (t)
близко нулю. Дисперсия в зависимости от
акустической дифференциации моделируемой
среды изменяется от 0,03 до 0,12. Минималь-
Минимальные значения дисперсии соответствуют одно-
однородным песчано-глинистым толщам, макси-
максимальные — частому переслаиванию карбо-
карбонатных и терригенных отложений.
Модель импульсного временного разреза
у.х (t). Представляет собой последователь-
последовательность импульсных трасс х (t) через разные
• отрезки Дд: профиля наблюдений. Существен-
Существенной характеристикой ее является локальная
коррелируемость вдоль профиля в целом по
всей длине импульсной трассы либо на ее
. 1 \ , , t ..I ¦ .. ., i I i . ¦! ¦ i ¦, 7
1 i ' Л1 | '
Г ,1
, 1, ,Г , I ,1 Л I
Рис. V.3. Модели импульсной трассы х (t)
с распределением амплитуд по закону Джеф-
фриса A) и нормальному закону B); авто-
автокорреляционная функция импульсной
трассы C)
ограниченных отрезках. Радиус корреляции
изменяется от нескольких единиц до несколь-
нескольких десятков Ах. Это свойство импульсных
временных разрезов базируется на латераль-
латеральной выдержанности геологических разрезов
и широко используется в алгоритмах обра-
обработки.
Модель функции е (I). В качестве модели
функции е (t), характеризующей спад ампли-
амплитуд отраженных волн с увеличением времени
за счет суммарного влияния расхождения
фронта волны, неупругого поглощения и
рассеивания энергии, а также потерь энер-
энергии при прохождении вышележащих акусти-
акустических границ, чаще всего используется
выражение
где коэффициенты А, В и С подбирают или
рассчитывают таким образом, чтобы обеспе-
О 1 Z 3 t,c
Рис. V.4. Пример изменения амплитуд сейс->
мической записи за счет суммарного влияния
расхождения фронта волны, неупругого по-
поглощения и потерь энергии на границах A)'%
вид аппроксимирующей функции е (/) B)
235
Функция
s(t)
рег
&(t)* s(t)*
Импульсная реакция
( оператор фильтра)
_k
-Лг
о Г
"-/Kir-
6 >
Дмплитудный спектр
Рис. V.5. Основные характеристики компонент в модели сейсмической записи.
Модели: б (t) — источника, s (t) — поглощения в среде, snoB — влияния приповерхностной части раз-
разреза (а — эффект поглощения в ЗМС и контакта сейсмограф — почва, б *— эффект образования волн-
спутников и реверберации), sper (i) — влияния регистрирующей аппаратуры, $ (t) — суммарного влия-
влияния фильтрующих компонент — модель исходного сигнала (а — без учета волн-спутников и ревербе-
реверберации, б — с учетом волн-спутников и реверберации)
чивалось наилучшее соответствие между
экспериментально измеренным изменением
амплитуд и поведением кривой е (t) (рис. V.4).
Предполагается, что величины коэффициентов
отражений распределены по разрезу равно-
равномерно. В противном случае вводят поправки
в экспериментальные данные.
Модели импульсных сигналов s (t), snoB (/),
Sper @» ^ @- Представляют собой реакции
соответствующих частей системы на единич-
единичное воздействие. На рис. V.5 приведены
типичные формы импульсных реакций отдель-
236
ных компонент и суммарного сигнала, а'также
соответствующие им амплитудные спектры.
Информация о спектральном составе и
форме суммарной импульсной реакции (исход-
(исходного сигнала) важна при построении алго-
алгоритмов обработки сейсмических данных. Наи-
Наиболее просто удается оценить амплитудный
спектр исходного сигнала путем расчета
автокорреляционной функции сейсмической
трассы без шумов после выравнивания ампли-
амплитуд, обеспечивающего выполнение условия
е (t) = const.
Учитывая, что автокорреляционная функ-
функция импульсной сейсмограммы близка к еди-
единичному импульсу, а автокорреляционная
функция сейсмической трассы грр (т) близка
к автокорреляционной функции исходного
сигнала rss (т), получим
Р @ *Р (—0 = грр (т) « crss (т),
где с — постоянная.
Амплитудный спектр исходного сигнала
S (со) можно определить из соотношения
a s
5 s
Фазовый спектр исходного импульса ф5 (со)
не удается определить по экспериментальным
данным, поэтому при практических расчетах
фазовую характеристику выбирают из неко-
некоторого класса функций, обеспечивающих
удовлетворительное подобие реальных и рас-
рассчитанных импульсов. Наиболее часто в ка-
качестве характеристики исходного сейсмиче-
сейсмического сигнала принимают «минимально-фазо-
«минимально-фазовую» характеристику — q% (со). Она обеспе-
обеспечивает форму импульсов, близкую к реально
наблюдаемым, и может быть найдена по
известному амплитудному спектру импульса
на основании функциональной связи
. 1 7 In | S @H
В других часто встречающихся случаях
фазовая характеристика описывается по-
постоянными значениями ф5 (со) = const = О
и Фв (<о) = const = я/2, обеспечивающими
получение соответственно строго симметрич-
симметричных и антисимметричных импульсов (рис. V.6).
Модели статических сдвигов 6^ =8^4-
+ 0|. Представляют собой случайную функ-
функцию, обычно хорошо коррелирующуюся
с рельефом местности. Компоненты источника
и приемника 6 хи 0g также коррелированы
между собой. Однако при построении алго-
алгоритмов обработки под величинами 6*g, 0* и 6g
понимают не значения статических поправок,
переносящих источник и приемник на линию
приведения, а величины погрешностей, при-
присутствующих в расчетных статических поправ-
поправках. При этом их значения принимают некор-
некоррелированными или слабокоррелированными
вдоль профиля. Компоненты 0^ и 0g считаются
независимыми.
Модель кинематических сдвигов т-g. Пред-
Представляет собой сложную функцию скорост-
скоростного строения среды.
Важным частным случаем модели являются
кинематические сдвиги для совокупности пар
источников и приемников, объединяемых
Рис. V.6. Основные разновидности моделей
сейсмических сигналов.
Сигналы: а — минимально-фазовый, б — нуль-
фазовый (симметричный) в — антисимметричный
(фаза л/2); г — автокорреляционная функция сиг-
сигналов
в годограф общей глубинной точки и имеющих
общую координату х0 = х — |/2 (рис. V.7).
В этом случае кинематические сдвиги для
широкого класса реальных сред удовлетвори-
удовлетворительно описываются гиперболической функ-
функцией
где t0 — удвоенное время пробега волны от
границы до точки на поверхности с координа-
координатой х0; W — параметр гиперболы, численно
равный скорости пробега упругих волн
в случае однородной покрывающей среды и
горизонтальной отражающей границы.
В случае однородной покрывающей среды
и плоской наклонной отражающей границы
W = y/cos ф, где ф — угол наклона границы.
Модели параметров аддитивных помех.
Основная особенность модели многократных
волн — аналогичное полезным сигналам ги-
гиперболическое представление их годографа
для совокупности пар источников и приемни-
Рис. V.7. Схема лучей общей глубинной
точки
237
Рис. V.8. Определение остаточногсГгодографа
многократной волны.
Годограф: / — многократной волны, 2 — одно-
однократной волны; 3 — остаточный многократной
волны
ков, имеющих общую координату х0 = х —
г * - 1 /"/2 4- Л —
1и%— у M)M^jp2
Ом'
где /Ом — время регистрации многократной
волны при |=0; WK — параметр гиперболы
многократной волны.
При исследовании задач обработки наиболее
часто используют параметр
называемый остаточным запаздыванием много-
многократной волны и определяющий остаточный
годограф многократной волны (рис. V.8).
Величина Дт| является случайной. Ее рас-
распределение принимают нормальным с различ-
различной для различных моделей сред дисперсией и
математическим ожиданием, смещенным для
большинства моделей сред в область положи-
положительных значений Дт. Это смещение является
базой многих алгоритмов подавления или
ослабления многократных волн.
По спектральному составу и форме много-
многократные волны, как правило, не отличаются
от полезных волн. Их амплитуды принимают
случайные значения по /, однако в большин-
большинстве реальных сред с увеличением времени
отношение амплитуд многократных волн
к однократным возрастает. Радиус корреля-
корреляции многократных волн вдоль профиля пред-
предполагается меньшим радиуса корреляции
полезных сигналов.
Модель нерегулярных помех Псх {U ?)•
В качестве такой модели используют случай-
случайные некоррелированные по профилю и в пре-
пределах одной сейсмограммы временные после-
последовательности. Спектральный состав их, как
правило, более широкий, чем у полезных
отраженных волн.
238
§ 53. СТРУКТУРА
МАТЕМАТИЧЕСКОГО ОБЕСПЕЧЕНИЯ
ОБРАБОТКИ
Математическое обеспечение представляет
собой набор (пакет) программ, реализующих
различные графы обработки. Про-
Программы пакета можно разделить на обрабаты-
обрабатывающие и служебные.
Обрабатывающие програм-
м ы служат для преобразования сейсмических
данных и получения промежуточных или
окончательных результатов. Служебные
программы предназначены для под-
подготовки данных и вывода результатов обра-
обработки.
Пакет программ характеризуется принци-
принципом организации данных; языком управления
заданием; структурой.
Как правило, с целью сокращения затрат
на разработку пакета и обеспечения техноло-
технологичности основные характеристики и эле-
элементы программ унифицируют, что приводит
к преобразованию пакета программ в обра-
обрабатывающую систему. При этом уровень
систематизации зависит от поставленных
задач и возможностей используемых ЭВМ.
Низшим уровнем систематизации является
унификация организации данных, высшим —
динамическая структура программ, т. е. когда
программы строят из унифицированных моду-
модулей в соответствии с заданием на обработку.
Обычно служебные программы унифицируют
по низшему уровню, а при унификации обра-
обрабатывающих программ стремятся достичь
высшего уровня для определенных групп
или всего пакета в целом. Высокий уровень
унификации обеспечивают созданием управ-
управляющей программы.
Организация данных
Данные, используемые при обработке сей-
сейсмической информации, можно разделить на*
три группы: а) сейсмические записи; 6} пара-
параметры условий наблюдения; в) j параметры
обработки.
Сейсмические записи обычно размещают на
магнитной ленте. Для обеспечения сортировки
каждую запись сопровождают заголовком,
в который заносят номера магнитограмм,,
трассы, удаление взрыв — прибор и др.
В системах, рассчитанных на обработку
данных стандартизованных схем наблюдения,,
могут использоваться записи без заголовков-
и учитываться только порядок их размещения
на магнитной ленте. В некоторых системах
в заголовки сейсмических записей заносят
статические поправки.
К параметрам условий наблюдения относят
схему наблюдения, статические, кинематиче-
ские поправки и другие данные, характери-
характеризующие профиль. Все эти параметры могут
быть введены в задание на обработку. Однако
в системах с целью сокращения объема
информации в задании параметры условий
наблюдения объединяют в паспорт профиля,
который хранят в виде отдельного набора
данных или записывают на магнитную ленту
перед сейсмической информацией. В этом
случае в систему включают средства чтения —
записи данных паспорта и их распечатки.
Параметры обработки определяют для каж-
каждой программы и вводят с помощью задания
на обработку. Существует несколько способов
задания параметров: позиционный, с ключе-
ключевыми словами, списком и др. При системати-
систематизации программ разрабатывают средства пере-
передачи параметров обработки из задания обра-
обрабатывающим программам, что обеспечивает
единый наиболее удобный способ задания
параметров обработки.
Язык управления заданием
Для подготовки заданий на обработку
используют язык управления за-
заданием, который состоит из операторов
задания, параметров обработки (операторов)
и предусматривает определенные синтакси-
синтаксические правила. К языку управления зада-
заданием предъявляются следующие требования:
а) простота синтаксиса; б) лаконичность;
в) геофизическое содержание параметров
обработки.
Систематизация пакета программ обеспечи-
обеспечивает единый язык задания, что упрощает
освоение и использование математического
обеспечения. Существует диалоговая форма
языка, когда элементы задания поступают
как ответы на вопросы, выдаваемые програм-
программой. Диалог осуществляется посредством
печатающей машинки. Такой способ упрощает
освоение языка, однако существенно воз-
возрастает время ввода.
может реализовать одно или несколико раз-
различных преобразований, когда формируется
сложный состав обработки.
Сложный состав обработки может быть
реализован несколькими способами. В первом
способе состав и последовательность преобра-
преобразований фиксированы и возможно лишь
исключение определенных преобразований.
Такая программа имеет простую структуру и
дает возможность рационально организовать
процесс обработки. Однако в этом случае
ограничены возможности изменения графа
обработки. В другом способе состав и после-
последовательность преобразований произвольны
и определяются заданием. При этом последо-
последовательность выполнения программ обеспечи-
обеспечивается или порядком выполнения заданий по
отдельным программам или управляющей
программой.
Управляющая программа может обеспечить
выполнение последовательности программ
путем поочередного их выполнения (в этом
случае программа имеет оверлейную
структуру) или путем компиляции про-
программы из набора модуле^, выполняющей
заданную последовательность преобразований
(в этом случае программа имеет динами-
динамическую структуру).
Планирование последовательности выпол-
выполнения преобразований в задании обеспечивает
гибкий граф обработки. Однако, если послед-
последнее достигается путем выполнения отдельных
заданий или программой оверлейной струк-
структуры, то это приводит к ухудшению органи-
организации процесса обработки за счет увеличения
количества операций обмена.
Динамическая структура сочетает возмож-
возможности рациональной организации процесса
обработки программ простой струетуры и
планирования графа обработки оверлейной
структуры, что определяет ее наибольшую
эффективность. Однако динамическая струк-
структура может быть реализована на ЭВМ,
оснащенных операционной системой С дина-
динамическим режимом работы.
Структура пакета программ
Программа — это последовательность
логических и математических операций (ко-
(команд), в соответствии с Которой преобразу-
преобразуется заданная информация (выполняется
определенная задача).
В структурном, понимании программу
можно определить как элемент математиче-
математического обеспечения, обращение к которому
определяется заданием на обработку. Про-
Программа выполняет обработку данных, раз-
размещенных на внешних носителях, и обес-'
печивает получение результата. Программа
§ 54. ПОДГОТОВКА ДАННЫХ,
РЕГУЛИРОВКА АМПЛИТУД
Подготовка данных
Начальный этап обработки предусматри-
предусматривает:
а) ввод и размещение в определенном
порядке на внешних запоминающих устрой-
устройствах (магнитной ленте или магнитных ди-
дисках) сейсмических записей;
б) редактирование записей с целью исправ-
исправления и исключения искаженной или непри-
непригодной для обработки информации;
239
в) выбор параметров регулярной отбра-
отбраковки — систематического исключения опре-
определенных участков записей;
г) регулировку или выравнивание амплитуд
исходных записей.
Объектом обработки данных сейсморазведки
является совокупность определенным образом
упорядоченных по профилю или площади
съемки исходных сейсмических записей. Каж-
Каждая трасса при профильной съемке характе-
характеризуется координатой пункта взрыва хПЕ
и координатой пункта приема х^^. Производ-
Производными от этих значений являются координата
общей глубинной точки *0Гт и дистанция
или удаление взрыв — прибор L:
— ~о~ {
пв
1пв-
Исходные записи представляют собой сей-
сейсмограммы с общим пунктом возбуждения
(ОПВ). В памяти ЭВМ в процессе ввода
обычно формируются или те же последова-
последовательности трасс, или сейсмограммы, получен-
полученные с координатой общей глубинной точки.
При проведении наблюдений могут исполь-
использоваться как регулярные схемы, так и про-
произвольные. Регулярные схемы характери-
характеризуются постоянным шагом между пунктами
приема в расстановке (Д*пп). постоянным
положением пункта возбуждения относитель-
относительно расстановки; постоянным шагом между
пунктами возбуждения по профилю (А*пв)-
При регулярной схеме для сортировки
трассы по заданной координате, например,
общей глубинной точке, достаточны описание
схемы наблюдения и определенный порядок
исходных записей: в сейсмограмме трассы
следуют в порядке возрастания (или убыва-
убывания) расстояния взрыв — прибор, сейсмо-
сейсмограммы следуют в порядке возрастания
общей координаты.
В случае произвольных схем каждая трасса
обеспечивается заголовком, содержащим ко-
координаты пункта возбуждения дгпв и пункта
приема *nrj.
Редактирование записей состоит в исключе-
исключении из обработки каналов с отсутствием
записи, с преобладанием помех, каналов, не
поддающихся ослаблению (например, аппа-
аппаратурные и электрические помехи), исходных
записей с некачественным возбуждением,
с отметками моментов взрыва, не подлежа-
подлежащими даже примерной оценке. Редактирова-
Редактирование записей включает также определение и
исправление трасс, записанных в обратной
полярности, с неправильным порядком под-
подключения каналов.
Исключение бракованных записей целесо-
целесообразно выполнять, когда есть уверенность
в их полной непригодности для обработки.
240
В ряде случаев определенный вывод можно»
сделать только после применения некоторых
процедур обработки (корректирующей или
ре-жекторной фильтрации, накапливания по
ОПП или ОПВ и др.).
Выбор параметров регулярной отбраковки
определяет исключение («срез» или «мьютинг»)
из обработки определенных участков записи-
каждой из используемых сейсмограмм. Чаще
всего эту процедуру применяют: а) к началь-
начальной части записи с целью исключения интен-
интенсивных помех в области первых вступлений;
б) к части записи, где искажения сигналов,
обусловленные вводом кинематических по-
поправок, превышают допустимые пределы и
ухудшают эффект последующего суммирова-
суммирования; в) к участкам сейсмограмм, ближайшим
к пункту возбуждения и осложненным интен-
интенсивными помехами (звуковой волной или
низкоскоростными помехами).
Параметры среза обычно выбирают после
просмотра всех (или большей части) исходных
записей. В ряде случаев используют пара-
параметры среза, меняющиеся вдоль профиля.
Срез часто задают в виде ломаной линии:
обычно, чтобы сохранить запись отражений
от мелко залегающих границ, не затрагивают
несколько ближних к пикету возбуждения
каналов. Выбор параметров среза с целью
исключения искажений, связанных с вводом
кинематических поправок, определяют или
по предельно допустимому градиенту изме-
изменения кинематических поправок Ат/ДТ <:
<: 0,3-7-0,5, или по результатам анализа
сейсмограмм с введенными кинематическими
поправками, исходя из допустимости полу-
торакратного растяжения сигнала. Оконча-
Окончательные параметры среза выбирают так,
чтобы можно было исключить и помехи, и
искажения сигналов. В ряде случаев при
наличии интенсивных регулярных волн-по-
волн-помех, которые не удается ослабить никакими
способами, применяют режекторный
мьютинг, обеспечивающий исключение из
обработки (обнуление) средней части записи
в заданном конусе.
Регулировка амплитуд
При многих операциях цифровой обработки
выравнивают уровень амплитуд записи. Это
обусловлено тем, что эффективность суммиро-
суммирования по ОГТ и других многоканальных
процедур существенно зависит от степени
выравнивания амплитуд сигналов на разных
трассах; применение методов обработки, осно-
основанных на теории стационарных процессов,
требует устранения нестационарности записи
по времени. Выравнивание уровня амплитуд
связано также с необходимостью приведения
в соответствие уровня сигналов во всем вре-
менном диапазоне с числом разрядов, отведен-
отведенных для записи амплитуд (отсчетных значе-
значений) в используемой цифровой обрабатываю-
обрабатывающей системе.
Выравнивание уровня необходимо также
для визуализации записей, так как этот
диапазон ограничен 20—30 дБ.
Регулировка амплитуд требуется для иск-
исключения эффекта расхождения и затухания
волн, чтобы интенсивность записи по воз-
возможности определялась только коэффициен-
коэффициентами отражения.
Автоматическое регулирование уровня
амплитуд записи (АРУ). Основано на норми-
нормировании записи на среднюю величину ее
уровня на некотором временном интервале.
Трасса сейсмограммы представлена отсчет-
ными значениями
FM(tj)=A(t}),
где / — номер отсчета.
Заданный уровень регулирования С опре-
определяет интенсивность сигналов после АРУ.
Отрегулированная трасса может быть выра-
выражена уравнением
РвыхУ1)= К (tj)A(tj),
где К (tj) = С/A it;);
расхождения и неупругого поглощения энер-
энергии в однородной среде:
,-аа/
A (tj) = -2
w n —
m
— среднее значение интенсивности в сколь-
скользящем окне AT = (п — т) б/ (8t — шаг кван-
квантования). Функция К (tj) может рассматри-
рассматриваться как огибающая, полученная путем
выпрямления (детектирования) процесса
A (tj) и низкочастотной фильтрации (сглажи-
(сглаживания) его. Оптимальный интервал регулиро-
регулирования
где Якор — радиус корреляции, близкий
к длительности сигнала; 7 — параметр зату-
затухания записи во времени.
Обычно интервал регулирования (AT) со-
составляет 0,3—0,5 с.
Сохранение истинных соотношений ампли-
амплитуд. Осуществляют на рснове эмпирически
подбираемых выравнивающих функций
экспоненциального типа. Эта процедура поз-
позволяет использовать амплитудную информа-
информацию, поскольку дает возможность сохранить
истинное соотношение амплитуд отдельных
отражений, участков сейсмических трасс и
различных трасс. В основу алгоритмов
положена физическая модель компенсации
изменения амплитуд за счет геометрического
vt
где Ао — амплитуда волны в источнике;
А (г) — амплитуда волны на расстоянии г
от источника; а — коэффициент поглощения;
v — скорость распространения волн в среде.
В результате обращения этого выражения
получаем выравнивающую функцию вида
Ф @ = atbeci,
где показатель степени вводится для частич-
частичной компенсации обычного нарастания ско-
скорости распространения волн с глубиной.
Параметры а, Ь, с при обычно недостаточна
точном знании среды выбирают эмпирически
на основе визуального анализа тестов.
§ 55. РАСЧЕТ И КОРРЕКЦИЯ
СТАТИЧЕСКИХ ПОПРАВОК
Статический сдвиг 0, равный сумме времен
пробега волны от линии приведения до источ-
источника и приемника 6 = 0В + Эп принята
называть статической поправкой. Эти сдвиги
вводят в сейсмические записи с целью исклю-
исключения влияния изменчивой верхней части
разреза (ВЧР) и рельефа дневной поверх-
поверхности на результаты обработки.
Скорость распространения сейсмических
волн в ВЧР, как правило, значительно меньше
скорости распространения волн в коренных
подстилающих породах. Это определяет прак-
практически вертикальное распространение отра-
отраженных волн в ВЧР и, как следствие, по-
постоянство статической поправки для любой
волны с произвольной кажущейся скоростью
и временем прихода. Статические поправки
почти всегда вводят в два этапа. На первом
этапе рассчитывают и вводят предваритель-
предварительные (расчетные) поправки. Они, как правило»
являются грубыми оценками искомых вели-
величин. На втором этапе выявляют и устраняют
погрешности, т. е. осуществляют коррекцию
расчетных поправок.
Методика расчета
предварительных статических
поправок
Наиболее распространенные условия рас-
расположения очагов возбуждения показаны в
табл. V. 1 и на рис. V.9.
Ввод статической поправки, как правило,
обусловливает уменьшение времени отраже-
отражений. Исключения связаны с ситуациями,
когда взрывы или приемники расположены
глубже линии приведения. Статическую по-
241
242
/IT?
поверхность
"земли
Подошда
T7^^
I Ah Линия
^Г приведения
Линия приведения
Рис. V.9. Расчет предварительных статиче-
статических поправок.
а — возбуждение под ЗМС; б — возбуждение
вблизи дневной поверхности; в — линия приве-
приведения расположена ниже 1-й жесткой границы
правку за пункт взрыва при вводе в ЭВМ
аналоговых записей дополняют поправкой за
момен"т, которая представляет собой интервал
во-времени между отметкой момента полевой
пленки и отметкой момента вводного устрой-
устройства. Статические поправки должны вво-
вводиться перед любыми процедурами обработки,
использующими времена отражений, и, в пер-
первую очередь, перед вводом кинематических
поправок.
Характеристика погрешностей
статических поправок
Расчетная статическая поправка всегда
является лишь оценкой в* истинного значе-
значения вх и отличается от нее присутствием
погрешностей в используемых данных (/в,
уов» vm, ДЛВ, АЛП). Поэтому после ввода
предварительной статической поправки со-
сохраняется некоторый остаточный сдвиг Д6* =
= 0* — 8*, выявление и устранение которого
является задачей второго этапа — коррекции
расчетного значения.
Остаточный сдвиг (или искомую корре-
корректирующую поправку) Авх обычно принято
представлять суммой высокочастотной Д6? и
низкочастотной Д8^ компонент:
х'
Высокочастотная компонента имеет знако-
знакопеременный характер и может рассматри-
рассматриваться как следствие случайных независимых
погрешностей при расчете предварительных
поправок, низкочастотная — как результат
недостаточно полных сведений о меняющихся
скоростных характеристиках в области линии
приведения или несколько ниже ее. Высоко-
Высокочастотная (случайная) составляющая погреш-
погрешности приводит к ухудшению качества сум-
суммирования, но не искажает существенно
формы отражающих горизонтов. Низко-
Низкочастотная (систематическая) составляющая
влияет на качество суммирования тем меньше,
чем длиннее база проявления погрешностей.
Соответственно возрастает искажающее влия-
влияние этой погрешности на точность структур-
структурных построений. Более полно характер и
структуру поправок отражает спектр про-
пространственных частот корректирующих ста-
статических поправок S (v). Он представляет
собой Фурье-преобразование функций
Д8 (х) — кривой корректирующих поправок
вдоль профиля (рис. V.10, а). Переменная v
является пространственной частотой, а период
% = l/v — длиной волны, которую часто
принято выражать в долях базы приема
D — длины расстановки приемников. Диапа-
Диапазон пространственных волн рассматривается
в пределах от 1/12D (при N = 24) до трех—
пяти длин расстановок. На рис V.10, б
приведен характерный спектр статических
поправок.
Для наблюдений со взрывами под ЗМС
корректирующие статические поправки опре-
определяются раздельно для пункта взрыва
Д9В (х) и для пункта приема Д8П (*). Для
наблюдений с поверхностными источниками
, а
о ю га
Рис. V-10. Пример последовательности стати-
статических поправок вдоль профиля (а) и спектр
их пространственных частот (б)
243
статические поправки за прием и источник
равны и характеризуются одной зависимостью
ДЭ (л:). В некоторых условиях, в которых
лучи в ВЧР не вертикальны (большие удале-
удаления взрыв—прибор, наличие неровной пре-
преломляющей границы и др.), осуществляют
дополнительную коррекцию поправок для
каждой трассы. Потрассные поправки могут
иметь различную величину и даже знак для
разных трасс, принадлежащих одному пункту
наблюдения. Когда поправки зависят от угла
выхода сейсмического луча, необходимо вы-
выполнение коррекции погрешностей статиче-
статических поправок для отражений на разных
временах регистрации.
Общая схема коррекции
статических поправок
Процедура коррекции статических попра-
поправок основана на том, что годографы наблю-
наблюденных отражений, полученные по трассам,
сформированным в определенной последова-
последовательности, после некоторых преобразований
трансформируются в последовательность оста-
остаточных сдвигов, являющихся оценками кор-
корректирующих поправок. Соответственно, все
алгоритмы коррекции включают следующие
основные элементы:
а) подготовка совокупности трасс, представ-
представляющих исходную информацию для реализа-
реализации процедуры коррекции;
б) определение временных сдвигов;
Таблица V.2
Влияние сейсмических факторов на
годографы различных выборок трасс
а опв
ппп
Выборка
трасс
С общим пун-
пунктом приема
С общим пунк-
пунктом взрыва
С общей дистан-
дистанцией взрыв—
прием
С общей глу-
глубинной точкой
Факторы
Кинемати-
Кинематические
наклон
границы
0
скорость
0
Статические
источник
0
-г-
о
X \?
О.Х
•С X
0
Примечание. Знаком «+» отмече-
отмечено присутствие, а знаком «О» — отсутствие влия-
влияния данного фактора.
244
_*: -1—J- Линий -\'-Л-Л
опв
огт
Рис. V.11. Сейсмические лучи для трасс с об-
общим пунктом взрыва (ОПВ), общим пунктом
приема (ОПП), общей глубинной точки (ОГТ)
и общим удалением (ОУ) (а); изображения
тех же совокупностей трасс на обобщенной
плоскости (б)
в) обработка полученных сдвигов с целью
выделения остаточных статических поправок.
Подготовка совокупности трасс. Время
регистрации каждого отражения на сейсмо-
сейсмограмме с общим пунктом взрыва i или пунк-
пунктом приема / после ввода расчетных стати-
статических и кинематических поправок может
быть представлено выражением
Тц = То + Атф + Атк + Д6П + 69;
для сейсмограммы ОГТ
Ти = Го + Дтк + Д9а + Д6П + 66,
где То — двойное время хода луча от линии
приведения до границы; Дтф — сдвиг трассы,
связанный с наклоном границы; Дтк — по-
погрешность кинематических поправок; Д0В,
ДЭП — погрешности статических поправок
в пунктах соответственно взрыва и приема.
Рассматривая различные совокупности
трасс (рис. V.11), можно выделить элементы,
которые являются постоянными для данной
совокупности, что позволяет уменьшить чис-
число неизвестных. В табл. V.2 приведены све-
дения о влиянии основных факторов на го-
годографы различных совокупностей трасс.
Наиболее широкое применение для вы-
выполнения коррекции статических поправок
нашли совокупности трасс ОГТ, преимуще-
преимуществом которых является постоянство вели-
величины То.
В годографах совокупности трасс с общим
пунктом взрыва или приема величины Д0В
или Л9П постоянны. Величина То изменяется
при наличии наклона горизонта. Погрешность
кинематических поправок растет с удалением
взрыв—прием. Преимуществом этих выборок
(при исключении или уменьшении действия
последних двух факторов) является возмож-
возможность фиксирования одной из двух состав-
составляющих статической погрешности для данной
совокупности трасс. Это позволяет заменить
сейсмограммы с общим пунктом приема (или
взрыва) суммарной трассой ОПП (или ОПВ),
в связи с чем повышается соотношение
сигнал/шум и соответственно надежность
определения временных сдвигов. Уменьше-
Уменьшение числа трасс дает возможность упростить
дальнейшие операции коррекции.
Определение временных сдвигов. Основной
способ определения временных сдвигов между
трассами заключается в вычислении функции
взаимной корреляции. Менее широко с этой
целью используют подбор сдвигов, оптими-
оптимизирующих сумму совокупности трасс. Оба
эти способа позволяют оценить лишь отно1-
сительные сдвиги между трассами.
Вычисление функции взаимной корреляции
(ФВК). С целью определения временного
сдвига между двумя трассами функции вы-
вычисляют по формуле
т,
где Ti — Т2 — временной интервал, в ко-
котором рассчитывалась ФВК; Pi (t) и pj (I) —
коррелируемые трассы; т — последовательно
изменяемая величина сдвига между трассами;
rij @ — ФВК полезных сигналов; г"., (т) —
ФВК помех.
При некоррелированности помех г"г{х) =
= О, а г.. (т) = г'., (т). Основные свойства
ФВК вытекают из выражения
где Ъ' (т) — автокорреляционная функция;
/(ДО.— плотность распределения прира-
приращений годографов различный отражений
в интервале корреляции от трассы ( к трас-
трассе /.
ФВК по форме повторяет автокорреляцион-
автокорреляционную функцию, если приращения устойчивы
и функция f (At) имеет четкую колокольную
форму. Чем существеннее разброс значений At,
тем больше сглаживается ФВК и тем меньше
выражен ее максимум.
Смещение главного максимума ФВК отно-
относительно вертикали равно среднему сдвигу
между двумя трассами i и /; и оно является
оценкой этого сдвига.
Наличие помех и интерференции отраже-
отражений снижает надежность корреляции. Мерой
достоверности ФВК и определенного времен-
временного сдвига может служить коэффициент
взаимной корреляции
^ах (х)
где /-щах (т) — максимум ФВК; ? рг @ —
энергия трассы, вычисленная на интервале
определения ФВК.
Величина р изменяется в пределах 0 <:
<: р <: 1 и чем ближе она к единице, тем
надежнее определение временного сдвига.
Если наблюденные сигналы на трассе имеют
длительность в несколько периодов, то ФВК
будет иметь несколько максимумов, близких
по значению. В таких случаях возможна
погрешность в определении сдвига, равная
периоду сигнала (или фазе).
Параметры корреляции существенно опре-
определяют результативность процедуры.
Интервал корреляции AT=
= Т2 — Tt выбирают таким образом, чтобы
обеспечивались достоверное определение вре-
временных сдвигов, минимизация затрат машин-
машинного времени, параллельность отражений
в интервале корреляции. Тестовые исследо-
исследования и накопленный опыт позволяют ре-
рекомендовать интервалы корреляции, изме-
изменяющиеся от трех до шести длительностей
сигнала. Дальнейшее увеличение интервала
малоэффективно, а уменьшение, как правило,
ведет к резкому возрастанию погрешностей,
в том числе к увеличению числа ошибок на
фазу. Для повышения надежности определе-
определения сдвигов и при наличии разнонаклоненных
толщ в разрезе используют корреляцию в не-
нескольких интервалах с величиной AT для
каждого в указанных пределах (три — шесть
длительностей сигнала).
Диапазон корреляции ттах
характеризует максимальное значение пере-
перебора сдвигов т. Его выбор определяется
уровнем максимальных значений исходных
временных сдвигов между трассами. С целью
уменьшения вероятности ошибок на фазу,
т. е. использования побочных максимумов
ФВК, целесообразно по возможности сокра-
сокращать диапазон корреляции.
245
246
Предельный коэффициент
корреляции р0 позволяет исключить
недостоверные значения сдвигов, полученные
тю искаженным трассам. Предельное значе-
значение коэффициента корреляции р0 обычно
выбирают равным 0,15—0,20.
Контроль корреляции. Накопленный опыт
коррекции статических поправок позволяет
-отметить, что этап определения временных
-сдвигов является основным источником по-
погрешностей автоматической реализации про-
процедуры. Поэтому для повышения надежности
определения временных сдвигов наряду с от-
•браковкой ненадежных значений по уровню
коэффициента корреляции р0 используют
•отбраковку сдвигов, превышающих заданное
пороговое значение; отбраковку сдвигов при
осреднении или сглаживании в случае пре-
превышения установленного доверительного ин-
интервала; статистическую обработку коэффи-
коэффициентов корреляции с целью правильного
определения больших сдвигов; применение
весовых коэффициентов к осредняемым зна-
значениям с целью ограничения роли малона-
малонадежных значений.
Способы определения приращений по сово-
совокупности трасс. Определяющая роль этапа
корреляции в задаче коррекции статических
поправок обусловила появление различных
способов использования ФВК (табл. V.3
и рис. V.12).
Последовательная корреля-
корреляция пар трасс — первоначальная и
простейшая форма определения сдвигов —
•оказалась неустойчивой к действию фона
помех. Она приводит к накапливанию погреш-
погрешностей определения сдвигов от трассы
к трассе.
Групповая корреляция п
трасс предусматривает корреляцию каждой
. трассы со всеми остальными. Получаемая
матрица сдвигов позволяет провести стати-
статистическую обработку п годографов, отбрако-
отбраковать значения с существенными погрешно-
погрешностями и осреднить остальные сдвиги.
Корреляция с эталонной
трассой обеспечивает повышение точ-
точности процедуры за счет повышения уровня
сигнал/помеха одной из коррелируемых трасс.
Эталонная трасса получается путем накап-
накапливания п суммотрасс. При этом в ряде слу-
случаев учитываются сдвиги между накапливае-
накапливаемыми суммотрассами и сдвиги трасс в каждой
точке ОГТ; исключаются зашумленные
трассы.
Суммирование ФВК повышает на-
надежность определения сдвига. Это могут быть
¦ФВК пар трасс, соответствующих соседним
ПП (ПВ) и полученных при разных ПВ (ПП),
или ФВК, полученные для трасс одного
ПП (ПВ) при корреляции каждой из трасс
со своей эталонной трассой. Сдвиг, соответ-
// /2
:>:)»¦>:>¦ :>:>
Рис. V.12. Графическое изображение спосо-
способов корреляции.
Корреляция: а '— последовательная пар трасс,
б — групповая, в — с эталонной трассой, г —
суммирование ФВК; трассы: 1 — рядовая, 2 —
относительно которой осуществляется корреля-
корреляция, 3 — эталонная
ствующий максимуму суммарной ФВК, опре-
определяется более надежно, в том числе умень-
уменьшается число ошибок на фазу.
Точность корреляции в условиях действия
фона нерегулярных помех характеризуется
количественно по результатам тестовых иссле-
исследований (рис. V.13). Сравнение показало,
что более сложные способы — групповая
корреляция, корреляция с эталоном, сумми-
суммирование ФВК — позволяют повысить точ>-
ность процесса в среднем в 2—2,5 раза по
отношению к последовательной корреляции.
Определение сдвигов методом подбора. Го-
Годограф совокупности трасс можно найти
путем суммирования данных трасс, с пере-
переменными сдвигами. Искомым считается набор
сдвигов (годограф), которому соответствует
максимальное значение суммы этих трасс:
Тг
Чувствительность и разрешенность способа
повышается при замене суммы функционалом,
представляющим четвертую степень суммы.
Процесс поиска состоит в оценке изменения
функционала при сдвиге на шаг дискрети-
дискретизации каждой из трасс по отдельности. Вве-
247
0,1 -
Рис. V.13. График помехоустойчивости основ-
основных видов корреляции в условиях помех и
отсутствия фазового разброса сигнала.
1 — парная корреляция трасс; 2 — корреляция
трасс с эталоном: 3 — групповая корреляция:
4 — подбор сдвигов по изменению энергии сум-
суммарной трассы (число элементов во всех видах
корреляции равно 12); а/Т — относительная ве-
величина средней квадратической погрешности кор-
корреляции в долях периода сигнала
дение «удачных» сдвигов позволяет увели-
увеличить значение функционала и снова повторить
процесс перебора. Преимущество способа
заключается в увеличении точности опреде-
определения сдвигов в условиях повышенного
уровня фона помех (отношение сигнал/
помеха составляет 0,75—1,5). В то же время
алгоритм без дополнительных операций не
обеспечивает определения сдвигов, првыша-
ющих 0,5 периода.
Обработка годографов с целью выделения
остаточных статических поправок. Известные
способы реализации этого этапа группируются
по типу совокупности трасс, использованных
для получения годографов (ОПТ, ОПВ, сум-
мотрассам ПП или ПВ и др.); по объему
одновременно интерпретируемой информации
(для одной или нескольких совокупностей
трасс, для всего сейсмического профиля или
его участка большой протяженности).
Наиболее распространена обработка оста-
остаточных годографов сейсмограмм ОГТ и го-
годографов линий t0 (х) суммарных трасс
ОПП, ОПВ. Другие совокупности трасс
используют существенно реже. Объем одно-
одновременно интерпретируемой информации
определяет возможности коррекции низко-
низкочастотных составляющих погрешности ста-
статических поправок: интерпретация на огра-
ограниченной базе позволяет выявлять только
высокочастотные составляющие статических
поправок, использование информации на
всем профиле или участке значительной про-
протяженности расширяет возможности коррек-
коррекции за счет выделения еще и низкочастотных,
составляющих статических поправок.
248
Интерпретация годографов сейсмограмм
ОГТ. Для каждой трассы ОГТ временной
сдвиг At[j складывается из следующих ком-
компонент:
tu = дев + деп
+ дтк
где Д6В и Д9П — неучтенные поправки на
пунктах взрыва и приема; Д/о — погрешность
значения *0 (*); Дтк — остаточная кинемати-
кинематическая поправка; i, j — индексы положения
для взрыва и приема; Ыа — компонента
сдвига, связанная с погрешностью его опре-
определения.
Упрощенный подход к интерпретации, пре-
предусматривающий одновременное использова-
использование информации на ограниченной базе на-
наблюдения, основан на следующих операциях.
1. Исключение остаточной кинематиче-
кинематической поправки. Для этого наблюденный годо-
годограф Atij (?) аппроксимируют параболой-
второй степени 0 (?) = а + с?а. Найденную-
параболу принимают за оценку остаточной
кинематической компоненты и вычитают из-
наблюденной последовательности Д//у (?) —
— 0 (|) = Atij. В ряде случаев исключение
остаточной кинематической компоненты не
делают, считая, что примененные кинемати-
кинематические поправки были достаточно точными.
2. Осреднение Д/г-у по общему пункту
взрыва i и общему пункту приема / с целью-
получения оценок Д0В и Д0П. Такое осред-
осреднение основано на предположении о случай-
случайном характере распределения величин Д0В,
ДЭП и Ata. При этом предусматривается
выявление преимущественно высокочастот-
высокочастотной составляющей Д^-у = AtB[ + Д?п/> где-
Д^п/ и Atb[ — оценки поправок в пунктах
приема и взрыва. Среднее значение времен-
временных сдвигов, подобранных для одного пункта-
приема, можно записать так:
k k k
где k — количество временных сдвигов.
Так как индекс / фиксирован, первая сумма
дает оценку Д0П> Вторая сумма с меняющимся'
индексом i будет стремиться к нулю. Повто-
Повторение этой процедуры для каждого пункта
приема и аналогично для каждого пункта
взрыва с последовательным переходом к го-
годографам следующих сейсмограмм ОГТ поз-
позволяет вычислить Д0В и Д0П для всего про-
профиля.
В ряде алгоритмов усреднение остаточных
временных сдвигов по ПП и по ПВ заменяют
процедурой суммирования ФВК, полученных
для трасс сейсмограммы ОГТ с соответству-
соответствующей эталонной трассой, по общему пункту
взрыва или общему пункту приема. Сдвиг,.
Получение
временных
сдвигов по ОГТ
Определение «Гк
вычислением
ходе параболы.
Исключение
пвлученной
квмпвнвнты
Группирование
сдвигов по ОГТ.
Определение Гогг,
осреднение
и удаление
полученного
значения
¦Итерация-
Группирование
сдвигов по ПВ.
Определение А@ъ,
удаление
и сохранение
помученных
величин
Группирование
сдвигов по ПП.
Определение
компонент Авп,
осреднение,
исключение
и сохранение
полученные
величин
Получение
временных
сдвигод
по ОГТ
Усреднение
сдвигов
по At в
Усреднение
сдвигов
по ПП
Усреднение
сдвигов
по ПВ
Определение
кинематических
сдвигов
Ав°п
<
А<С°
Группи-
Группирование
величин
сдвигов
Авв, АЧ
по ОГТ
Усреднение
сдвигов
no Atp
Усреднение
сдвигов
по ПП
Усреднение
сдвигов
по ПВ
Определение
остаточных
кинематических
сдвигов
К
А9'п
Ав'в
Группи-
Группирование
величин
сдвигов
0В", АЧ"
по ОГТ
Рис. V.14. Схемы итерационных алгоритмов.
а — схема последовательных итераций: б — схема итераций по совокупности параметров
соответствующий максимуму суммарной ФВК,
принимают за оценку поправки.
При использовании всего массива остаточ-
остаточных годографов ОГТ по профилю задачу
определения компонент статических попра-
поправок Л0В, АЭП можно было бы решить на
основе системы линейных уравнений разложе-
разложения временного сдвига Д^;- на составляющие
компоненты. Число уравнений отвечает числу
трасс в массиве. Для реальных сейсмических
профилей такие системы характеризуются:
а) большим числом (измеряемым тыся-
тысячами) уравнений, входящих в систему, что
создает непреодолимые вычислительные труд-
трудности,
б) сочетанием двух свойств, с одной сто-
стороны, переопределенностью, с другой сто-
стороны — неопределенностью (число уравне-
уравнений больше, чем неизвестных, но при этом
число независимых уравнений недостаточно
для определения неизвестных). Избыточность
данных ОГТ не обеспечивает единственности
решения задачи.
Путем итеративных методов находят зна-
значения такой совокупности искомых пара-
параметров, которыми в максимальной степени
может быть компенсирована совокупность
временных сдвигов Aty на сейсмограммах
ОГТ. Используется несколько конкретных
схем решения (см. рис. V.14).
1. На основе итерационного процесса Гаус-
Гаусса—Зейделя, когда итерацию проводят по.
следовательно по отдельным координатам-
Процесс последовательного уточнения реали-
реализуют следующим образом:
/
= PKFA' \Y —
Pk
где Y — вектор данных; X — вектор иско-
искомых параметров (Д03, Д6П, Д^о» Агк)'» А —
матрица системы исходных уравнений; р —
номер итерации; F — диагональная матрица
чисел, обратных кратностям сейсмограмм;
Pk — проекционное преобразование.
2. На основе итерации по совокупности
параметров. В аналитической форме процесс
итераций описывается соотношениями
ДХ@) = aFA'Y;
— aFA'A
2
ft=0
где а — скаляр, меньший единицы.
249
250
251
253
254
В последнем решении заложена возможность
использования весов, которые позволяют
учесть априорные данные: точные значения
статических поправок в пунктах МСК, не-
некоторые общие свойства компонент решения,
такие, как плавность изменения кинематиче-
кинематического параметра вдоль профиля и др.
Интерпретация сдвигов суммотрасс ОПВ
и ОПП в зависимости от объема используе-
используемых данных может быть выполнена двумя
вариантами. При «точечном» варианте рас-
рассматриваются сдвиги Д* между тремя суммо-
трассами ОПВ—ОГТ и ОПП—ОГТ, отвеча-
отвечающими ка'ждому пункту (пикету) профиля.
За оценку корректирующей поправки при-
принимают непосредственно полученный сдвиг.
При этом обеспечивается выделение преиму-
преимущественно высокочастотных составляющих
корректирующих поправок.
При профильном варианте рассматриваются
линии to (х)п и to (х)а — годографы прира-
приращений по суммарным временным разрезам
ОПП и ОПВ. Поправки за пункт взрыва Л0В
и пункт приема А6П определяются как при-
приближенными, так и строго расчетными ме-
методами, причем обеспечивается их выделение
в более широком диапазоне пространствен-
пространственных частот.
В приближенном подходе оценки поправок
получают путем сглаживания годографов t0 (х)
способом скользящего среднего:
Л9„ = /0 (х)в — ?0 (х)в;
клоне границ и расхождении этих годогра-
годографов их следует сглаживать порознь. Для
центральных систем наблюдения сглажи-
сглаживаются одновременно годографы, полученные
по совокупностям с одинаковым направле-
направлением годографа.
Строгое решение, позволяющее автомати-
автоматизировать процесс интерпретации сдвигов
основано на итеративном уточнении времен-
временных сдвигов между трассами суммарных вре-
временных разрезов ОПП, ОПВ, ОГТ, рассма-
рассматриваемых в качестве оценок, полученных на
первом этапе итерационного процесса обра-
обработки сдвигов по сейсмограммам ОГТ.
Описание алгоритмов,
используемых в практике
коррекции статических
поправок
Краткое описание алгоритмов коррекции
статических поправок приведено в табл. V.4.
Все приведенные алгоритмы основаны на
представлении о независимости статических
поправок от времени и удаления взрыв—
приему т. е. определяют корректирующие
поправки в пунктах взрыва и приема. Эффе-
Эффективность коррекции статических поправок
по алгоритму, обеспечивающему наибольшие
возможности процедуры, иллюстрируется
рис. V-15.
При малой базе сглаживания этот прием
позволяет выделить случайную составля-
составляющую.
Определение низкочастотных составляющих
поправок осложнено тем, что сдвиг трассы
ОПВ обусловлен не только погрешностью
поправки 6В, но и влиянием погрешности
в поправках Л0П, математическое ожидание
которых при суммировании трасс по ОПВ
будет отличаться от нуля. Выделение низко-
низкочастотных составляющих требует тщательного
анализа t0 (x) временных разрезов (ОПВ,
ОПП и ОГТ) для правильного задания базы
сглаживания, величина которой должна при-
примерно совпадать с размером аномалии. При
этом условии обеспечивается исключение
влияния аномалий в пунктах приема на сме-
смещение трасс ОПВ и наоборот (за счет того,
что сглаживающая кривая отклоняется от
истинного положения границы примерно на
величину, обусловленную этим влиянием).
При интерпретации в условиях пологого
залегания годографы *о (х)в и t0 (х)п жела-
желательно сглаживать одновременно, при на-
наПоканальная коррекция
фазовых сдвигов
Коррекция фазовых сдвигов обеспечивает
синфазное суммирование в каждой точке ОГТ.
Этой процедурой предусматривается опре-
определение той части поправок за негиперболич-
негиперболичность годографов и за верхнюю часть раз-
разреза (ВЧР), которая обусловлена невыпол-
невыполнением предположения о вертикальном рас-
распространении сейсмического луча отражен-
отраженных волн в ВЧР. Поканальны^в поправки
некоррелированы по ПВ и ПП; они изме-
изменяются с удалением от пункта взрыва и во
времени. Поканальные поправки трудно от-
отделить от остаточных кинематических по-
поправок. Поэтому их обычно определяют пого-
ризонтно как остаточные сдвиги, обеспечи-
обеспечивающие синфазное суммирование отражений.
Эффективность подобной коррекции^ в ряде
случаев оказывается очень высокой, а ве-
величина определяемых сдвигов — довольно
большой. Окончательный разрез «собирается»
из погоризонтных фрагментов. Характери-
Характеристика алгоритма потрассной фазовой коррек-
коррекции дана в табл. V.4.
255
§ 56. РАСЧЕТ И КОРРЕКЦИЯ
КИНЕМАТИЧЕСКИХ ПОПРАВОК
Методика расчета и коррекция кинемати-
кинематических поправок являются наиболее разра-
разработанной процедурой цифровой обработки.
Это связано с особой важностью данной про-
процедуры при накапливании по ОГТ.
Ввод кинематических поправок в сейсмо-
сейсмограммы ОГТ осуществляют с целью транс-
трансформации осей синфазности однократно-отра-
однократно-отраженных волн в линии, t0 = const, где *0 —
двойное время пробега волны по лучу, нор-
нормальному к границе раздела. Выражение,
определяющее кинематическую поправку тк
для данной точки приема с абсциссой х,
имеет вид
где t (x) — время вступления отраженной
волны в точку приема с абсциссой х = х.
При аппроксимации исследуемого разреза
однородной моделью с плоскими в пределах
точки ОГТ границами раздела расчет кине-
кинематической поправки может быть выполнен
по формуле
эф
-'огт
Со)
где иЭф — эффективная скорость распростра-
распространения волны до данной точки отражения;
Ф — угол наклона границы раздела.
Величина иогт = v ^/cos ф, называемая
фиктивной скоростью, определяет точность
расчета кинематической поправки. Поскольку
на начальном этапе обработки сведения о ве-
величинах иЭф и ф весьма приближенны, значе-
значения »огт (^0) и тк (tQ, л:) определяются с по-
погрешностями. Поэтому в практике обработки
предусматриваются два этапа определения
кинематических поправок.
На первом этапе рассчитывают исходные
(априорные) кинематические поправки тн (t0,
х) на основе априорных данных о модели
среды. При этом получают грубую оценку
кинематической поправки. Сейсмическая за-
запись в расчете исходных кинематических
поправок не участвует.
На втором этапе выполняют коррекцию
исходных кинематических поправок с ис-
использованием сейсмограмм, базирующуюся
на способах разновременного криволинейного
анализа по вееру гипербол (парабол). Суть
криволинейного анализа заключается в пере-
переборе значений тк (t0, x) и поиске данных, при
которых максимизируется результат преоб-
преобразования по заданному оператору обработки.
9 Зак. 80
В результате находят либо дополнительные
кинематические поправки, дающие в сумме
с исходными скорректированную поправку,
либо полную кинематическую поправку тк (^0.
х), обеспечивающую оптимальный эффект
суммирования. Учитывая, что определение
скорректированных кинематических попра-
поправок осуществляют в процессе многократного
преобразования совокупности сейсмограмм
с использованием достаточно сложных опера-
операторов, уже на этом начальном этапе обработки
возникает необходимость в оптимальном по-
построении алгоритма.
Расчет исходных (априорных)
кинематических поправок
В большинстве сейсмогеологических ситуа-
ситуаций исходную кинематическую поправку
тн (^oi х) рассчитывают по формуле для нор-
нормального приращения годографа ОГТ отра-
отраженной волны в однородной среде с горизон-
горизонтальными границами раздела:
здесь v либо эффективная (уЭф), либо сред-
средняя (уср) скорость.
Различие между тн (t0, x) и искомой ве-
величиной тк (/0, х) определяется разницей
между принятой для расчета скоростью v
и скоростью уогт. В реальных условиях на
скорость г>Огт ока3ывает влияние угол на-
наклона, слоистость среды и криволинейность
границы. Недостаточное знание всех этих
характеристик и особенностей их изменения
по линии профиля приводит к погрешностям
определения кинематических поправок.
Функцию v (t0) обычно задают в виде ло-
ломаной линии значениями v и t0 в узловых
точках. Значения v для промежуточных вре-
времен определяют на основе линейной интерпо-
интерполяции. Поэтому интервалы Д^о выбирают из
условия, при котором погрешность расчета
исходной кинематической поправки на край-
крайнем канале Дт (^0, дгтах)- обусловленная по-
погрешностью Ду, не превышает шага кванто-
квантования 6/. Такое задание априорной информа-
информации о скоростях применяют после коррекции
кинематических поправок, когда найдены оп-
оптимальные значения forr.(V *)•
Кинематическая поправка растет с увели-
увеличением абсциссы х точки приема и обычно
убывает с ростом t0. Поскольку на практике
сейсмограмма представляет собой совокуп-
совокупность отсчетных значений, заданных с ша-
шагом квантования 8^, кинематическую по-
поправку также рассчитывают с заданным
шагом. Поэтому интервалы At0 между изло-
257
in. -
Рис. V.I6. Зависимость тн (/0) для данного
канала сейсмограммы ОГТ.
1 — расчетная кривая тн(<0): 2 — аппроксимация
кривой тн(?0) с точностью до шага квантования
мами кривой v (t0) выбирают из условия, при
котором погрешность расчета тн (t0, х),
обусловленная отклонением реальной кривой
от аппроксимирующей ее прямой,, не пре-
превышает шага квантования 6t* Иногда исход-
исходные кинематические поправки тн {t0, х) рас-
рассчитывают с использованием более сложных
моделей сред. При этом тн {t0, x) рассматри-
рассматривают как нормальное приращение годографа,
т. е. условие ф = 0 предполагают справед-
справедливым. Для расчета годографов волн, отра-
отраженных от горизонтальных границ раздела,
когда скорость является только функцией
глубины, могут быть использованы формулы,
приведенные в § 19.
Поправки т„ (t0, x) рассчитывают с точно-
точностью до шага квантования 6t исходной записи.
Это позволяет зависимость тн (t0) для дан-
данного канала сейсмограмм ОГТ с абсциссой х
на всем интервале t0 представить в виде сту-
ступенчатой функции (рис. V.16), у которой
каждое последующее значение х изменяется
на заданный шаг 6т = 6/.
Исходя из условия дискретности ввода
кинематической поправки тн (t0, х), а также
из того, что с ростом времени тн (t0, x) -*¦ О
258
совокупность поправок для всех значений t0
можно заменить поправкой тнач (t0, x) для
начального /0 и таблицей времен ?01, f02,..., *ор,
на которых поправка последовательно умень-
уменьшается на шаг 67. Поэтому исходные кинема-
кинематические поправки целесообразно рассчи-
рассчитывать не в цикле обработки для каждого
отсчетного значения F (t0, x), а заранее.
Таблицы значений тнач (/0, х), /Онач» top и
пикетов / профиля, которым соответствуют
принятые для расчета тн (t0, х) значения
v (^о)< запоминаются на магнитной ленте,
поскольку при последующей обработке к ним
могут неоднократно обращаться.
Коррекция кинематических
поправок
Скорректированные кинематические по-
поправки тк (/0, х) определяют на основе разно-
разновременного анализа сейсмограммы ОГТ по
вееру гипербол (парабол), пересекающихся
на трассе с абсциссой х = 0. Схематически
процесс такого анализа сводится к следу-
следующему. Задают набор из т значений рог_ . X
X (оогтр *огТ2' -» vorrm)> B уделах
которого заключено значение фиктивной ско-
скорости 0Огт в ДЛЯ иСКОМОИ волны. Для каж-
каждого значения и0Гт . по формуле
уогт/
рассчитывают годографы ОГТ отраженной
волны на базе, равной базе наблюдения.
Суммируя отсчетные значения вдоль рассчи-
рассчитанных годографов, преобразуют сейсмограм-
сейсмограмму ОГТ в m-канальную суммоленту ОГТ.
Параметром каждой трассы суммоленты явля-
является принятое для ее расчета значение оо1^. ..
Во всех случаях, когда vorj / ф 0ОГТв,
сигналы суммируют с фазовыми сдвигами.
Только при уОГт . = vQTj b наблюдается син-
синфазное суммирование. В результате на сум-
моленте регулярная волна реализуется в виде
разрастания амплитуд с максимумом при
уОГт i = и0ГТв (рис. V.17). Выделив на tQ
реализации разрастания максимум, находят
искомое значение оОГт (^0), по которому
рассчитывают искомую кинематическую по-
поправку тк (/„, д;).
Рассматриваемый принцип принят за осно-
основу в различных рабочих алгоритмах, разли-
различающихся использованием более помехоустой-
помехоустойчивых, нежели простое суммирование, опе-
операторов разновременного криволинейного
анализа, который с целью минимизации
времени счета выполняют не непрерывно по
ч-т
'orr.
"огт,
Рис. V.17, Принцип разновременного гиперболического анализа сейсмограмм ОГТ
времени, как это делают при получении
суммоленты, а в дискретных точках t0 (вертит
кальные спектры) с шагом At0 > Ы (обычно
через 25—100 мс), либо на фиксированных
для каждой сейсмограммы ОГТ временах t9t
соответствующих линии t0 (x) горизонта на
временном разрезе (горизонтальные спектры).
Вместе с тем, все разновидности способов
определения скорректированных кинема-
кинематических поправок основаны на разновре-
разновременном анализе по вееру гипербол (парабол).
Применение более сложных, нежели обычное
суммирование, операторов приводит к более
сложным преобразованиям отсчетных ампли-
амплитуд, совпадающих с тем или иным гипербо-
гиперболическим направлением. Это делают для
того, чтобы в условиях, когда возможен
амплитудный и фазовый разброс сигналов,
осложненных взаимной интерференцией ре-
регулярных волн, не формировались ложные
максимумы разрастаний.
В практике обработки применяют несколь-
несколько способов разновременного анализа, в каж-
каждом из которых можно использовать тот или
иной оператор максимизации с целью поиска
кинематической поправки. Различие в спо-
способах определяется характером используе-
используемой сейсмической записи (введены или не
введены исходные кинематические поправки),
9*
варьируемыми параметрами и объемом одно-
одновременно преобразуемой информацииv
Первый способ заключается в раз-
разновременном анализе сейсмограммы ОГТ по
пучку гипербол, заданных таким образом,
чтобы образующаяся в результате непрерыв-
непрерывного по /0 преобразования /-я трасса суммо-
ленты (если применяется оператор суммиро-
суммирования) удовлетворяла условию оОГт =•
= const.
Второй Способ--—< разновременный
анализ сейсмограмм ОГТ по вееру гипербол,;
сдвиг А 8 между которыми на крайнем ка-
канале есть величина постоянная.
Этот способ анализа наиболее широко
используют в различных алгоритмах опреде-»
ления скорректированных кинематических
поправок.
Третий способ заключается в раз-
разновременном анализе по набору, парабол
второй степени. Если в сейсмограмму ОГТ
были введены исходные кинематические по-
поправки, годограф отраженной волны транс-
трансформируется в параболу второй степени.
Следовательно, разновременной анализ сей-
смограммьГ, скорректированной исходными
(априорными) кинематическими поправками,
может быть реализован по вееру парабол
второй степени. Веер парабол задают таким
259
образом, чтобы обеспечивался постоянный
сдвиг А6 на крайнем канале сейсмограммы
между двумя соседними линиями анализа.
Данный способ имеет серьезные ограниче-
ограничения, связанные с искажением сигналов
в процессе ввода исходных кинематических
поправок.
Четвертый способ — совместное
преобразование совокупности сейсмограмм
ОГТ. Помехоустойчивость всех описанных
выше способов определения скорректирован-
скорректированных кинематических поправок при заданном
фазовом и амплитудном разбросе сигналов
вдоль фронта волны растет с ростом числа
каналов на сейсмограмме ОГТ. В то же время
число каналов равно кратности прослежива-
прослеживания. Поэтому во многих ситуациях точность
определения хк (t0, x) оказывается недоста-
недостаточной для последующей обработки и интер-
интерпретации. Помехоустойчивость повышают пу-
путем совместного преобразования совокупно-
совокупности сейсмограмм, соответствующих последо-
последовательности рядом расположенных общих
глубинных точек.
Операторы разновременного
« анализа сейсмограмм ОГТ
Оператор простого суммирования сейсмо-
сейсмограмм ОГТ по вееру гипербол (парабол)
с представлением результата в виде суммо-
ленты либо ее сечений недостаточно помехо-
помехоустойчив к флуктуациям амплитуд и фаз
слагаемых. Поэтому поиск кинематических
поправок по криволинейным суммолентам
либо их сечениям выполняют лишь в очень
простых сейсмогеологических условиях. В ти-
типичных ситуациях линейный оператор сум-
суммирования заменяют более сложными нели-
нелинейными (энергетическими) операторами, тре-
требующими при реализации существенно боль-
больших затрат машинного времени и сложной
организации программы. Наиболее часто
применяют следующие операторы разновре*
менного криволинейного анализа.
Энергетический оператор
в случае преобразования одной я-канальной
сейсмограммы ОГТ может быть выражен
формулой
ДГ
где т fa) — приращение времени гипербо-
гиперболической (параболической) лини» анализа
в точке xi сейсмограммы ОГТ; Д71 — ширина
по оси / гиперболического (параболического)
окна с числом отсчетов по оси t, равным а.
260
Из приведенного выражения следует, что
в отличие от обычного суммирования отсчет-
ное значение спектра при данном значении т
(либо уОГт) представляет собой сумму ква-
квадратов средних значений амплитуд по на-
направлению анализа. Переход к энергетиче-
энергетической оценке позволяет повысить помехоустой-
помехоустойчивость преобразования к амплитудному и
фазовому разбросу сигналов вдоль фронта
волны.
Оператор подобия может быть
представлен выражением
дг
а=бТ
77(т) =
АГ
26/
AT
26/
1=1
дг
26/
В случае, когда линия анализа совпадает
с годографом идеально регулярной волны,
коэффициент подобия равен единице. Во всех
остальных случаях (анализ выполняется по
гиперболе, не совпадающей с годографом
волны, либо волна не идеально регулярна
из-за фазового и амплитудного разбросов)
Я (т) < 1. Поэтому максимум коэффициента
подобия определяет параметр волны и ха-
характеризует его надежность.
Оператор сигнал/помеха мо-
может быть выражен формулой
—&
дг
26/
АГ
26/
Знаменатель в данном выражении харак-
характеризует дисперсию отсчетных амплитуд по
направлению анализа. Поэтому его помехо-
помехоустойчивость выше, чем у простого энергети-
энергетического оператора»
На рис, V.18 представлены вертикальные
спектры, полученные в результате преобра-
Рис. V.18. Сейсмограмма ОГТ (а) и соответствующий ей вертикальный спектр скорости (б)
зования сейсмограммы ОГТ по алгоритму
разновременного гиперболического анализа,
ядром которого является оператор подобия.
Определение кинематических
поправок по профилю
Густота точек по профилю (площади),
для которых находятся скорректированные
кинематические поправки, определяется сейс-
могеологическими условиями изучаемого
района. В сложных условиях (криволинейч
ные несогласно залегающие границы раздела,
большие углы падения) скорость vOTJ може?
резко менять свою величину на сравнительно
небольших участках профиля. В этом слу-
случае шаг по профилю между точками ОГТ»
для которых находится зависимость i>o (tQ)f
сокращается до 0,5—1,0 км. В более про-
261
стых ситуациях шаг может равняться 1,5—
3,0 км. На основании найденных в дискрет-
дискретных точках профиля значений vQrr (tQ)
строят сеточную модель кинематических по-
поправок, представляющую собой таблицу
»о (х, tQ). В промежуточных точках по
осям /0 и х значения уогт определяют на
основании линейной интерполяции.
§ 57. ФИЛЬТРАЦИЯ
Общие сведения
Центральное место в комплексе обработки
сейсмических данных занимают процедуры
выделения полезных сигналов на фоне по-
помех, объединяемые понятием фильтра-
фильтрация. Выделение базируется на различии
основных характеристик полезных сигналов
и помех: частотного спектра и кажущихся
скоростей. В табл. V.5 приведены данные
об основных классах регистрируемых сигна-
сигналов. При сейсморазведке MOB все классы
сигналов, кроме отраженных волн, являются
помехами и подлежат подавлению.
Согласно модели сейсмической записи сово-
совокупность трасс после ввода статических и
кинематических поправок и выравнивания ам-
амплитуд описывается выражением
p(t, x)=x(t, x)*s(t)+n(t, х),
где х (t, x) — импульсная сейсмограмма —
распределение коэффициентов отражения
Таблица V.5
Характеристика основных классов
полезных сигналов и помех
(продольные волны)
a(ix)
p(ix)
Класс сигналов
Отраженные волны
Преломленные,
рефрагированные
и многократные
отраженно-пре-
отраженно-преломленные волны
Поверхностные
волны
Многокр атно-от-
раженные волны
Случайные поме-
помехи, микросейсмы
Электрические
наводки
Частот-
Частотный
спектр,
Гц
10—80
5—50
3—20
10—60
10—100
48—52
Кажущаяся
скорость,
м/с
1500—со
1000—20000
100—1000
ЮОО—оо
—
—
Рис. V.19. Схема преобразования фильтра-
фильтрацией
вдоль профиля; s (t) — форма сейсмического
импульса; п (t, х) — совокупность аддитив-
аддитивных помех.
Здесь х (t, x) — полезный сигнал; осталь-
остальные компоненты модели являются помехами
и должны быть устранены. Схема на рис. V.19
показывает желаемое преобразование в об-
общем виде. Неотъемлемыми составляющими
любого процесса фильтрации являются: сигнал
на входе фильтра р (tx)\ параметры фильтра
a (tx); сигнал на выходе фильтра р (tx)\
p(tx)^x(tx).
Наилучшее представление о параметрах
фильтра дает оператор фильтра —
сигнал на выходе фильтра при подаче на
его вход единичного импульса.
В зависимости от характеристики входных
сигналов и конкретной цели обработки суще-
существует ряд фильтраций. Классификация основ-
основных из них приведена на рис. V.20.
Наиболее существенной характеристикой
фильтрации является принадлежность ее
к классу линейных или нелинейных про-
процедур. Линейное преобразова-
Рис. V.20. Классификация основных видов
фильтрации
262
в и е А обладает свойством суперпозиции,
так что
где Sk —' входной сигнал; Ck ~ константа.
Если функция на входе фильтра представ-
представляет собой сумму ряда сигналов» то получить
результат фильтрации можно, применив
фильтр к каждому входному сигналу и про-1
суммировав результат.
Другим важным свойством линейных про-
процедур является то, что изменение их после-
последовательности не влияет на окончательный
результат:
A2[A1(s)]=A1[Ai(s)].
Преобразования, не обладающие указан-
указанными свойствами, относятся к классу не-
нелинейных.
Важной характеристикой фильтрации яв-
является поведение оператора фильтра во вре-
времени. Если оператор фильтра не меняется во
времени, то преобразование называют ин-
инвариантным во времени. Если
наблюдаются изменения фильтра — фильтра-
фильтрация называется переменной во вре-
времени (рис. V.21).
Следующая характеристика фильтрации
касается числа каналов на входе фильтра,
принимающих участие в формировании одно-
одного выходного сигнала. Фильтр, имеющий один
входной канал, называют одноканаль-
н ы м. Фильтр, имеющий более одного вход-
входного канала, называют многоканаль'
н ы м (рис. V.22).
В зависимости от того, по какой координате
снимаются отсчеты, служащие для форми-
формирования одного выходного значения фильтра,
фильтрации подразделяются на временные,
пространственные и пространственно-вре-
пространственно-временные, г
Преобразования, обеспечивающие ослабле-
ослабление аддитивных помех, относятся к типу
согласованных фильтраций.
Процедуры, направленные на устранение не-
нежелательных фильтрующих компонент, объ-
объединенных в модели сейсмограммы под под-
поднятием сейсмического импульса, называются
обратными фильтрациями. Смысл этих тер-
P(t)
-Ал-
Рис, V.21. Модель фильтра, переменного во
времени
¦4*»
Рис. V.22. Модель многоканальногоХфильтра
минов связан с соотношением амплитудных
частотных характеристик фильтров и ампли-
амплитудного спектра выделяемого сигнала.
Фильтрация во временном
представлении — есть выполнение
операции с входным сигналом р (*) и опера-
оператором фильтра а (/), заданными как функции
времени. В этом случае процесс фильтрации
описывают интегралом свертки
t,
р(/х)= \a{t)p(tt-t)dt
о
или в дискретном представлении суммой
где оператор ak симметричен относительно
точки kBS 0:
k= — m, — m + 1» ..».». — 1, 0, 1, ,..,
.... т— 1, т.
Разновидностью фильтрации во временной
области является рекурсивная
фильтрация, где выходное значение
сигнала в некоторый момент времени опре-
определяется значениями входного сигнала и
предшествующими значениями выходного
сигнала:
п т
Pi •— ? alPi-k — Л bi+iPi-i-V
где ak и bj — операторы фильтров.
263
Фильтрация в частотном
п р е д с т а в?л е н и и — выполнение опе-
операции с функциями частоты. Процесс филь-
фильтрации в этом случае выражается произве-
произведением комплексных функций частоты:
?(/©) = А (/ю)Р(/<а),
где /о) — комплексный частотный аргумент;
со
= f o
dt;
Р (/«)=
00
Фильтрация в z-представ-
л е н и и — выполнение операции с дискре-
тизированными функциями, заданными в г-
представлении. Сигнал на выходе фильтра-
фильтрации получается как результат умножения
входного сигнала и оператора фильтра,
представленными полиномами от г:
P(z)=a(z)P(z),
где z = е/<вЛ/ (At — шаг дискретизации);
а [г) = а0 + агг + а2г2 -\ f- апгп;
* -\ г- ртгт;
Р (г) = р0 + рхг + /V2 + •
Все три способа выполнения фильтрации
эквивалентны и выбор того или иного спо-
способа определяется главным образом экономи-
экономическими соображениями.
Оптимальные фильтры
Чтобы выбрать наилучший фильто, нужно
сформулировать условия и критерии, которым
он должен удовлетворять. Критерия выби-
выбирают на основе конечной цели фильтрации.
Они должны однозначно определять оператор
Оптимальные
Фильтр
Оптимальный обратный
Оптимальный корректирующий
Оптимального воспроизведения сигнала
Оптимального обнаружения сигнала
Критерий оптимальности
Фильтр, сигнал на выходе которого имеет наимень-
наименьшее среднее квадр этическое уклонение от единич-
единичного импульса б (t)
Фильтр, сигнал на выходе которого имеет наимень-
наименьшее среднее квадратическое уклонение от заданного
сигнала § (t)
Фильтр, сигнал на выходе которого имеет
наименьшее среднее квадратическое уклонение
от сигнала s (t)
Фильтр, обеспечивающий на выходе максимальное
отношение ликовой амплитуды сигнала к среднему
квадратическом^у уровню помех
264
или комплексную частотную характеристику
фильтра. Полученный фильтр называют опти-
оптимальным с точки зрения выбранного крите-
критерия. В сейсморазведке получили распростра-
распространение четыре вида оптимальных фильтров —
оптимальный обратный фильтрЛ оптимальный
корректирующий фильтр, фильтр оптималь-
оптимального воспроизведения сигнала» фильтр опти-
оптимального обнаружения.
Основные сведения об этих фильтрах, обо-
обозначенных соответственно через lt (t), /2 (t),
/3 @ и /4 @» для случая одноканальной
фильтрации приведены в табл. V.6 и на
рис. V.23. Математическая запись критерия
оптимальности базируется на представлении
о модели сейсмической записи в виде
Свойства рассматриваемых фильтров иллю-
иллюстрируются примерами амплитудных частот-
частотных характеристик, полученных для двух
реализаций спектров помех. При помехах,
фильтры
представленных белым шумом с равномерной
спектральной плотностью, амплитудная ча-
частотная характеристика обратного фильтра
в области, где полезный сигнал сильнее
помех, является обратным отображением
амплитудного частотного спектра полезного
сигнала. С этим свойством и связано проис-
происхождение названия фильтра. Точно так же
класс согласованных фильтров, к которому
относятся фильтры воспроизведения и обна-
обнаружения, получил свое название в связи
с тем, что частотные характеристики этих
фильтров при помехах типа белого шума
совпадают или согласуются с частотным спек-
спектром исходного сигнала.
Обратный фильтр приводит к расширению
спектра полезных сигналов на выходе, т^ е.
к сокращению их длительности и повышению
разрешенности записи. Однако при этом не-
неизбежно возрастает уровень шумов и соотно-
соотношение сигнал/помеха уменьшается. В свою
очередь, для согласованных фильтров харак-
характерна обратная картинаг они обеспечивают
наилучшее выделение полезных сигналов на
фоне шумов, но при этом происходит сужение
Таблица V.6
Формулы
Уравнение частотной
характеристики фильтра
Ix(m)
1
где S* (о) -г комплексно-сопряженный
спектр S (<d)
!,(©)=¦
S(a>)
|5(со)Р
1
= max
S*(tt>)
265
L(u>)
Ш
Л
О 10 20 30
50
О 10 20 30 W 50
О 10 20 30 ЦО 50
С
/.Х-.Х-.Х.. е
У х
1 i
). . .1.
1 ю 20 за ко so
L
Ж
¦ i i 1 i
7 10 20 30 Чп 50
1
*>
/ \
J, Ллч-х.
7 10 20 30 кп SOfJV,
Рис. 23. Энергетические частотные характеристики фильтров.
Фильтры: а — оптимальный, обратный,б — оптимальный корректирующий, в т- оптимального воспро-
воспроизведения сигнала, г — оптимального обнаружения сигнала; энергетические частотные характеристики)
/ — фильтров L (ш) для случая, когда помехи представлены белым шумом, // — сигналов на выходе
фильтров L (со) для случая, когда помехи — белый шум, /// — фильтров L (а) для случая реализации
спектра помех (ж), IV — сигнала на выходе фильтров L (@) для случая реализации спектра помех (ж);
д — спектр желаемого сигнала на входе корректирующего фильтра; энергетические спектры помех)
• — для случаев / и //, ж — для случаев /// и IV
спектров полезных сигналов, т. е, снижение
разрешенности записи. Корректирующий
фильтр занимает промежуточное положение
и в зависимости от выбора формы жел'аемого
сигнала $ (t) может приближаться либо
к обратным, либо к согласованным фильтрам.
Анализ частотных характеристик оптималь-
оптимальных фильтров позволяет установить взаимо-
взаимоотношения между отдельными типами филь-
фильтров. Так,
L2 (<о) = Lt (to) S (w); L8 (©) = Lt (©
266
В то же время при значительном усилении
помех Вп (со) > Ла | S (о) |2
т. е. обратный фильтр превращается в согла-
согласованный.
Расчет операторов перечисленных выше оп-
оптимальных фильтров во временной области
сводится к решению модификаций уравнения
Колмогорова—Винера.
Фильтр сжатия сигнала lx (t) находят из
системы уравнений
г
х^О * Т """ Т Г"" Т '
для ^ = 0, 1, 2, .... Г< где rss (т) — автокор-
автокорреляционная функция входного сигнала;
Гпп — автокорреляционная функция помех;
w —г энергия импульсной сейсмограммы
5
t
т
х=О
Корректирующий фильтр /2 (/):
т) ^в. (<-*) + rnn (t - т)] *=
где '"ss @ — функция взаимной корреляции
входного и желаемого выходного сигнала.
Фильтр воспроизведения /3 (/)
Т
Б *з (т) [ш«(/ -т) -^г„„(f -т)]= wrss (tf.
х=0
Фильтр обнаружения /4 @
Т
В связи с трудностью и высокой стоимостью
получения точных оценок спектральных и
корреляционных свойств полезного сигнала
и особенно помех на практике чаще всего
используют субоптимальные фильтры, осно*
ванные на некоторых априорных представле-
представлениях о спектральной плотности помех и
полезного сигнала.
Согласованные фильтры
Если известно, что во всем диапазоне ча-
частот существует только некоторая область,
где энергия сигнала преобладает над энергией^
помех, то эту информацию можно использо-
использовать для конструирования фильтра обнару-
обнаружения сигнала, пропускающего только те
составляющие спектра, где превалирует сиг-
сигнал, и подавляющего все остальные состав-
составляющие.
Возможны следующие варианты взаимоот-
взаимоотношения спектров сигнала и поме*,
1. Спектр полезногр сигнала преобладает
в полосе частот от нуля до /t = a>j2n. Выше
частоты /j преобладают помехи. Фильтр
должен пропускать частоты ниже fx и подав-
подавлять все более высокие частоты. Такой фильтр
называется низкочастотным.
Рис. V.24. Частотная1 характеристика и опе-
оператор фильтра
2. Спектр полезного сигнала располагается
выше частоты flt а помехи —[ниже. Фильтр
должен пропускать высокие частоты и по-
подавлять низкие. Такой фильтр является
высокочастотным.
3. Полезный сигнал преобладает в полосе
частот /й — /4; выше и ниже преобладают по-
помехи. Искомый фильтр подавляет все частоты
вне полосы fi — /4. Такой фильтр называется
полосовым.
4. Полезный сигнал преобладает на всех
частотах, кроме диапазона fx *— /3, где рас-
располагается спектр помех, Фильтр должен
А
5 k
Рис. V.25. Частотные характеристики.
Фильтр: а — низкочастотный, б ь- высокочастот-
высокочастотный, « — полосовой, г — режекторный; частот-
частотные характеристики: 1 — идеальная, 2 — реальная
267
вырезать только этот диапазон частот. Такой
фильтр называется режекторным.
Фазовые характеристики ф (J) таких филь-
фильтров обычно полагаются равными нулю.
Это условие определяет одно из главных
преимуществ цифровой фильтрации перед
аналоговой — отсутствие фазовых сдвигов
после выполнения фильтрации.
Оператор идеального низкочастотного
фильтра ан (/), частотная характеристика
Ав (f) которого отвечает условию
находят путем обратного преобразования
Фурье от частотной характеристики:
фильтра прямо пропорциональна длине
фильтра Т и слабо зависит от частоты среза /с.
Максимальная величина колебаний Гиббса
составляет 9% расчетного значения и не
зависит of Г и /с.
С целью уменьшения колебаний Гиббса,
представляющих главный недостаток филь-
фильтра с крутым срезом|(так как такой фильтр
пропускает заметную часть сигналов и в об-
области гашения), более широкое применение
находят фильтры с плавным переходом от
области пропускания к области подавления.
Фильтр с косинусным сглаживанием в
области среза
где /с — частота среза фильтра.
В классе реальных фильтров, у которых
1
О
при \f\<ft'.
при 1/|>/2
=0 при|/|>Г/2.
частотная характеристика отличается от
идеальной уменьшением крутизны среза и
возникновением колебаний, называемых коле-
колебаниями Г и б б с а. Амплитуда колебаний
Гиббса максимальна вблизи граничной ча-
частоты фильтра (рис. V.24). Крутизна среза
обеспечивает уменьшение максимальных ам-
амплитуд колебаний Гиббса до 1% при незна-
незначительном* уменьшении реальной крутизны
среза. В табл. V.7 приведены формулы рас-
расчета операторов указанных типов согласован-
согласованных фильтров при косинусном сглаживании
в области среза, на рис. V.25 — их^частотные
характеристики.
Таблица V.7
Формулы расчета операторов
Фильтр
Формула расчета оператора
Низко-
Низкочастотный
J sin 2nftkAt + sin 2nf2kAt
где k^ — n, — (л — 1) — 1, 0, 1, «t.f (л— 1), rt
Высоко-
Высокочастотный
1 / ^ sin 2я^А^ 4- sin 2я/^А/ \
Ш \ 1 — 4/fe2A^a (/2 — /xja /
2nkAt
Полосовой
1 / sin 2я/4Ш + sin 2nf3kAt
~ ШШ \ 1_4?2Д*2(//J
sin
sin
Режек-
торный
/ sin 2nfbkAt -f sin 2nfekAt
V 1-4Л»Д/*(/в —ЛI
sin 2nf3kAt + sin 2nfAkM ( sin 2itftkAf + sin 2я/
268
Обратные и корректирующие
фильтры
В связи с тем, что точные значения корре-
корреляционных функций, входящих в уравнения
Колмогорова—Винера, неизвестны, практи-
практический расчет операторов обратных и коррек-
корректирующих фильтров выполняют на основе
следующих допущений:
а) помехи являются белым шумом с по-
постоянной спектральной плотностью, т. е.
¦{
R при т = 0;
0 при
б) импульсная сейсмограмма х (/) — есть
пуассоновский процесс, автокорреляционная
функция сейсмической записи трр (т) может
быть выражена через rss(x):
грр (т) = гхн (т) * rss (т) = wrss (т);
в) сейсмический сигнал s (() является ми-
минимально-фазовым.
При этом уравнение Колмогорова—Винера
для случая фильтра сжатия может быть за-
записано в виде системы линейных уравнений:
'о [гРР @) + Ь\ + hrpp A) + 12грр B) + • • • +
+ hrBp (T - 1) + l2rpp (T - 2) +
в z-представлении в виде последовательности
(рис. V.27).
а (г) = 1 —
1
2Н
где Н — мощность водного слоя; vB — ско-
скорость волны в водном слое; At — шаг ди-
дискретизации.
Соответственно оператор дереверберацион-
ного фильтра будет иметь вид
где/0, llt ..., 1т — весовые коэффициенты
искомого фильтра; коэффициент Ь, входящий
в главную диагональ матрицы, представляет
собой относительную мощность помех.
Эта система из Т -+- 1 уравнений позволяет
однозначно определить Т -\- 1 весовых коэф-
коэффициентов обратного фильтра сжатия.
На рис. V.26 приведен пример обратной
фильтрации.
Корректирующие фильтры имеют несколь-
несколько модификаций.
Деревербер ационный
фильтр предназначен для устранения ре-
реверберации в слое воды. В этом случае урав-
уравнение обратного оператора может быть най-
найдено аналитически. Зная мощность водного
слоя и коэффициент отражения от дна k^
оператор реверберации может быть записан
= 1 + 2k/1 + k\z2n.
Графическое изображение процесса дере-
верберационной фильтрации показано на
рис. V.28.
Фильтр ошибки предска-
предсказания — особый вид корректирующей
фильтрации, основанный на гипотезе, что
предсказуемая часть входной последователь-
последовательности обусловлена исходным сигналом, вол-
волнами-спутниками и реверберацией, а непред-
непредсказуемая — полезными отраженными вол-
волнами. Фильтром предсказания называют та-
такой фильтр 1„ (t), свертка которого с входной
последовательностью р (t) позволяет полу-
получить значения последней в последующие
значения времени:
где р (t + 9) — оценка значения входной по-
последовательности в момент / + 8; 8 — интер-
интервал предсказания.
Фильтр /п (т) может быть найден с исполь-
использованием соответствующей модификации урав-
уравнения Колмогорова—Винера:
Ошибка предсказания
Фильтр ошибки предсказания определяется
выражением
269
Рис. V.27. Схема механизма реверберации
Между операторами /оп @ и ln (t) суще-
существует прямая связь. Если оператор ln (t)
записать в виде
/n(/) = Wa ... /г,
то оператор фильтра /оп (/) будет
lm(t) = 1, 0. 0...0^/0. -/lf -/2, >..,
(8-1)
Неизвестные коэффициенты оператора
'оп @ определяются из системы Т + 1 ли-
линейных уравнений:
WPP @) + lxrpp A) + /arp/7 B) + ... 4-
+ krpp @) + /2грр A) +
«*»«.»¦•.
+ /хгм G - 1) + кгрр (Г - 2) +
Фактически фильтр' ошибки предсказания
является корректирующим фильтром, преоб-
преобразующим неизвестный входной сигнал дли-
длиной 0 + Т отсчетов в другой неизвестный
сигнал длиной 8. Используя это свойство
путем выбора соответствующих значений 8
и Т, можно устранить волны-спутники, яв-
явление реверберации и часть многократных
волн, а также сократить длительность исход-
исходного сигнала (рис. V.29).
Корректирующий (формиру-
(формирующий) фильтр общего вида, позволяет
преобразовать неизвестный входной сигнал
в сигнал заданной формы. Он реализуется
в виде последовательной комбинации двух
фильтров: обратного фильтра сжатия* пре-
преобразующего входные сигналы в единичные
импульсы, и согласованного фильтра, форма
оператора которого соответствует желаемой
форме выходного сигнала. На практике, ис-
используя свойство линейности рассматривае-
рассматриваемых фильтров, применяют комбинированный
фильтр, оператор которого является резуль-
результатом свертки операторов обоих фильтров
(рис. V.30). Этот способ обеспечивает большее
быстродействие при выпрлнении„лроцедуры
на ЭВМ. ¦»
При выполнении процедуры фильтрации
корректирующим фильтром данного типа
геофизик, подготавливающий машинное за-
задание, должен задать ряд параметров, опре-
в*
1
-Ц
Входной
1
сигнал
5к?
1 '.«
Оператор тильтра
в*
Выходной
сигнал
Рис. V.28. Графическое изображение процесса дереверберационной
фильтрации
271
i Относительная
Рис. V.29. Примеры использования фильтра:
ошибки предсказания при различных отно-
отношениях 6 и Т.
/ — исходный сигнал; 2 — результат применения
фильтра ошибки предсказания
деляющих основные характеристики фильтра:
а) начальное и конечное время отрезка сейс-
сейсмической трассы, по которому будет рассчи-
рассчитываться автокорреляционная функция;
б) длину оператора обратного фильтра; в) от-
относительную энергию случайных шумов;
г) нижнюю и верхнюю граничные частоты
полосового фильтра.
Для практики наиболее существенно, что
эти параметры определяют как затраты ма-
машинного времени, так и степень разрешен-
ности отдельных волн и соотношение сигнал/
0 / Z J 4 «f корректирую-
T щега фильтра
'опт
Рис. V.31. Выбор оптимальной длины коррек-
корректирующего фильтра ГОпт-
/ — затраты машинного времени; 2 — геофизи-
геофизическая эффективность
помеха. На экономические характеристики
в наибольшей степени влияет выбор длины
оператора обратного фильтра. Увеличение Т
ведет к повышению затрат машинного вре-
времени, но в то же время улучшаются харак-
характеристики волнового поля на выходе. Однако,
начиная с некоторого значения длины филь-
фильтра, градиент G роста геофизической эффек-
эффективности падает, а градиент затрат машин-
машинного времени резко возрастает (рис, V.31).
Это значение и следует считать оптимальным,
оно варьирует в пределах 100—200 мс.
Интервал расчета автокорреляционной
функции определяет ту часть сейсмической
записи, на которую будет настроен конструи-
конструируемый фильтр, поэтому он должен включать
наиболее важную для решения поставленных
задач совокупность отраженных волн. Для
того чтобы преобразование отвечало стати-
Рис. V.30. СхемаХорганизации корректирующей фильтрации
272
стическим7гипотезам, положенным в основу
расчетов, интервал вычисления автокорре-
автокорреляционной функции должен быть не менее
30—40 видимых периодов регистрируемых
волн.
Степень разрешенности записи и соотно-
соотношение сигнал/помеха на выходе фильтра опре-
определяются главным образом комбинацией пара-
параметров полосового фильтра и относительной
энергией случайных шумов. Расширение по-
полосы частот и снижение задаваемого уровня
шумов ведет к повышению разрешенности
записи, но способствует ухудшению соотно-
соотношения сигнал/шум, и наоборот. Можно
найти два экстремальных случая, в одном из
которых корректирующая фильтрация обес-
обеспечит наивысшую разрешенность записи при
сохранении соотношения сигнал/помеха на
уровне исходного материала. В другом слу-
случае выбор указанных параметров обеспечит
наилучшее соотношение сигнал/помеха при
той же, что и на исходных записях, разре-
разрешенности. Изложенное выше предопределяет
зависимость параметров корректирующей
фильтрации от характеристик исходного вол-
волнового поля и поставленной геологической
задачи. В каждом новом районе проводят
тесты для выбора параметров,, наилучшим
образом отвечающих данным условиям.
Переменный во времени фильтр
Вследствие неупругого поглощения и рас"
сеяния в среде энергии форма сейсмического
сигнала претерпевает изменения за время
регистрации. С учетом указанных явлений
упрощенную модель сейсмической трассы
выражают уравнением
(где / — координата текущего времени; т —
координата отсчетов импульса), описывающим
p(t)=p(t)*a,(t)
a, ft)
AT
нестационарный процесс с переменными" во
времени статистическими характеристиками.
Фильтры, как согласованные, так и обрат-
обратные, должны учитывать, нестационарность
трассы. Это означает, что оператор фильтра
в каждый момент времени t должен быть на-
настроен на фактическую форму сигнала или
мгновенный частотный спектр его. Однако
такая процедура из-за больших затрат ма-
машинного времени является неоправданной.
На практике, в связи с плавным изменением
формы сигналов во времени пользуются
упрощенной модификацией, предполагая, что
сигнал в пределах некоторого отрезка вре-
времени не меняется:
S (*, Т) =
sx (t) при /0 < t < tlt
s0
при
t
ПрИ /n_
Соответственно и фильтры для такой мо-
модели будут иметь л операторов (alt a2, • ••> а.п) •
Техническая реализация процесса перемен-
переменной во времени фильтрации иллюстрируется
рис. V.32. Трассу разделяют на п интервалов
(обычно 2 < п < 6) с перекрытием А Г @,2—
0,3 с). В пределах каждого интервала филь-
фильтрацию выполняют с фильтром at- (/), рассчи-
рассчитанным на основе приведенных выше алгорит-
алгоритмов специально для этого интервала. В зо-
зонах перекрытия с тем, чтобы избежать раз-
разрывов записи на выходе, применяют сумми-
суммирование с весами, линейно меняющимися от
единицы до нуля и от нуля до единицы в ко-
конечном и начальном отрезках соседних окон,
попадающих в зону перекрытия.
Параметры переменной во времени фильтра-
фильтрации подбирают по результатам тестов с раз-
различной инвариантной во времени фильтра-
фильтрацией. Совокупность всех фильтров, обеспе-
P(t)=p(t)*a3(t)
p=p(t)*az(t)
AT
—
Рис. V.32. Пример реализации процесса переменной во времени фильтрации.
/ — исходная трасса; 2 — весовые коэффициенты в области перекрытия
273
чивающих на данном времени когерентную
запись, определяет оптимальную полосу ча-
частот для этого времени.
Многоканальные фильтры
Известно множество модификаций много-
многоканальных пространственно-временных филь-
фильтров, различающихся по исходной модели
волнового поля, времяемкости алгоритма и
конечной цели применения. В отличие от
одноканальных фильтров, базирующихся на
частотном различии полезных сигналов и
помех, многоканальные преобразования осу-
осуществляют также селекцию по признаку ка-
кажущейся скорости и степени коррелируемости
сигналов по заданным направлениям. Общая
схема многоканальной фильтрации изобра-
изображена на рис. V.22 и для (М + 1)-канального
фильтра описывается выражением
м
[ami{t)*Pi-m{t)],
м
где pi (t) — выходной сигнал на /-м канале;
pi (t) — входной сигнал на t-м канале;
ami Ь) — оператор многоканального фильтра,
который можно рассматривать как набор
М + 1 одноканальных фильтров.
Наиболее часто применяют модификации
пространственных фильтров, где оператор не
зависит от номера канала ат (t).
Многоканальные фильтры, служащие для
выделения сигналов с прямолинейными осями
синфазности. Простейшей разновидностью та-
таких фильтров является скоростной
фильтр, описываемый выражением
м
м
здесь б (t) — единичный импульс Кронекера
при '=0;
0 при t=j=O',
mkx
где Ах — шаг между каналами; vK0 — задан-
заданная кажущаяся скорость.*
Пространственная частотная характери-
характеристика скоростного фильтра
А (со,
274
• м . /l i \
sin —г- Дхсо I )
4 \ vK0 vK )
sin
1 a / 1 1
4 \ vK0 vK
-OA -0,2 0 B,2 0,4 ±-
»
Рис. V.33. Характеристика веерного фильтра
Как следует из последнего выражения,
фильтр пропускает без искажении только
компоненты с vK = vK0. Сигналы с vK Ф vKQ
ослабляются, при этом высокочастотные ком-
компоненты подавляются при меньших значе-
значениях Ао= (vK^vK0). Кроме того, скорости
ные фильтры малочувствительны на низких
частотах к изменению vK.
Отмеченных недостатков1 лишен веер-
веерный фильтр, основанный на принципах
пропускания без искажения сигналов внутри
заданного веера кажущихся скоростей — vKC <
<ук°<Сокс (где 2укС*—¦* ширина пропуска-
пропускания) и подавления регулярных сигналов вне
его (рис. V.33). Амплитудная частотная ха-
характеристика веерного фильтре выражается
уравнением
А (©, k) ~
1 --L
v
О k< —
здесь k = (alvK волновое число, характери-
характеризующее пространственную частоту (размер-
(размерность — единица на метр). Для того чтобы
веерный фильтр не вносил фазовых искаже-
искажений в обрабатываемые сигналы, фазовая ха-
характеристика его должна быть равна нулю.
Амплитудная частотная характеристика веер-
веерного фильтра приведена на рис. V.33 в отно-
1 .
сительных координатах, где ?гр = - . ,
сэгр = -п~тт • Пространственный оператор
веерного фильтра а (х, t) находится двумер-
двумерным обратным преобразованием Фурье от
частотной характеристики фильтра A (to, k).
r
-3-2-1 О 1 Z 3 U 5
т=7/2
Рис. V.34. Графическое изображение весовых
функций веерного фильтра (Q = 5, М = 8)
В дискретном представлении
a(t, x) = aqm =
Я/Д* Я/Д*
-л/At -я/Д*
1
яа(та —
= 0, ±1, ±2, .... ±Q; т = ± -у-,
здесь
± 2 * "*' ¦*-"* " 2
Графическое изображение весовых функ-
функций веерного фильтра для Q = 5 и М = 8
приведено на рис. V.34.
Другой модификацией веерной фильтрации
является веерйый режекторный фильтр, по-
подавляющий регулярные сигналы в заданном
диапазоне vK. Амплитудная частотная харак-
характеристика фильтра определяется выражением
A (to, k) =
О —
М
k< —
k>
со
Erg весовая функция a (t, x) = адт
1_ / sin nm sin nq I
т q m2-
В связи с тем, что при практической реали-
реализации весовая функция режекторного и про-
пропускающего фильтров имеет конечную, дли-
длительность, фактическая частотная характе-
характеристика веерных фильтров отличается от за-
заданной (рис. V.35). Наиболее существенным
является завал частотной характеристики
пропускающего фильтра в области низких
частот; он тем больше, чем меньше каналь-
ность фильтра и уже веер пропускания.
На рис. V-36 приведены модельные резуль-
результаты, иллюстрирующие работу веерных про-
пропускающего и режекторного фильтров.
Многоканальные фильтры, предназначенные
для подавления многократных волн. Простран-
Пространственно-временные фильтры, предназначен-
предназначенные для подавления многократных волн,
используют при обработке данных много-
многократных перекрытий. Они базируются на сле-
следующей модели сейсмического волнового поля
р (t) в пределах совокупности k трасс одной
общей глубинной точки (k = \, 2, ..., К):
pkv)=4V)+mk ен-«*<<>.
где Sk (t) — полезные сигналы — однократ-
однократные отраженные волны; m* (t) — многократ-
многократные волны-помехи; л* (/) — нерегулярные по-
помехи.
Задача многоканальной фильтрации заклю-
заключается в выделении полезного сигнала s (I)
на фоне аддитивных регулярных и нерегуляр-
нерегулярных помех. Имеются решения, обеспечива-
обеспечивающие оптимальное выделение из совокуп-
совокупности pk @ полезных сигналов Sk @ при
достаточно общих предположениях о свой-
свойствах компонент s (/), т (I) и п (t). Однако
они не получили широкого распространения
из-за значительной трудоемкости получения
исходных оценок свойств поля и вычислений.
На практике применяются методы построе-
построения многоканальных фильтрующих систем,
базирующиеся на упрощенной модели, где
предполагается, что форма регулярньйс ком-
компонент s(t) и m (t) не зависит от номера
канала k и после ввода статических и кине-
кинематических поправок полезные сигналы стро-
строго синфазны в пределах совокупности трасс
ОГТ, а многократные волны обладают оста-
остаточным запаздыванием т&:
Для исходной модели также допускается,
что случайные помехи пд (/) не коррелиро,-
ваны от трассы к трассе и с регулярными
компонентами на этой же трассе.
Простейшим видом пространственного филь-
фильтра является н а к а пливание по
общей глубинной точке:
К
МО = 2 Рл<0 =
1
2 МО-
275
Рис. V.35. Частотные характеристики веерных фильтров.
а — пропускающий фильтр, п = 12; б — пропускающий фильтр, я = 6; в — режекторный фильтр,
л = 12; г — режекторный фильтр, п = 6
При этом, если на входных трассах соот-
соотношение энергий сигнала и помех равно
1 Г mm [0J + Гпп @)
[где rss @), Гщщ @) и гя„ @) — энергии —
нулевые значения автокорреляционных функ-
функций сигналов s (/), m(t) и п (/)], то на вы-
выходе /(-кратного накапливания
(или равно) соответствующего значения авто-
автокорреляционной функции гтт @), то и в це-
целом отношение сигнал/помеха после накап-
накапливания имеет большую величину, чем до
накапливания.
Более сложной разновидностью многока-
многоканального преобразования с целью подавления
совокупности регулярных и нерегулярных
помех является Оптимальное ве-
весовое накапливание, при котором
в процессе накапливания по ОГТ каждому
каналу приписывается свой вес а^:
Первое слагаемое в знаменателе — нулевое
значение функции взаимной корреляции ком-
компоненты многократных волн на каналах i
и /. Поскольку это значение всегда меньше
276
Величины ak находят при условии, чтобы
отношение энергий помех и полезных сигна-
сигналов на выходе весового накапливания стало
наименьшим. Это условие в частотной об-
Рис. V.36. Иллюстрация \ аботы веер-
веерных фильтров.
а — исходная запись; б — результат дей-
действия пропускающего фильтра; в —¦ ре-
результат действия режекторного фильтра
ласти с учетом свойств модели волнового
поля может быть записано в виде
rmm
Ш
wt
ll
+
К
2^ake№k
dw +
к
k=\
= fiiin,
где щ — (Di —^ границы частотного спектра
кратных волн. Минимум этого выражения
обеспечивают весовые коэффициенты, най-
найденные из системы линейных уравнений:
-j-
= K2;
akWzk = Ys;
здесь
при
-\ f- akWkk = Yk;
-Ф,/) при i=f;
P, = 1 + Qni/Qm;
2
ф
X
X [sin (o2 (t/ — Xj) — sin Oj (т, — ту)].
Таким образом, искомые коэффициенты
находятся как функция некоторых констант
обрабатываемого волнового поля:
ak
п I Qn .
\ Чт
«а
Наиболее эффективным средством выделе-
выделения полезных сигналов на совокупности трасс
общей глубинной точки является опти-
оптимальная многоканальная
фильтрация.
Чтобы обеспечить наилучшее соотношение
полезного сигнала и помех на выходе си-
системы, операторы фильтра ak it) находят из
условия минимизации (в смысле среднего
квадрэтического) разности между полезным
сигналом и сигналом на выходе фильтра:
U=
Переход в спектральную область и прирав-
приравнивание к нулю частных производных по
компонентам фильтра позволяет получить
систему линейных уравнений относительно
комплексных частотных характеристик иско-
искомых фильтров. Фильтрацию можно выпол-
выполнить как в спектральной (путем перемноже-
перемножения комплексных спектров исходных, трасс
и частотных характеристик фильтров с по-
последующим обратным преобразованием Фурье
результата), так и во временной областях
путем использования обратного преобразова-
преобразования Фурье от частотных характеристик
фильтров.
В некоторых алгоритмах оптимальной мно-
многоканальной фильтрации предусмотрен учет
возможных погрешностей ввода статических
поправок и неопределенность в остаточном
запаздывании многократных волн.
Особым видом многоканальных преобра-
преобразований с целью подавления многократных
волн является алгоритм вычитания
пакетов волн. Несмотря на то, что
процедура вычитания пакетов волн не отвечает
классической схеме линейной многоканаль-
многоканальной фильтрации, где выходной сигнал полу-
получают путем свертки входных сигналов с опе-
оператором фильтра, по своим свойствам и
исходным параметрам она полностью эквива-
эквивалентна многоканальной фильтрации. Блок-
схема алгоритма вычитания пакетов волн
на сейсмограммах ОГТ приведена на
рис. V.37.
Сумму исходного набора трасс ОГТ pk (t),
представленных аддитивной смесью одно-
однократных Sk (t), многократных волн mk (t)
и случайного шума tik (t), после ввода кине-
кинематических поправок, отвечающих однократ-
однократным волнам, можно записать в виде
к
к
где
при / = 0;
при 1ф0.
Сумму этих же трасс после ввода кинематиче-
кинематических поправок, отвечающих синфазному сум-
278
Исходная /
совокупность —(
трасс ОГТ \
Суммирование
после ВВода
кинематических
поправок по закону
полезных Волн
Суммирование
после ВВода
кинематических
поправок по закону
многократных Вопи
Выходной
сигнал без
многократных
доля
Рис. V.37. Блок-схема алгоритма вычитания пакетов волн на сейсмограммах ОГТ
мированию
в виде
Рцт **' = '
многократных волн, записывают
К
1 \Г^
-jr- s (/) * > б (/ + тд) +
Л=1
If
L
1,0
0,8
0,6
о*
0,2
Пропустив эту сумму через фильтр
К
и вычтя ее из предыдущей, получим на выходе
сигнал, свободный от многократных волн
с остаточным запаздыванием т:
/5=1
1
Однако в результате преобразования иска-
искажается форма полезных сигналов и тем
больше, чем меньше кратность накаплива-
накапливания. Кроме того, оно обусловливает опре*
деленные изменения в поле нерегулярных
помех и, в частности, ослабление статиста-*
ческого эффекта подавления случайных помех.
Сравнительная оценка способов подавления
многократных волн. Общее представление
о свойствах сопоставляемых способов позво-»
ляют получить характеристики направлен-
направленности, представляющие зависимость ампли-
амплитуды сигнала на выходе преобразования как
функцию от отношения остаточного запазды-
запаздывания многократных волн к их периоду и
от параметров* задаваемых в алгоритме.
Характеристики направленности описанных
0,8
0,6
0,4
0,2
L
1,0
0,8
0,6
0,4
0,2
1,0
0,8
0,6
ОЛ
0,Z
0,59 1,18 1J6 2,35
/f
Рис. V.38. Сравнение характеристик направ-
направленности способов подавления многократных
волн (^ = 15 Гц, U = 40 Гц, К = 12).
Способы: а — накапливание па ОГТ, В = 100%;
б — оптимальное весовое накапливание, В =
= 105*120%,! Qn/Qm=l: в — оптимальный
многоканальный фильтр, В *=* 200 + 400%,
Q/n/Qi «r Q/i/Qs ^U * тт- вычитание пакетов
волн, В.^= 140*160% f
279
способов подавления многократных волн
приведен^ на рис. V.38. Их сопоставление
показывает, что оптимальная многоканаль-
многоканальная фильтрация и вычитание пакетов волн,
несмотря на принципиальное отличие алго-
алгоритмов, практически идентичны по эффек-
эффективности. Метод вычитания пакетов волн
в 1,5—2,5 раза более экономичен по затратам
машинного времени В, что определяет его
преимущество.
Оба способа по сравнению с оптимальным
весовым накапливанием обеспечивают более
глубокое подавление многократных волн
с заданным запаздыванием, но требуют боль-
больше машинного времени.
В области подавления волн с т/Г >• 1
все способы удовлетворительны, причем пре-
преимуществом оптимального весового накапли-
накапливания является то, что область подавления
включает многократные волны с широким
диапазоном остаточных запаздываний. В об-
области т/Г < 1 весовое накапливание неэф-
неэффективно, а оба других способа требуют очень
точного знания т мешающих волн; причем
при т/Г > 1 подавление многократных волн
ухудшается.
§ 58. СПЕЦИАЛЬНЫЕ АЛГОРИТМЫ
ОБРАБОТКИ
Распознавание многократных
отражений
Задача распознавания однократных и мно-
многократных отражений возникает в тех слу-
случаях, когда всеми предшествующими прие-
приемами обработки не удалось в достаточной
мере подавить многократные волны и в пред-
представляющем геологический интерес интер-
интервале разреза регистрируется интерференцион-
интерференционная картина регулярных волн, часть из ко-
которых — однократные волны, часть — много-
многократные.
На практике применяются способы распо-
распознавания, использующие отдельные отличи-
отличительные признаки кратных волн. К ним мо-
могут быть отнесены: а) кинематические харак-
характеристики кратных волн — линии нулевых
времен /0 (*), скоростные зависимости укр (/0)
и vKp (х), которые, как правило, более устой-
устойчивы и могут использоваться для распозна-
распознавания; б) периодичность регистрации сигна-
сигналов многократно-отраженных волн, выяв-
выявляемых ретрокорреляционным анализом.
Условия применения основных способов
распознавания и подавления кратных волн
приведены в табл. V.8.
Анализ кинематических параметров на-
наблюденных кратных и однократных волн по
результатам обработки (сканированию ско-
скоростей, спектрам скоростей). Априорное
280
знание основных свойств скоростного раз-
разреза района (например, увеличения скорости
с глубиной) позволяет распознавать кратные
волны на материалах скоростного (кинема-
(кинематического) анализа, в частности, по занижен-
заниженным значениям скоростных параметров.
Расчетное прогнозирование кинематических
параметров кратных волн на основе информа-
информации о верхней части разреза. Распознавание
кратных волн на временных разрезах и спек-
спектрах скоростей этим способом обеспечивается
использованием информации об отражающих
горизонтах [t0 (x); v (x); опл (t)] в верхней
части разреза, являющихся кратнообразу-
ющими границами.
Последовательность реализации алп>
ритма предусматривает следующие этапы:
1) выбор типов многократных волн или
семейств их кинематических аналогов, под-
подлежащих прогнозированию;
2) прогнозирование относительных ампли-
амплитуд и времен t0 многократных волн выбран-
выбранных типов в предположении горизонталь-
горизонтального залегания всех кратнообразующих гра-
границ с целью отбраковки волн, амплитуда
которых оказывается ниже пороговой;
3) точный расчет времен *0 (х) кратных
отражений, а также прогнозирование сред-
средней скорости с учетом негоризонтального
залегания кратнообразующих границ.
Сравнение динамических характеристик
волн. Если совокупность трасс одной общей
глубинной точки просуммировать с кинема-
кинематическими поправками xi, отвечающими син-
синфазному сложению однократных волн, а
затем эту же совокупность просуммировать
с другими кинематическими поправками т2,
соответствующими более низким эффектив-
эффективным скоростям, и сопоставить амплитуды
одной и той же волны на суммарных трас-
трассах, то амплитуда полезной однократной
волны будет при отсутствии случайных
факторов всегда больше на трассе с %1г
а многократной в большинстве случаев на
трассе с т2 х.
После обычных процедур обработки запи-
записи, включая коррекцию статических и
кинематических параметров, фильтрацию
и т. д., осуществляют выбор основной хг (t)
и вспомогательной т2 (/) функций запазды-
запаздывания. Особое внимание при этом уделяют
наиболее точному определению основной
функции. Вспомогательную функцию вы-
выбирают в области заниженных скоростей —
по отношению к основной, причем на рас-
расстоянии не ближе двойного значения воз-
возможной погрешности, с которой определена
основная функция. Затем осуществляют два
1 В некоторых моделях сред многократные'волны
характеризуются более высокими эффективными
скоростями по сравнению с полезными однократ-
однократными волнами, но ато бывает достаточно редко.
варианта накапливания с выбранными функ-
функциями тх (/) и т2 (/). На следующем этапе
на, каждом временном разрезе выделяют все
регулярные волны. Для выделения волн
применяется аппарат РНП, обеспечивающий
определение параметров по найденным раз-
разрастаниям.
Таким образом, разрезы переводятся в
совокупности регулярных волн <рх и ф2,
где каждая волна описывается набором пара-
параметров
Ф1 = Ф («1, 'i, A*i, /1, Лг);
Фг— Ф (-«2. *2> А'* /i. Л2),
где х — координата вдоль профиля; t —
время регистрации; At — наклон оси син-
фазности; / — видимая частота; А — ам-
амплитуда.
Далее по совпадению параметров (х, t,
At и /) отождествляют каждую волну на
обоих разрезах и анализируют ее ампли-
амплитуду. Если амплитуда больше на разрезе,
полученном по основной скоростной функ-
функции, — волну относят к совокупности по-
полезных однократных волн, в противном слу-
случае — к совокупности многократных волн.
Принятие решения по каждой волне допол-
дополняют признаком достоверности оценки, ко-
которая отражает, насколько надежно опоз-
опознана волна на двух разрезах и насколько
точно определен ее тип.
Полученные совокупности полезных волн
и помех строят в виде кинематических вре-
временного или глубинного разрезов; они могут
также использоваться для построения весо-
весовой матрицы, накладываемой на динами-
динамический временной разрез и обеспечивающей
увеличение амплитуд полезных отражений
и ослабление многократных.
Ретрокорреляционная обработка сейсмо-
трасс. Функция ретрокорреляции (ФРК) —
это автосвертка сейсмической трассы; она
может быть использована для приближен-
приближенного описания механизма образования мно-
многократных волн при распространении сей-
сейсмических импульсов в слоистой среде.
Поясним это на простейшей модели сейсми-
Таблица V.8
Условия применения способов распознавания и подавления кратных волн
Соотношение крутиз-
крутизны т годографов
кратных и однократ-
однократных волн
Большая крутизна
годографов кратных
волн
Одинаковая крутиз-
крутизна годографов крат-
кратных и однократных
волн
Большая крутизна
годографов кратных
волн
Любое
Соотношение
наклонов ли-
линий to(x) крат-
кратных и одно-
однократных волн
Любое
Любое
Различие
наклонов ли-
линий t0 (х)
Любое
Любое
Способы распознавания
Анализ кинематических
параметров наблюден-
наблюденных кратных и однократ-
однократных волн по результатам
обработки
Расчетное прогнозиро-
прогнозирование кинематических
параметров кратных
волн на основе информа-
информации о верхней части раз-
разреза
Сравнение динамиче-
динамических характеристик
волн — оценок интен-
интенсивности при обработке
С Т0дн @ И Ткр @
Ретрокорреляционная
обработка сейсмотрасс
Способы подавления
Вычитание кратных
волн на сейсмограммах
ОПВ или ОГТ
Вычитание кратных
волн на сейсмограммах
ОПВ или ОГТ
Вычитание кратных
волн на временных раз-
разрезах
Исключение кратных
волн из построений на
глубинных разрезах
Потрассное вычитание
функций ретрокорреля-
ретрокорреляции
281
ческой трассы, соответствующей двуслойной
среде:
00
x(t)= %AkF(t-kt'),
где F (t) — функция, описывающая форму
сейсмического импульса; А — амплитуда;
? — время регистрации однократно-отра-
однократно-отраженной волны.
В соответствии с определением ФРК авто-
автосвертка функции вычисляется согласна вы-
выражению
= *(*) **(*) =
с целью определения модели этой волны;
2) вычитании из исходной записи fi (t, г)
модели помехи, сформированной в соот-
соответствий с заданной характеристикой ее го-
годографа
где F1(t)=F(t) * F{t).
Из формулы следует, что в данном случае
ФРК представляет собой последовательность
импульсов, совпадающих по временам всту-
вступлений с многократными отражениями.
Сравнивая приведенные соотношения, мо-
можно заметить, что прогнозируемые импульбы
отличаются от регистрируемых как по форме,
так и по амплитудам. Отсюда следует, что
для эффективного вычитания прогнозиру-
прогнозируемых многократных волн необходимо пре-
предусмотреть процедуры, корректирующие
спектральный состав и амплитуды ФРК.
Укрупненная блок-схема алгоритма мо-
может быть представлена в следующем виде:
трасса—расчет ФРК—коррекция спектров—
коррекция амплитуд—вычитание. Обработ-
Обработка организуется потрассно. Эффективное ис-
использование ретрокорреляционной проце-
процедуры ограничивается, как показывают ис-
исследования, условиями пологого залегания
границ и низкого уровня фона нерегулярных
.помех.
Особое преимущество данной процедуры —
возможность выделения многократных отра-
отражений, практически не отличающихся от
однократных крутизной годографов и накло-
наклоном линий t0 (х).
Вычитание многократных
отражений
Основной способ. Основной способ вычи-
вычитания базируется на использовании апри-
априорных сведений о кинематических характе-
характеристиках многократных волн, определенных
путем прогнозных расчетов или в результате
анализа промежуточных результатов об-
обработки (спектров скоростей, временных раз-
разрезов). Он основан на такой последователь-
последовательности операций: 1) суммировании на базе п
трасс по годографу многократной волны
282
i=\
где fi (t, т) — исходная трасса; п — число
трасс на базе формирования модели; т —
годограф кратной волны.
При точной настройке на годограф крат-
кратной волны достигается полное (до нуля) ее
подавление на всех частотах. Одним из
основных факторов, влияющих на эффектив-
эффективность вычитания, является разброс фаз
кратного отражения (низкий уровень коррек-
коррекции статических поправок, изменчивость
формы колебаний и др.). Согласно исследо-
исследованиям на тестах при среднем квадратиче-
ском фазовом разбросе От « ОЛТ эффект
процедуры снижается на 25%, а при аф л?
« 0,ЗТ он теряется полностью.
Ниже приведены основные модификации
способа.
Вычитание последовательности кратных
волн. Предусматривает переменную по вре-
времени и по профилю настройку на параметры
волны-помехи на основе априорных данных
)
•,•*? Со)].
Для получения трассы, содержащей мо-
модели кратных волн на всем временном ин-
интервале вычитания, во все трассы сейсмо-
сейсмограммы вводят переменные во времени кип
нематические поправки согласно закону
Укр (А>) и проводят суммирование с нормиров-
нормировкой. После вычитания восстанавливают ис-
исходную форму годографов однократных от-
отражений. При наличии нескольких последо-
последовательностей кратных волн цикл вычитания
может быть повторен с использованием до-
дополнительных зависимостей окр (^0).
Адаптивное вычитание. Реализует про-
процедуру только в области существования
кратной волны, в результате чего уменьша-
уменьшается ослабление полезных сигналов, а также
обеспечивает автоматическую настройку на
реальную форму годографа кратной волны
(рис. V.39).
U [tu,tim(t)\ ^filU^m (t))-
Рис. V.39. Иллюстрация механизма адапта-
адаптации при вычитании кратных волн по реаль-
реальной сейсмограмме.
1 — текущая оценка энергии Е [t, х) однократ-
однократных волн; 2 — то же для кратных волн; 3 —
функция разности оценок Еип — ?._„; 4 — ло-
гическая функция адаптации R {t, х (t)\
Логическая функция адаптации
R Vo> tim {f)\ включает вычитание кратной
волны на интервале времени, для которого
в скользящем окне Т оценка энергии по
годографам x'{m (t) кратных волн
превышает оценку энергии волны по го-
годографам tTim (t) однократных волн:
Г/2 ( N
?одн['о,Т/т@] = Е ? /Vo><m<O]-
-r/2 l;=i
N
Подстройку на обычно изменчивые и труд-
ио прогнозируемые параметры кратных волн
осуществляют путем поиска максимального
значения Ео (ft) по перебираемым в веере
остаточным запаздываниям тДт кратных
волн:
Подавление среднескоростных
волн-помех
Применение этой процедуры обусловлено
стремлением в ряде случаев избавиться от
регулярных волн с кажущимися скоростями
1500—6000 м/с. При использовании рассто-
расстояний взрыв—прибор >2500 м эти волны
иногда затрудняют выделение глубоких суб-
субгоризонтальных отражений. Основные свой-
свойства среднескоростных волн следующие:
а) преобладающая прямолинейность годо-
годографов; б) нестабильность кажущихся ско-
скоростей; в) изменчивость интенсивности вдоль
фронта волны и структуры пакета этих
волн от взрыва к взрыву. Эти свойства пред-
предопределяют следующие особенности алго-
алгоритмов подавления среднескоростных по-
помех. Модель помехи вычитают по сейсмо-
сейсмограммам с общим пунктом взрыва, на ко-
которых регулярность этих волн по сравнению
с сейсмограммами ОГТ выше. Модель по-
помехи формируют для каждой трассы на не-
непротяженной базе, скользящей по оси вре-
времени t0. Это позволяет лучше уловить из-
изменчивый характер этих волн.
Формирование модели помехи М (f) осу-
осуществляют двумя способами.
Первый способ заключается в суммиро-
суммировании по заданному годографу регулярных
волн-помех
где х — направление суммирования, отве-
отвечающее преобладающему наклону годогра-
годографов помех, т — число трасс, на базе которых
формируется модель помехи. Число т обыч-
обычно должно составлять 3—5, причем с целью
повышения остроты направленности вычи-
вычитание можно осуществлять не из центральной,
а из крайней трассы скользящей базы.
Второй способ, выполняемый с помощью
пропускающего веерного фильтра gi (t,x),
требует расчета операторов фильтра, а за-
затем вычисления многоканальной свертки
его с трассой:
Аналогом этого способа является двойное
РНП-преобразование, реализуемое скользя-
скользящим суммированием суммолент РНП, по-
получаемых в заданном веере кажущихся ско-
скоростей помех. Моделирующая помеху трас-!
са вычитается из соответствующей трассы
исходной записи.
283
Рис. V.40. Пример фазового прослеживания отражающих горизонтов на разрезе ОГТ.
Разрез: а — исходный, б — контурный
Автоматизированная
корреляция волн
Под автоматической корреляцией волн под-
подразумевается выделение и прослеживание
фаз отражений без участия в этом процессе
геофизика. Во многих же задачах интерпре-
284
тации достаточно использовать не все отра-
отражения на разрезе, а только часть из них,
предварительно выбранные геофизиком.
Алгоритмы автоматизированного просле-
прослеживания базируются на прогнозировании
по известному участку границы вероятного
ее положения на следующем участке, где
в заданном окне отыскиваются экстремумы
сигнала. Прослеживаемые границы должны
быть непрерывны. Геофизик задает ряд па-
параметров: координаты начальных, конечных
и контрольных точек, предельный уровень
дисперсии времен и т. д. При использовании
одного из наиболее распространенных ал-
алгоритмов прослеживания предусматриваются
следующие операции.
1. Задание на первой базе в п трасс вре-
времени отражения на первой Гг и последней Т2
трассах базы: расчет между этими точками
прямой t (х).
2. Поиски на трассах временного разреза
относящихся к первой базе в окне / (х) ± Д
наибольших по абсолютной величине ло-
локальных экстремумов нужного знака Тм-
3. Сглаживание времен Тм полино-
полиномом 2-й степени. При этом значения берут
с весами в одном из двух вариантов: a) W =
= \Ам\ — вес равен модулю амплитуды
экстремума;
— вес равен модулю амплитуды, умножен-
умноженному на треугольную функцию, характери-
характеризующую степень отклонения Тм от ожида-
ожидаемого значения (Д — полуширина окна по-
поиска).
4. Сглаживание последовательности вре-
времен экстремумов Ti полиномом t = Og -j-
-f- axx -f- atf*. _
5. Вычисление п сглаженных значений Т/
для соответствующих Х[.
6. Вычисление среднего квадрэтического
отклонения найденных времен Т{ от значе-
значений сглаживающего полинома Т{
V
Б С*
Если а превышает заданный порог, про-
прослеживание прерывается.
7. Экстраполяция функции t (x) вперед
по ходу прослеживания на один шаг (шаг
может предусматривать смещение на одну
или несколько трасс).
8. Поиски в окне t (х) =? Д локального
экстремума (или экстремумов) и его пара-
параметров Тп+1, Ап+1, а также веса Wn+1
по приведенным выше формулам.
Далее цикл повторяют до тех пор, пока
не будет достигнута последняя заданная
трасса Xk-
Надежность прослеживания в алгоритме
контролируют по уровню дисперсии времен,
по разности средних энергий и видимого
периода на прогнозируемой и предшеству-
предшествующей ей базе, по уровню функции взаимной
корреляции, оценивающей степень подобия
формы сигнала на прогнозируемой и пред-
предшествующей базах.
Предельные значения используемых ха-
характеристик задают с учетом конкретных
сейсмогеологических условий: по уровню
наклона отражающего горизонта, который
не должен превышать заданного значения,
по выходу на контрольную точку с опреде-
определенной точностью, например, до Т/2 (где
Т — видимый период).
На рис. V.40 приведены примеры фазового
прослеживания.
§ 59. АНАЛИЗ ВОЛНОВОГО ПОЛЯ
Неотъемлемой частью любого современ-
современного комплекса цифровой обработки явля-
является набор вспомогательных программ» пред-
предназначенных для анализа сейсмической за^
писи, расчета и представления некоторых
статистических характеристик волнового по-
поля. Целью такого анализа является пред-
представление данных для решения следующих
задач:
а) оценки статистических характеристик
полезных сигналов и помех для уточнения
геометрии системы наблюдений и выбора
условий возбуждения;
б) получения данных по количественной
оценке качества первичных материалов;
в) выбора параметров некоторых обраба-
обрабатывающих программ;
г) выбора последовательности применения
программ;
д) количественной оценки эффективности
применения отдельных программ и их комп-
комплексов;
е) получения управляющих данных для
организации самонастраивающихся алго-
алгоритмов обработки.
Кроме того, некоторые статистические ха-
характеристики волнового поля могут исполь-
использоваться при геологической интерпретации.
Корреляционный анализ
является составной частью многих процедур
обработки (обратной фильтрации, коррекции
статических поправок и т. п.); он использу-
используется также для оценки степени коррелируе-
мости отсчетов одной трассы (автокорреля-»
ция) или степени подобия разных трасс
(взаимная корреляция). Автокорреляцион-
Автокорреляционную функцию грр (пг) трассы р (t) для слу-
случая равенства нулю среднего значения трассы
рассчитывают по формуле
1 м
где m = 1, 2, ...,М; At— шаг дискретиза-
дискретизации.
285
Поскольку абсолютная величина грр (т)
часто не представляет интереса, широкое
применение находит нормированная авто-
автокорреляционная функция Грр (т), более
удобная для анализа изменении формы сиг-
сигналов:
М
2 p(t)p(t-mAt)
fpp (т) = ^ .
/, рй \1)
m=l
Пример использования автокорреляцион-
автокорреляционных функций для анализа записи приведен
на рис. V.26, иллюстрирующем эффект об-
обратной фильтрации. Отсутствие последую-
последующих периодов tpp (m) после фильтрации
свидетельствует о существенном сокращении
исходного сигнала.
Взаимокорреляционную функцию Грд
трасс р (t) и q (t) определяют по формуле
1 м
Гря (т) = 4гТ> iP @ - Р (<)] [Я V -
-mAt)-q(t)]r
где
_ . ,% 1 VI
/= 1,2,...,7.
В типичном для сейсморазведки случае ра-
равенства нулю средних значений трасс q (f)
и/7@
. м
1
("О = i
т=\
Нормированную взаимокорреляционную
функцию tPq (m) рассчитывают по формуле
М
2
т==1
' m=l
м
Спектральный анализ при-
применяют в задачах изучения условий воз-
возбуждения и приема сигналов, при оценке
свойств полезных сигналов и помех, а также
при выборе параметров фильтрации. Выде-
Выделяют две основные разновидности спектраль-
спектральных оценок: амплитудные и энергетические.
Для получения амплитудных спектральных
оценок входными данными являются интер-
интервалы сейсмической трассы
или в дискретном представлении
Т
гч / а \ At v^ ., ... -/nAtoftA/
Р (n Ato) = -^— 2j P ir bt) e
Общепринятым методом выполнения пре-
преобразования Фурье на ЭВМ является ал-;
горитм быстрого преобразования Фурье
(БПФ). Если вычисление спектральных, оце-
оценок обычным способом требует выполнения
N2 операций, где iV — число отсчетов ана-
анализируемой функции, то при БПФ число опе-
операций сокращается до 2N lg N, чем обеспе-
обеспечивается значительная экономия машинного
времени. При выполнении БПФ на выходе
получаются реальная и мнимая части спектра
исходной функции:
At I*
Re(n До) = -?-- J] р (k At) cos (n ДюА: At);
At T
Im (n Afi)) = -=— У^р(к ДО sin (n A(ok At).
h- fl
Амплитудную частотную характеристику
находят по формуле
Р (ft До) = /Re* -{- lm*,
а фазовую — по формуле
Энергетические спектральные оценки полу-
получают путем Фурье-преобразования автокор-
автокорреляционной функции интервала трассы:
д k
Д(ЯД(о)=-?!-2г(*Лт)е"
С целью устранения влияния скачкооб-
скачкообразного усечения входной функции при вы-
вычислении спектральных оценок по произволь-»
ным интервалам р (t) или t (t) обычно перед
выполнением спектрального преобразования
исходную функцию сглаживают с помощью
специальной весовой функции a (f)^ обеспе-
обеспечивающей плавный переход к нулю ее кра-
краевых значений:
П
В качестве весовой функции а @ =
(*=-/,—(/ — 1), ...,—1,0,1 1-
I используют треугольную функцию
трапецеидальную функцию
при \t\<I — q;
Я
при I т-q < \i\< I,
286
косинусную функцию
i\
и помех
1 + cos я ¦
а,=-
трапецеидально-косинусную функцию
1 при \ i К J —q;
щ =
при / — q<\{[<>(.
При вычислении спектральных оценок
вдоль отражающих горизонтов с целью
уменьшения флуктуации спектров, связанных
с наложением шумов и ограниченным ин-
интервалом анализа, в алгоритмы вводят ос-
осреднение модулей спектров в окне трех—
пяти трасс. Пример вычисления энергети-?
ческих спектров в заданных интервалах
A—4) временного разреза приведен на
рис. V.41.
Оценку статистических
характеристик полезных
сигналов и помех используют во
многих задачах в качестве количественного
критерия при сопоставлении данных, эф-
эффективности процедур обработки и выборе
оптимальных параметров обрабатывающих
программ.
Наиболее полную информацию о свойствах
поля полезных сигналов и помех дает вы-
вычисление их автокорреляционных функций
и соответственно энергетических спектров.
Если сейсмическая запись р (t) есть адди-
аддитивная смесь полезных сигналов q (t) конеч-
конечной длительности [q (t) = 0 при | (\ <
<С (Г/2)] и случайных помех п (t), удовлет-
удовлетворяющих условиям нормального распре-
распределения, стационарности и эргодичности с
убыванием их пространственно-временной
корреляции не медленнее, чем по экспонен-
экспоненциальному закону, то по набору каналов /С
можно получить достоверные оценки авто-
автокорреляционных функций полезного сигнала
X
е
Т/2 К
? Е
t=-T/2 fe=l
1
X
X
Г * 1 Tv 11
U=i J U=i J J
K{k-\)
7/2 К
¦ s E Pk(t)Pk(t+i)-
t=-T/2 k=
112 Г К 1 Г tf
- s
Спектры мощности полезного сигнала и
помех могут быть определены путем Фурье-
преобразования от автокорреляционных фун-
функций гд (т) и гп (т). Пример вычисления
энергетических спектров полезных сигналов
и помех приведен на рис. V.42.
Поскольку в приведенных оценках ис-
используют вычисление автокорреляционных
функций, то они могут быть применены для
анализа протяженных интервалов, причем все
полезные сигналы в пределах окна Т должны
быть строго синфазны. Это ограничение об-
обходят путем расчета амплитудных и энерге-
энергетических оценок полезного сигнала и помех
непосредственно по каждой отдельной волне.
Если представить волновое поле как ад-
аддитивную смесь регулярных полезных волн
и случайного шума (рис. V.43)
Где i — номер выборки на канале /, то в ка-
качестве средней амплитуды полезного сигнала
можно принять величину
Aq = (tfHMM + l) Х
-m)+K
ш+М
где k — номер первой анализируемой вы-
выборки; т — номер первого анализируемого
канала; k + 1 — число выборок .одного ка-
канала, включаемых в анализ; Af -f- I — число
каналов, включаемых в анализ; Р — коэф-
коэффициент, определяющий кажущуюся ско-
скорость анализируемой волны.
Среднюю амплитуду случайных помех
характеризует величина абсолютных значе-
значений разностей суммарной трассы и одиночных
трасс:
1
X
m+M
ft+P {j-m)+K m+M
х. S E
Энергию полезного сигнала Gq и помех Gn
вычисляют по формулам, аналогичным оп-
287
Рис. V.41. Пример вычисления энергетических спектров в заданных1
интервалах временного разреза
0,5
7,0
^nr tf
^
•i>>fTt>u>tu.~i'':ri4i
100%
87%
/3%
0 20 40 0 ZO 40 0 20 40 f, Гц
-uctuu-ua.
^'.ii^^qptS» 0 20 40 0 20 40 О 20 40 f,fu,
Phc. V.42. Пример вычисления энергетических спектров полезных сигналов и помех.
а — суммарный энергетический спектр; б — энергетический спектр полезных сигналов; в — энергети»
ческий спектр помех.
Цифры в % показывают относительную энергию компонент в суммарном спектре
Pi М
т+М
т
Рис. V.43. Модель реального волнового поля (к расчету величин Ая и Ап)
10 Зак 80
Рис. V.44. Модель автокорреляционной функции (к количественной
оценке разрешенности сейсмической записи)
ределению нулевого значения функций
автокорреляции полезного сигнала и помех:
(j-m)
Г /т+М
т+М
налов от близко расположенных границ;
она определяется длительностью колебаний
единичного отражения. Поскольку длитель-
длительность отраженного импульса в общем слу-
случае непосредственно измерена быть не может,
разрешенность записи оценивается на основе
измерения параметров автокорреляционных
функций трасс.
За количественную оценку разрешенност»
принята величина
X
(т+М \21
Общепринятой оценкой характеристики
сигнал/помеха является отношение макси-
максимальной амплитуды полезного сигнала к
среднему квадрэтическому уровню случай-
случайных помех:
Оценка разрешенности
сейсмической записи необхо-
необходима при анализе некоторых процедур об-
обработки и прежде всего различных модифи-
модификаций обратных и корректирующих филь-
фильтров. Разрешенность записи — величина, ха-
характеризующая возможность разделения сиг-
290
где 9 — ширина главного полупериода авто-
автокорреляционной функции; Si — площадь
главного полупериода; S2_4 —суммарная пло-
X=0J6t
Рис. V.45. Примеры импульсов (а), их авто-
автокорреляционных функций (б) и оценки раз-
разрешенности Я,
«цадь последующих трех полупериодов
<рис. V.44).
Первый сомножитель определяет обратно
пропорциональную зависимость коэффици-
коэффициента разрешенности от видимого периода
отраженного сигнала, численно равного ши-
ширине главного полупериода функции г (т).
Второй сомножитель определяет зависимость
разрешенности записи от числа и относитель-
относительной величины периодов импульса. Выбор
трех полупериодов г (т) обусловлен тем,
что длительность большинства реальных им-
импульсов составляет четыре полупериода.
На рис. V,45 приведены примеры импульсов,
их автокорреляционные функции и соот-
соответствующие значения коэффициента X. Для
практических задач имеет смысл не абслют-
ная величина А,, а отношение "К к некоторому
эталону (например, разрешенности первич-
первичной необработанной записи).
§ 60. КОМПЛЕКСЫ ОБРАБОТКИ,
ГРАФЫ
Многообразие сейсмогеологических усло-
условий [предопределяет использование широкого
набора программ, обеспечивающих реали-
реализацию того или иного алгоритма. Из всей
совокупности программ с помощью специали-
специализированной системы могут быть сформиро-
сформированы различные комплексы, позволяющие
выполнять обработку по заданному графу.
Выбор того или иного графа обработки —
последовательности геофизических процедур,
обеспечивающих оптимальное решение ге-
геолого-геофизической задачи, — определя-
определяется рядом факторов. Выбор оптимального
графа зависит от степени сейсмогеологи-
ческой изученности данного района. Чем
ближе априорные параметры, задаваемые
геофизиком, к оптимальным, тем меньше
процедур обработки выполняется на ЭВМ,
тем более простым и менее времяемким
является граф обработки. Под оптимальным
графом понимается такой набор процедур,
при котором обеспечивается решение задачи
с минимальными затратами машинного вре-
времени и труда. Выбор графа определяется
видом, целью обработки, техническими сред-
средствами (мощностью ЭВМ) и временем.
Граф предварительной об-
обработки включает в себя комплексы
процедур, обеспечивающих решение следу-
следующих задач: а) анализ качества сейсмиче-
сейсмической записи и соответствия применяемой
методики наблюдений и регистрации харак-
характеру решаемой задачи; б) оперативная оцен-
оценка геологического строения района работ
с целью оптимизации сети разведочных
10*
профилей; в) подготовка сейсмической за*
писи для стандартной либо детальной обра-
ботки; выбор графа стандартной (детальной)
обработки и уточнение априорных пара-
параметров.
Эти задачи обычно решают с помощью
следующих процедур: демультиплексиро»
вание (в случае цифровой регистрации),
полосовая фильтрация, регулировка записи*
ввод априорных статических и кинематиче-
кинематических поправок, суммирование по ОГТ, обрат-
обратная фильтрация (не всегда). Для решения
частных задач оценки качества материала
могут быть сформированы сейсмограммы
ОПВ и ОПП, а для последующей коррекции
статических поправок построены по трас-
трассам, ближайшим к пункту взрыва либо
пункту приема, временные разрезы ОПВ
и ОПП.
Граф стандартной обра-
обработки включает обязательные процедуры
обеспечивающие построение оптимального
временного разреза. К ним относятся регу-
регулировка (восстановление) амплитуд, поло-
полосовая и обратная фильтрации исходных
сейсмограмм, определение оптимальных ки-
кинематических и статических поправок, ввод
скорректированных статических и кинема-
кинематических поправок, суммирование по ОГТ,
обратная фильтрация временного разреза.
Отдельные из перечисленных процедур мо-
могут быть выполнены на предшествующем
этапе.
Отличительная особенность стандартного
и всех последующих более сложных графов
обработки — цикличность ряда процедур.
Например, коррекция статических поправок
может выполняться не за один акт обработки,
а за два и более. Поскольку коррекция
статических поправок выполняется по вре-
временам волн, соответствующих какому-либо
фиксированному горизонту, найденные по-
поправки могут включать в себя помимо ста-
статической составляющей кинематические по-
погрешности для опорного горизонта. Поэтому
в условиях, когда на разрезе следится не-
несколько достаточно выдержанных горизон-
горизонтов, коррекцию статических поправок можно
выполнять по каждому из них, а результи-
результирующий временной разрез строить путем
последовательной стыковки интервалов за-
записи, каждый из которых получен для своих
скорректированных поправок.
Процедуры коррекции статических и ки-
кинематических поправок тесно связаны друг
с другом. Часто в сложных условиях после
повторного цикла коррекции статических
поправок вновь возвращаются к процедуре
коррекции кинематических поправок. В этом
смысле граф стандартной обработки пред-
представляет собой спиральный процесс с част,
ным возвратом к предыдущим этапам. Фак.
291
тически в процессе прохождения всего графа
реализуется сложный итеративный алгоритм,
однако адаптация проходит при непосред-
непосредственном участии геофизика-интерпретатора,
который принимает решение на наиболее
сложных этапах.
Граф детальной обработки
не является самостоятельной цепочкой про-
процедур, принципиально отличающейся от
стандартной обработки. Стандартный граф
в Целом является ядром детальной обра-
обработки. Если конечным результатом- стандарт-
стандартной обработки является временной разрез,
то окончательный результат детальной об-
обработки — глубинный динамический раз-
разрез. Поэтому в обработку включают проце-
процедуры определения скоростной модели среды
(прослеживание наиболее выдержанных гори-
горизонтов, построение вдоль них горизонталь-
горизонтальных спектров, их интерпретацию, определе-
определение скоростных параметров разреза) и дина-
динамического сейсмического сноса.
Граф нестандартной обра-
обработки состоит из процедур, которые ис-
используют лишь при решении специальных
задач. Графы стандартной и детальной об-
обработки включают в себя широкий спектр
алгоритмических процедур, обеспечивающих
решение задач структурной сейсморазведки
способом ОГТ вдоль прямолинейных про-
продольных профилей. При отклонении от стан-
стандартных систем наблюдений (криволинейный
продольный профиль, непродольный пря-
прямолинейный профиль, системы площадного
профилирования и т. д.) либо при изучении
крутых границ, а также при прогнозировав
нии геологического разреза, применяют не-
нестандартные! графы обработки.
ГЛАВА VI
ИНТЕРПРЕТАЦИЯ
Основное содержание интерпрета-
интерпретации составляет решение обратных кинема-
кинематических и динамических задач сейсмораз-
сейсморазведки с целью установления формы и поло-
положения геологических границ, прогнозиро-
прогнозирования вещественного состава и физического
состояния горных пород. Интерпретации
подлежат очищенные от помех сейсмограммы,
временные разрезы,, поля времен, годографы
и кинематические параметры выделенных
волн, динамические характеристики волно-
волнового поля и другие результаты, получен-
полученные при обработке сейсмических записей.
Четкая грань между этапами обработки и
интерпретации данных отсутствует. Многие
приемы обработки и интерпретации взаимно
переплетаются и могут быть отнесены и к пер-
первому, и ко второму этапу.
§ 61. КОРРЕЛЯЦИЯ ВОЛН
И АНАЛИЗ ВРЕМЕННЫХ
РАЗРЕЗОВ [32, 84]
Основные принципы
и виды корреляции
Корреляцией (фазовой кор-
корреляцией) волн называют про-
процесс последовательного прослеживания от
трассы к трассе какой-либо особенности (фа-
(фазы) волны. Основные принципы и приемы
корреляции волн являются общими для
отдельных сейсмограмм и временных раз-
разрезов. Так как обычно не удается уверенно
выделить момент прихода фронта (вступле-
(вступление) волны, то при фазовой корреляции про-
прослеживают какой-либо экстремум (макси-
(максимум или минимум) колебания. При доста-
достаточно близком расположении точек приема
время и форма колебаний меняются незна-
незначительно, что позволяет отождествлять фазу
на соседних трассах.
Линию, соединяющую одинаковые фазы
колебаний, вызванных одной и той же вол-
волной на разных трассах, называют осью
синфазности. Эта линия представляет
собой годограф фазы волны в масштабе
сейсмограммы.
Отождествление волн производят по со-
совокупности динамических и кинематических
признаков, важнейшими из которых явля-
являются: 1) повторяемость формы записи —
видимых периодов* соотношения амплитуд
основных и дополнительных экстремумов
импульса на соседних трассах; 2) плавное
изменение кажущейся скорости и амплитуд
по мере изменения расстояния от источника.
Различают следующие виды корреляции:
позиционную, транспозиционную, азиму-
тально-фазовую и групповую.
Позиционной корреля-
Позиционной корреляцией называют прослеживание волн на
записях трасс, подобранных по ОТВ, ОТП,
ОГТ, т. е. полученных при небольших из-
изменениях положения (позиции) приемников
или (и) источников.
Транспозиционной кор-
Транспозиционной корреляцией называют прослеживание
волн на трассах, относящихся к взаимным
точкам, которые могут быть удалены на
значительные расстояния друг от друга.
Согласно принципу взаимности времена при-
прихода волн и форма записи во взаимных
точках должны быть одинаковы. На прак-
практике принцип взаимности соблюдается не-
нестрого из-за различий условий возбуждения
или приема и характеристик направлен-
направленности приемника или источника.
Азимутально-фазовой кор-
корреляцией называют прослеживание волн
по азимутальным сейсмограммам, получен-
полученным в одной точке наблюдений при различ-
различных направлениях оси максимальной чув-
чувствительности приемника. На основании
азимутально-фазовой корреляции определяют
тип волны. Основными критериями выделе-
выделения продольных и линейно-поляризованных
293
поперечных волн при азимутальной корре-
корреляции являются: 1) вертикальность оси
синфазности; 2) близость формы записи на
всех каналах: 3) косинусоидальный закон
изменения амплитуды в функции азимута
сейсмоприемника. Только наличие всех этих
признаков позволяет выделить линейно-по-
линейно-поляризованное колебание. Для продольных
волн, кроме того, характерны малые раз-
различия амплитуд колебаний на соседних ка-
каналах, для поперечных — обращение фазы
на 180° при сохранении косинусоидального
закона изменения амплитуд. Основным кри-
критерием выделения поверхностных или ин-
интерференционных поверхностных волн яв-1
ляется наклонная или криволинейная ось
синфазности.
На кусочно-непрерывных профилях, а
также при невозможности Провести фазо-
фазовую корреляцию применяют группо-
групповую корреляцию, или корреляцию
групп волн. При идентификации фаз исхо-
исходят из постоянства записи опорных волн
и учитывают взаимное положение осей син-
синфазности разных волн.
Общие приемы корреляции
Выбор фазы. Фазу выбирают возможно
ближе к началу импульса. При затухании
начальных фаз волны с удалением от ис-
источника, что особенно характерно для пре-
преломленных волн, а также в иных случаях
ухудшения прослеживаемости выбранной
фазы переходят на другую фазу импульса.
На интервале перехода и при затруднениях
корреляции прослеживают параллельно две
фазы и более.
Корреляция в зонах интерференции. Раз-
Различают следующие виды интерференции:
1) регулярных волн, 2) регулярных и слу-
случайных волн; 3) нерегулярных волн. Наиболь-
Наибольшие трудности при корреляции возникают
в зонах интерференции регулярных волн.
Для этих зон характерны: осложнение фор-
формы записи на протяженных участках про-
профилей, постепенное схождение и примыка-
примыкание осей синфазности, изменения кажущей-
кажущейся скорости, чередование областей уменьше-
уменьшения и увеличения амплитуд. Спектры волн
отличаются несколькими экстремумами, и
форма спектров меняется по профилю в ра-
рабочем диапазоне частот.
Основными приемами корреляции волн
через зону интерференции являются: 1) ото-
отождествление прослеживаемого импульса по
его динамическим особенностям, что воз-
возможно для волн, отличающихся по амплиту-
амплитудам и частотам; 2) интерполяция осей син-
синфазности, основанная на изучении законо-
закономерностей формы годографов интерфери-
294
рующих волн. При наличии нескольких групп
отражений отождествление фаз после зоны
интерференции проводят по признаку сох-
сохранения промежутка времени Д* между
двумя импульсами.
Автоматизация фазовой корреляции. При-
Применяются специальные устройства или вы-
вычислительные программы, основанные на
различных способах регулируемого направ-
направленного анализа (РНА) (см. § 64).
Распознавание и особенности
корреляции волн различных
типов
Распознавание отраженных, преломленных
и рефрагированных волн* Основные критерии
распознавания волн в областях раздельной
регистрации.
L Отраженные волны регистрируются
вблизи и вдали от источника в последующих
вступлениях. Их корреляцию всегда произ-
производят по фазам. Годографы криволинейны,
гиперболичны, кажущиеся скорости велики
вблизи источника и обычно уменьшаются
по мере удаления от него.
2. Преломленные волны начинают реги-
регистрироваться лишь на некотором расстоянии
от источника, преимущественно в области
первых вступлений. Их годографы, как пра-
правило, прямолинейны и даже в простейшем
случае горизонтально-слоистой среды пере-
пересекаются между собой, поэтому при корре-
корреляции необходимо использовать динамиче-
динамические особенности волн. Нагоняющие годо-
годографы параллельны.
3. Для рефрагированных волн характерны
криволинейная форма годографов и сбли-
сближение нагоняющих годографов.
Основные критерии распознавания волн
в областях совместной регистрации за началь-
начальной точкой следующие.
1. Различия в форме годографов и в их
наклоне. Кажущаяся скорость отраженных
волн меньше, чем преломленных, а прелом-
преломленных меньше, чем рефрагированных. Эти
различия заметны в средах с сильной скоро-
скоростной дифференциацией.
2. Соотношение нагоняющих годографов.
Для преломленных волн годографы парал-
параллельны, для рефрагированных — сходятся,
для отраженных —' расходятся. При удале-
удалении от источника, годограф отраженной
волны по нагоняемой системе и годограф
преломленной волны по нагоняющей системе
также непараллельны. Возможны следующие
случаи:
1) кажущаяся скорость по нагоняющему
годографу больше, чем по нагоняемому, —
отраженные волны зарегистрированы при
углах падения, больших предельного;
2) кажущаяся скорость по нагоняющему
годографу меньше, чем по нагоняемому, —
отраженные волны зарегистрированы при
углах падения, меньших предельного.
3. Форма и положение границ раздела на
разрезе. Например, если граница горизон-
горизонтальна и годограф преломленной или рефра-
гированной волны принят за годограф отра-
отраженной волны, то получается криволинейная
граница, испытывающая подъем.
4. Значения эффективной скорости од,
определенной по наблюденному годографу,
принятому за годограф отраженной волны.
Для рефрагированных и преломленных волн
од превышает среднюю скорость по сейсмо-
каротажу и возрастает с увеличением длины
годографа за счет его отличия от гиперболы.
5. Особенности динамики волн. По форме
графиков изменения амплитуд волн с рас-
расстоянием может быть уточнена область ин-
интерференции отраженных и преломленных
волн.
Распознавание дифрагированных и боко-
боковых волн. Эти виды волн обычно регистри-
регистрируют в условиях резких поверхностных либо
глубинных неоднородностей: зон разрывных
нарушений, резких изменений мощностей
отдельных слоев, рифов, зон замещения и
т. п. Их распознают на сейсмограммах и вре-
временных разрезах по аномально большим зна-
значениям кривизны и наклона осей синфазно-
сти, заниженным величинам од, аномально
быстрому затуханию и слабой интенсивности.
Эти волны по-разному проявляются на вре-
временных разрезах ОТП, ОТВ и ОГТ.
Дифрагированные и боковые волны при об-
обработке несколько ослабляются Д-преобра-
зованием [105]. В результате Д-преобразо-
вания ось синфазности дифрагированной вол-
волны свертывается в малую область, а боковой
волны — сокращается по длине. Усгране-
ние боковых волн полевыми методическими
средствами см. в § 70, 71.
Особенности корреляции и распознавания
обменных волн. Интенсивные обменные волны
возникают в условиях сильной скоростной
дифференциации. Они регистрируются на
больших временах, чем соответствующие про-
продольные, и часто вне области интенсивных
помех, возбуждаемых взрывом. Для них
характерна более сильная, чем для продоль-
продольных волн, зависимость формы записи от
условий установки приемников. При корре-
корреляции необходимо дополнительно учитывать
следующие обстоятельства.
1» Для неизменной ориентировки горизон-
горизонтальных приемников на встречных системах
и по разные стороны от пункта возбуждения
происходит обращение фазы колебания.
В этом случае при корреляции следует пере-
переходить с максимума на минимум, или нао-
наоборот.
2. Во взаимных точках может не соблю-
соблюдаться строгое совпадение времен прихода
волн из-за негоризонтальности границ раз-
раздела и изменчивости скоростей vp и о„
в горизонтальном направлении.
3. В случаях, когда форма колебаний об-
обменных волн неустойчива, но нет сомнения,
что волны, зарегистрированные из разных
пунктов взрыва, соответствуют одной и той
же границе, целесообразно проводить увязку
не по годографам, а непосредственно на
разрезе.
4.. Обменные отраженные волны не реги-
регистрируются вблизи пункта взрыва. Интен-
Интенсивность их возрастает с удалением от пункта
взрыва до расстояний, часто превышаю-
превышающих критические; на некотором интервале
интенсивность сохраняется постоянной и
затем плавно убывает.
5. Эффективная скорость, вычисленная по
годографам обменных волн v^ (O(jM)» заметно
меньше од, рассчитанной по годографам
продольных отраженных волн. Для волн
типа PS
Оэф (обм) =
6. Обменные преломленные волны регистри-
регистрируются только в последующих вступлениях.
Интервалы их прослеживаемости часто зна-
значительно больше таковых для продольных
волн, соответствующих тем же границам.
Интенсивность обменных преломленных волн
убывает с удалением от источника.
Изменение типа преломленных волн мо-
может происходить на различных участках
их пути. Признаки типа волны в последней
части пути (при подходе к поверхности на-
наблюдений): 1) горизонтальная составляющая
смещения продольной волны и вертикальная
составляющая смещения поперечной волны
имеют малую амплитуду; 2) времена прихода
продольных и поперечных волн могут точно
совпадать лишь случайно и не во всех точках
наблюдения; 3) форма годографов волн,
подходящих к поверхности наблюдений как
волны Р и S, различна в связи с неодинако-
неодинаковым влиянием рельефа и неоднородностей
ВЧР; 4) волны различного типа различаются
на записях, полученных с помощью азиму-
азимутальных установок на поверхности и в сква-
скважинах.
Распознавание типа преломленной волны
на участке ее пути вдоль преломляющей
границы производится главным образом на
основании сопоставления величин кажу-
кажущихся и граничных скоростей. Более стро-
строгое определение типа волны может быть
проведено путем сопоставления записей го-
горизонтальных и вертикальных составляющих
при скважинных наблюдениях [23].
295
Распознавание однократных и многократ-
многократных волн [84]. Основные критерии распозна-
распознавания отраженных однократных и много-
многократных волн.
1. Соотношения времен прихода волн и
форм осей синфазности. Смещения абсцисс
минимума годографа однократного *0A) и
n-кратного х^п) отражений связаны уравне-
уравнением
х(п\
4
sin«<p '
где ф — угол наклона границы раздела. Вре-
Времена однократного t^ и л-кратного t^ от-
отражений на пунктах взрыва связаны приб-
приближенным уравнением
An, __
sinmp
sin<p
_
sinmp
При горизонтальном залегании границы
раздела t^ = ntf*\ т. е. наблюдается крат-
кратность времен, при наклонном залегании
Соотношения времен в минимумах годо-
годографов подчиняются условию
fi)
min
min
8|П_ПфСО8Лф
п SU1 ф cos ф
Приведенные соотношения справедливы
только после учета разности фаз и уровня
приведения. Для частично-кратных отраже-
отражений наблюдаются более сложные зависимости.
2. Соотношение между эффективными ско-
скоростями. Величина иЭф кратной отраженной
волны, как и однократной, зависит от сред-
средней скорости оср на пути распространения.
Обычно оСр монотонно возрастает с увеличе-
увеличением глубины или t0, поэтому 1>эф многократ-
многократных волн меньше, чем vcp и ©эф однократных
отражений на соответствующем времени t0.
Частично-кратные волны, повторно проходя-
проходящие высокоскоростные пласты, могут иметь
эффективные скорости, близкие к оЭф одно-
однократных волн или даже превышать их.
3. Взаимное расположение границ на раз-
разрезе. Этот признак применим к границам
с большими углами наклона (ф >• 5 ). Лож-
Ложная отражающая граница", построенная по
годографу n-кратной волны, наклонена под
углом, в п раз большим, чем угол наклона
истинной границы. На разрезе проводят
оценку реальности отражающих границ с уче-
учетом имеющихся сведений о геологическом
строении.
4. Интенсивность волн. Амплитуды крат-
кратных волн в среднем меньше амплитуд од-
однократных волн и убывают с увеличением
кратности. Исключение составляют суммар-
суммарные кратные волны [55].
296
5. Соотношение формы записи однократ-
однократных и многократных волн. Они близки между
собой, однако иногда максимум спектра
многократных волн сдвинут в сторону ниж-
нижних частот по сравнению с однократными
в связи с разным поглощением на путях
распространения волн. В этом случае мо-
можно несколько ослабить кратные отражения
с помощью высокочастотной фильтрации.
Однако возможны и противоположные соот-
соотношения частот.
6. Обращение фазы (для полнократных
волн).
Основные критерии распознавания пре-
ломленно-отраженных (ПО) и отраженно-
преломленных (ОП) однократных и много-
многократных волн.
1. Годографы преломленных волн и волн
ОП параллельны. В тонкослоистой, слабо-
Дифференцированной среде могут возникать
однократные волны, соответствующие раз-
разным границам, при практической параллель-
параллельности годографов. Поэтому признак парал-
параллельности годографов недостаточен для оп-
определения волн ОП. Дополнительным крите-
критерием является соотношение между време-
временами прихода однократной (^01) и кратной
волн ОП. Для двукратной волны
_ sin 2ф cos (t 4- ф) ,
~ ~Ш~^ c^sl 01'
где I — критический угол.
При небольших углах наклона ф < 10°
_ о cos (i + ф) 4
to2~2 Ш2 tov
2. Годографы преломленных волн и волн
ПО параллельны только в случае ф = 0.
При ф > 0 (по падению границы) vK волн
ОП меньше vK преломленных волн, а при
Ф < 0 (по восстанию границы) — больше.
Величина tQ2 определяется по предыдущим
формулам.
3. Волны ОП и ПО могут наблюдаться
в непосредственной близости к пункту взры-
взрыва в сторону восстания границы.
Волны ОП и ПО большой кратности могут
накладываться на однократные отраженные
волны, затрудняя их прослеживание. Для
разделения волн в этих условиях применяют
РНП, чему способствует значительное разли-
различие кажущихся скоростей отраженных волн
и волн ОП и ПО при небольших удалениях
от источника и пологом залегании границ.
Для распознавания кратных волн особенно
эффективно использование перечисленных
критериев совместно с данными вертикаль-
вертикального сейсмического профилирования (ВСП)
[23] и расчета синтетических сейсмограмм
[29]. По данным ВСП устанавливают срав-
сравнительную интенсивность однократных и
многократных волн, выявляют границы, на
которых возникают наиболее интенсивные
кратные волны, обнаруживают различия
в спектральном составе. Таким образом,
можно установить наиболее выгодные рас-
расстояния взрыв — прибор для наблюдения
однократных волн, а также подобрать пара-
параметры воспроизводящей аппаратуры для ос-
ослабления многократных волн. Сравнение
наблюденных сейсмограмм с синтетическими,
рассчитанными с учетом только однократных
отражений и различных видов кратности,
позволяет выбрать наиболее реальную модель
волнового поля.
Причины осложнения корреляции
Осложнения корреляции могут быть обус-
обусловлены: 1) изменением условий образования
и распространения волн; 2) интерференцией
прослеживаемой волны с другими волнами,
полезными или помехами. Причины первой
группы связаны с изменениями: а) поверх-
поверхностных условий, б) условий прохождения
волны, в) физических свойств и геометрии
отражающей или преломляющей границы.
Изменения поверхностных
условий: колебания рельефа, изменение
упругих свойств поверхностного слоя —
приводят к искривлению осей синфазности,
изменению частот и амплитуд колебаний.
Изменение поверхностных условий одина-
одинаковым образом нарушает корреляцию почти
всех волн на сейсмограмме. Систематические
и случайные искажения времен неполностью
учитываются статическими поправками. Поэ-
Поэтому при накоплении по ОГТ возможно не-
несинфазное суммирование полезных волн и
соответственно нарушение их корреляции.
Изменения условий прохо-
прохождения волн определяются формой
промежуточных границ, поглощающими свой-
свойствами среды и рассеянием волн. Наклонные
и криволинейные промежуточные границы
(линзы, рифы, соляные купола), стратиграфо-
литологические несогласия и дизъюнктивные
нарушения создают сложные оси синфаз-
синфазности с разрывами, петлями и резкими коле-
колебаниями интенсивности волн. Изменение
поглощающих свойств покрывающей толщи
(например, увеличение поглощения в насы-
насыщенных нефтью и газом породах) и рассея-
рассеяние волн на промежуточных границах при-
приводят к изменениям динамических особен-
особенностей коррелируемых волн.
Изменения физических
свойств и геометрии отра-
отражающих или преломляющих
границ: литолого-фациальные изменения
пород в области границы, выклинивание
пласта, тектонические нарушения и связан-
связанные с ними разрывы границ» контакты Q ин,-
трузивными телами (резкие наклоны, криво,-
линейность, шероховатость границ и т,^цг)
определяют кинематические и динамические
особенности соответствующих волн и условия
их корреляции.
Обнаружение
разрывных нарушений
и зон неоднородностей
Для отраженных волн при нали-
наличии сбросов с большой амплитудой иногда
наблюдается быстрое ослабление колебаний
и появление сходных по форме колебаний
со сдвигом во времени. В зависимости от
характера и мощности зоны нарушений оси
синфазности, прослеживаемые по обе сто-
стороны от нее, могут либо перекрываться, либо
образовывать зону отсутствия отражений.
Может наблюдаться дифрагированная волна
от линии разрыва пласта — группа быстро
затухающих колебаний; оси синфазности их
непрерывно связываются с осями синфаз-
синфазности отражения. Иногда регистрируется
волна, отраженная от плоскости сбрасыва-
сбрасывателя; оси синфазности ее круто наклонены.
В условиях кристаллических толщ уве-
уверенно регистрируются отражения от пласто-
образных зон тектонического дробления, как
правило, сопровождающих разрывные на-
нарушения. Такие волны образуют наклонные
иногда перекрещивающиеся оси синфаз-
синфазности. В осадочных толщах непосредственные
отражения от зон разрывов отмечаются менее
уверенно на фоне обычных отражений. Тем
не менее они могут быть выделены на сейсмо-
сейсмограммах и временных разрезах однократ-
однократного профилирования и использованы для
пространственных построений плоскостей раз-
разрывов.
Использование указанной совокупности
признаков позволяет обнаруживать и кар-
картировать разрывные нарушения. В сложных
условиях целесообразно применять специаль-
специальные приемы обработки, например РНП,
веерную фильтрацию, которые позволяют
выделять волны с крутонаклонными осями
синфазности, дифракционные преобразова-
преобразования, способствующие ^стягиванию» дифра-
дифрагированных волн на временных разрезах^
Важнейшими признаками зон резких ла-
латеральных неоднородностей типа рифов и
соляных куполов являются: 1) значительные
изменения интенсивности (вплоть до пол-
полного исчезновения) и интервала прослежива-
прослеживания отражений; 2) резко несогласное зале-
залегание отражающих границ; 3) сильные из-
изменения интенсивности и времен регистра-
регистрации отражений от пород, подстилающих
неоднородную толщу; 4) значительные вер-
297
тикальные и горизонтальные градиенты эф-
эффективных скоростей: 5) сложная часто асим-
асимметричная форма аномальных зон сейсми-
сейсмической записи на временном разрезе.
При корреляции преломлен-
преломленных волнв случаях выклинивания слоев
и тектонических нарушений появляются
дифрагированные волны, отмечается разрыв
и смещение осей синфазности. Когда источ-
источник расположен со стороны приподнятого
крыла сброса, преломленная волна резко
затухает, вблизи этого участка обнаружи-
обнаруживается новая ось синфазности, сдвинутая
в сторону больших времен. Если источник
находится со стороны опущенного крыла
сброса, волновая картина менее отчетлива;
при этом также отмечается разрыв оси син-
синфазности и появление за сбросом новой оси,
сдвинутой в сторону меньших времен.
§ 62. ВЫРАВНИВАНИЕ
ПАРАМЕТРОВ ВОЛН
По материалам скважинных или наземных
сейсмических наблюдений определяют время t
прихода волны (первые вступления или ви-
видимый экстремум в конкретном диапазоне
частот), амплитуду А (относящуюся к ви-
видимому экстремуму или к одной из состав-
составляющих амплитудного спектра), видимый
период Т и другие параметры. При решении
обратных кинематических и динамических
задач используют величины t, A, T и их
производные по различным направлениям.
Эти параметры осложнены систематическими
и случайными погрешностями. Систематичес-
Систематические искажения ослабляют путем комбиниро-
комбинированной обработки данных (см.§ 64 и § 67).Для
подавления случайных погрешностей приме-
применяют выравнивание (сглаживание) данных.
Ниже рассмотрены две разновидности вырав-
выравнивания: 1) оценка параметров зависимостей
известного вида, 2) сглаживание зависимо-
зависимостей неизвестного вида для оценки пара-
параметров, интерполяции или выделения ано-
аномалии изучаемой величины на фоне помех.
Оценка параметров
зависимостей известного вида
Параметры a,] (j = 1, 2 J) зависимо-
зависимости / (х) определяют по ряду наблюденных
значений т)/ = tj (xt) (i= 1, 2, .... /), при-
причем обычно | ^> /. Случайные погрешности
г (х) = т) (х) — / (х) подчинены некоторому
закону распределения вероятности Ф (г).
? Метод максимального правдоподобия. Плот-
Плотность вероятности совместного появления
совокупности значений тц, т)а, ...» щ на-
называют функцией правдоподо-
298
бия L (т|!, т|2, ..., т)/; аи я2, —• °j) =
= П Ф (г,).
Метод максимального правдоподобия
(ММП) состоит в том, что в качестве оценок
неизвестных параметров alt a^, ..., ау выби-
выбираются значения максимизирующие функцию
правдоподобия. ^
Если измеряемая величина подчинена нор-
нормальному закону, то функция правдоподо-
правдоподобия имеет максимум при условии
которое представляет собой условие метода
наименьших квадратов (МНК). Широко при-
применяемый в статистике МНК является част-
частным случаем более общего метода ММП
и полностью тождествен ему при нормаль-
нормальном законе распределения погрешностей и
отсутствии корреляционных связей погреш-
погрешностей измерений.
Метод математических ожиданий. Систему
из / уравнений разбивают на J (по числу
неизвестных) групп. Каждая /-я группа
содержит значения г\( для л/ < i <. trij и
имеет математическое ожидание погрешностей
Суть метода математических ожиданий
(ММО) заключается в том, что эти матема-
математические ожидания приравнивают к нулю,
получая при этом систему из / уравнений
с J неизвестными аг, а2, ..., сц.
На практике широко используют простой
метод средних (МС), являющийся частным
случаем ММО при распределении погрешнос-
погрешностей наблюдений по закону равномерной
плотности.
Выравнивание зависимостей
неизвестного вида
Задачи и способы выравнивания. Рассма-
Рассматриваются задачи, в которых неизвестно ана-
аналитическое выражение искомой зависимости,
однако известны (или могут быть оценены
в процессе решения) свойства погрешностей:
дисперсия, автокорреляционная функция.
В геофизической литературе разобраны
следующие случаи.
1. Дисперсия аа погрешностей наблюденной
величины т) (х) известна, погрешности случай-
случайные некоррелированные. Находится такая за-
висимость j [х], при которой дисперсия ве-
величины г (х) = т) (х) — / (л;) не отличается
значимо от а2.
2. Дисперсия погрешностей неизвестна, пог-
погрешности некоррелированные, критерием вы-
выбора параметров сглаживания является отсут-
отсутствие систематической коррелированной сос-
составляющей в величине г (д:). Один из подходов
заключается в разбиении совокупности зна-
значений на четную и нечетную подсовокуп-
подсовокупности в раздельном одинаковом сглажива-
сглаживании каждой из них и оценке данного варианта
сглаживания по расхождению двух вычислен-
вычисленных аппроксимирующих зависимостей. Сред-
Среднее квадратическое расхождение может вхо-
входить в вес, с которым эта разновидность
сглаживания включается в средневзвешенный
вариант.
3. Дисперсия погрешностей неизвестна, по-
погрешности коррелированные, известна оценка
автокорреляционной функции (ФАК). Параме-
Параметры сглаживания подбирают из условия соот-
соответствия ФАК отклонений г (х) и известной
ФАК.
4. Известны статистические характери-
характеристики искомых аномалий и погрешностей —
корреляционные функции или статистиче-
статистические спектры. Возможно построение фильтра
винеровского типа.
Отдельным случаем можно считать интер-
интерполяцию данных, когда предполагается, что
заданные сеточйые значения являются точ-
точными и спектр величины ограничен частотой
/# = 1/Д* (Ах — шаг значений). Интерпо-
Интерполяцию применяют при обработке годографов
и диаграмм для представления дискретных
данных в виде непрерывных кривых, а также
для перехода от неравномерно заданных зна-
значений по профилю к равномерно располо-
расположенным.
Способы решения указанных задач можно
разбить на группы:
1) аппроксимация всей последовательности
данных функциями выбранного класса, или
генеральное сглаживание;
2) собственно фильтрация, или локальное
сглаживание; результирующая зависимость
находится путем свертки исходной после-
последовательности значений с весовой функцией,
определенной в соответствии с, выбранными
критериями;
3) приближение последовательности
сплайн-функциями, когда накладываются
определенные условия на производные иско-
искомой зависимости.
Аппроксимация, или генеральное сглажи-
сглаживание. При неизвестном характере зависи-
зависимости а (дг) нашли широкое применение спо-
способы аппроксимации степенными или триго-
тригонометрическими рядами, предполагающие
возможность разложения искомой функции
в соответствующий ряд. Аппроксимация за-
зависимости степенным рядом степени т по
методу наименьших квадратов осуществля-
осуществляется обычно с помощью полиномов Чебышева.
Функция / (х) находится в виде
гдеРо,п, Pi, п, —. Pj,n, ...,Pm,n —много*
члены Чебышева со степенями 0, 1; ,.., /,
..., т при числе узлов п+ 1; т — макси-
максимальная степень; Со, ..., Ст —^ искомые
коэффициенты, определяемые из условия
минимума функционала
по исходным величинам г\ (х),
п
fe=0
n(xk)
Многочлены Pjt n (х) находятся из рекур-
рекуррентных соотношений
= 1; Pi, nW = l- 2х/п,
о, п
+ -2" Pl, n (x) - 2B/+l) Phh n (*);
Подстановка полиномов Р/,я(х), взятых
с вычисленными коэффициентами С/, в урав-
уравнение / (х) дает степенной ряд из пг членов,
аппроксимирующий исходную зависимость
по принципу наименьших квадратов. До-
Достоинство использования полиномов Чебы-
Чебышева заключается в том, что при необхо-
необходимости увеличения степени ряда до т+ 1
требуется определить дополнительно лишь
коэффициент Cm+i при полиноме Pm+i, л (*);
расчеты всех остальных коэффициентов сох-
сохраняются неизменными.
В случае когда рассматривается двумерная
функция Ti (дс, у), аппроксимирующая функ-
функция / (х, у) берется в виде следующей комби-
комбинации многочленов Чебышева:
!(х,У)=^ 2 CtjPltnx{x)P},n (у),
i=0 /=0
где тх, ту — максимальные степени соот-
соответственно по осям х и у; пх, пу — число
узлов соответственно по осям х, у.
299
При генеральном сглаживании погреш-
погрешность сглаженных значений f (x) изменяется
от одной точки к другой, и в случае некор-
некоррелированных погрешностей а (х) и аппрокси-
аппроксимации степенной зависимостью может быть
выражена через полиномы Чебышева
где а — средняя квадратическая величина
составляющей а (х); д (х) — средняя квадра-
квадратическая величина погрешности значе-
значения f (х).
•» Погрешность / (х), усредненная по всем х,
п
Выражение для средней квадратической
величины г отклонений г (х) = т) (х) —
— /Mi усредненной по х,
г2 . т + 1
о2 п
позволяет оценить погрешности исходных
и сглаженных значений по результатам сгла-
сглаживания
п— m — 1
п — m — 1 '
где а, а — оценки соответственно а и 6*'.
Выбор степени многочлена т осуществля-
осуществляется по указанным выше критериям — путем
ич
сопоставления а с заданной величиной а
(по правилам статистики) или с помощью
анализа корреляционных свойств отклоне-
отклонений г (х) = т] (х) — / (х).
Если погрешности а (х) представляют со-
собой стационарный случайный процесс с ав-
автокорреляционной функцией R (т), то ос-
ослабление их при аппроксимации степенным
рядом выражается ф°РмУЛ0И
"g/
G2
Где ас —дисперсия оценки С»
ас, п п
--t- = 1+222 P(k-4)PUn(k)Pj>n(l).
k>i
При tn= n — 1 ослабления ошибок (сгла-
^живания) не происходит, функция / (х) лишь
интерполирует значения ч\ М> заданные в уз-
узлах.
300
Интерполяция для всей исходной зависи-
зависимости может быть осуществлена и другими
способами, например, с помощью полиномов
Ньютона:
x — xj + С2(*-
Х(х — хг
• • -(ж-
где
П—2 г
Сп-1 =
л—1
П
1=1
С целью сглаживания могут быть приме-
применены и тригонометрические ряды, например
ряды Фурье. Сглаживание при этом обеспе-
обеспечивается ограничением числа гармоник в
спектральном разложении исходной зави-
зависимости Т| (х).
Фильтрация, или локальное сглаживание.
Фильтрация зависимости ч\ (х) может быть
осуществлена так же, как и фильтрация
сейсмических колебаний, в частотной об-
области и путем свертки t] (x) с весовой функ-
функцией — оператором фильтра F (х):
f{x) =
r\(x—lbx)F(i&x)
%F{i Ax)
где Ах — шаг дискретных значений т) по
оси х, суммирование по i ведется от
до —-—; (N — 1)Дх— скользящий интервал
выравнивания.
Рассмотрим основные способы выбора опе-
оператора F (х).
1. Оператор оптимальной фильтрации полу-
получается путем обратного преобразования Фу-
Фурье частотной характеристики оптимального
фильтра
ТЫ-
Sa(G>)
Sa(coL-S6((o)'
где Sa (ш), 5д (со) — спектры составляющих
соответственно a M и б (х). Если эти спект-
спектры можно считать известными, а составля-
составляющие — независимыми, . то оптимальный
фильтр обеспечивает минимум а (х) — сред-
среднего квадратического отклонения / (*)
от а (х).
2. Функция т] (л;) в пределах интервала
выравнивания аппроксимируется полиномом
степени т, при этом сглаженное значение
f(x) рассчитывается лишь для центральной
точки интервала.
Линейная аппроксимация т) (х) на интер-
интервале при т = 0; 1 обеспечивается операто-
оператором
При т = 2; 3 оператор принимает вид
[106]
В принципе могут быть использованы и
параболы боЛее высоких степеней, однако
практически это нецелесообразно, фактором,
определяющим сглаживание, помимо сте-
степени т является длина интервала выравни-
выравнивания. При т = 0; 1 может быть рекомендо-
рекомендована длина интервала, равная 40—50% от
протяженности аномалий, содержащихся
в а (х), при т = 2; 3 — приблизительно
равная протяженности аномалий.
Частотные характеристики параболическо-
параболического выравнивания всегда вещественны. При
дискретно заданных функциях выравнива-
выравнивания они периодические с периодом 2я/Д;с.
В пределах периода характеристика N —
— т— I раз принимает нулевое значение
и имеет N — т экстремумов (один основной
на частоте <а = 0, один побочный на частоте
о = 2л/Дл: и N — т — 2 промежуточных).
Основной и побочный экстремумы имеют
одинаковую ширину и равную амплитуду,
составляющую единицу. С увеличением N
на заданном интервале выравнивания форма
и ширина основного экстремума характери-
характеристики почти не изменяется.
3. Спектр функции т) (*) ограничивается
частотой n/dAx (d > 1)„ что эквивалентно
применению оператора фильтра
Так как практически длина оператора огра»
ничивается длиной интервала выравнивания
и применяется оператор
F' @ =
то вместо прямоугольной частотной характе-
характеристики
1 при — •
может быть реализована характеристика
с ограниченной крутизной среза
jV-1
Ослабление некоррелированных случайных
погрешностей б (х) при локальном сглажива-
сглаживании характеризуется выражением
Точность сглаженных значений можно оп-
определить по соотношению
301
В случае линейного выравнивания (ус-
(усреднения) D = ,._ , . , при выравнивании
К N — 1
параболой m = 2 D =
L-, при Опе-
раторе вида F' (i) D =
При выравнивании наряду с ослаблением
ошибок происходят искажения полезной ин-
информации [106].
Сглаживание сплайн-функциями. В тех
случаях, когда важно обеспечить близость
не только функций / (х) и а (х), но и их про-
производных до любой наперед заданной степени,
проводится сглаживание исходной зависи-
зависимости т) (х) сплайн-функциями.
Результирующие формулы громоздки, но
легко реализуемы на ЭВМ.
§ 63. ИНТЕРПРЕТАЦИЯ
СЕЙСМИЧЕСКИХ НАБЛЮДЕНИЙ
В СКВАЖИНАХ
Сейсмические наблюдения в скважинах
(см. § 42) подразделяют на интегральные
(CKt ВСП и др.) и дифференциальные (АК).
При интегральных наблюдениях определяют
интегральные параметры среды — среднюю
и лучевую скорости.' Дифференциальные ха-
характеристики разреза — интервальные ско-
скорости на относительно меньших базах —
могут быть вычислены дифференцированием
результатов интегральных измерений.
При дифференциальных наблюдениях из-
измеряют времена пробега и скорости на по-
постоянных и малых (~0,1—10,0 м) базах
и частотах 0,5—2000,0 кГц. Времена про-
пробега и средние скорости на больших базах
вычисляют путем интегрирования дифферен-
дифференциальных данных. По данным АК выделяют
слои мощностью 1—5 м.
Интегральные наблюдения имеют более
низкую, чем АК, разрешающую способ-
способность. Однако с их помощью можно полу-
получить более точные, чем при интегрировании
данных АК, значения скоростей в толстых
пластах. Наоборот, АК обеспечивает более
точное определение скоростей в тонких пла-
пластах. Ошибки в определении скоростей
в толстых пластах по данным АК накапли-
накапливаются при интегрировании измеренных ве-
величин. Интегральные наблюдения использу-
используют для калибровки результатов АК-
Интерпретация данных
СК и ВСП
Обработку и интерпретацию данных ВСП
(см. § 42) подразделяют на предварительную
и основную. На предварительном этапе
302
составляют сводные сейсмограммы или вол-
волновые картины U (t, г), располагая сейсмо-
записи U @ на соответствующих глубинах г
вертикального профиля. Результаты трех-
компонентных наблюдений обычно представ-
ляют в виде трех отдельных волновых
картин — сводных сейсмограмм UZ (t, г),
UX (t, z), LJY (/, z), соответствующих Z,
X, У-приему. Волновые картины V (t, z)
составляют для каждого положения источ-i
ника относительно устья скважины. При-
их составлении определяют и вводят апри-
априорные статические поправки для каждой
из записей U (t) при г = const, редактируют
записи и выполняют их амплитудную регу-
регулировку. В конце этапа по сводным сейсмо-
сейсмограммам проводят визуальное распознава-
распознавание волн и ориентировочную оценку их пара-
параметров.
На основном этапе уточняют поправки,
корреляцию волн, строят годографы после
приведения их к заданному уровню и к еди-
единому источнику возбуждения. Эти годографы
затем используют для определения скоростей-
волн и геометрии границ вблизи скважины.
На рис, VI. 1 показаны результаты первого»
и второго этапов обработки. Первый этап
представлен волновым полем на двух раз-
разных фильтрациях, второй этап — годогра-
годографами выделенных волн. Большинство и»
перечисленных приемов и операций обра-
обработки свойственно сейсморазведке в целом
и рассмотрено в главе V. Здесь описываются
лишь приемы и операции, специфические-
для скважинных наблюдений.
Распознавание волн. Волны-помехи. К поме-
помехам относят микросейсмы и технические;
волны-помехи, возникающие при воздействии-
упругих колебаний среды на натянутый
кабель „ обсадную колонну или столб жид-;
кости, заполняющей скважину.
Кабельные волны обычно возни-»
кают при нежестком контакте сейсмоприем-
ника со стенкой скважины, особенно необ-
саженной. Из теории стальных канатов,
следует, что по кабелю возможно распро-
распространение сложнополяризованной волны,
представляющей сочетание продольных п
крутильных деформаций. Для каротажных,
кабелей известных марок теоретически полу-
получены следующие скорости волн:
Марка кабеля
КОБД-6
КТБ-6
КСБ-6
КБГ-8
р, м/с
4220
3940
3830
3690
"круч1
3730
3300
5060
4880
„ м/с
Наблюдаемые на практике значения ско-
скорости кабельной продольной волны B500—
3500 м/с) несколько меньше теоретических, что
объясняется влиянием присоединенной мае-
номера
и годографы Волн
1 2345 678 9 1011 W3 №16
сы промывочной жидкости. Помимо про*
дольных и крутильных возможны изгибные
кабельные волны, обладающие аномально
низкой скоростью —г около 70 м/с.
Трубные волны возникают в ус-
условиях скользящего контакта труб с поро-
породами. Скорость их составляет 4600—4800 м/с,
Особенностью трубной волны является ее
быстрое затухание, зависящее от скорости
упругих волн в окружающей среде, толщины
стенок и диаметра трубы. Теоретически
коэффициент затухания составляет 10~а—
Рис. VI.Ь Волновое поле ВСП (а, б) и схема
годографов (в).
Фильтрации: а — 40—70 Гц, б — 25—50Т Гц;
волны: 1 — проходящие и сильные отраженные.
2 — слабые отраженные, 3 — сильные кратные#
4 — слабые кратные, 5 — обменные
10~6 1/м. На практике наблюдается более
сильное затухание.
Известны волны-помехи, возникающие из-
за вибрации обсадных труб. Они образуют
на сводных сейсмограммах вертикальные оси4
синфазности. Иногда наблюдают изгибные
трубные волны с аномально-низкой
(~450 м/с) скоростью. Они, по-видимому,
возбуждаются в верхней части скважины
прямыми и кратно-отраженными волнами.
Гидроволны распространяются по
контакту пород и столба жидкости, заполня-
заполняющей скважину (волны Лэмба). Теоретиче-»
ски скорость гидроволны близка к скорости
звука в безграничной жидкости. Однако!
наблюдаются значительные различия в за-
зависимости от толщины обсадки и модуля"
сдвига окружающих пород. С уменьшением
этих параметров скорость гидроволн пони-
понижается. Частотный спектр гидроволн соста-
составляет 0—100 Гц. Фазовая скорость практи-
практически не зависит от длины волны.
При ненадежном контакте прибора со
стенкой скважины часто возникают соб-
собственные колебания систе-
м ы сейсмоприемник — стенка скважины -т-
порода.
Для борьбы С техническими помехами стре-
стремятся обеспечить жесткий контакт приемника
303
со стенкой скважины. При силе прижима,
в 2—3 раза превышающей вес приемника,
ослабляются кабельные волны, гидроволны
и собственные колебания системы. Для ос-
ослабления других технических помех пункты
взрыва относят от устья скважины, пони-
понижают уровень жидкости в скважине, умень-
уменьшают натяжение кабеля, проводят надеж-
надежное цементирование затрубного пространства.
При обработке применяют фильтрацию и
интерференционные системы.
Полезные волны. К полезным относят
проходящие волны, прослеживаемые на
сводных сейсмограммах в виде нисходящих
осей синфазности, и отраженные волны,
имеющие вид восходящих осей синфазности.
Вертикальные годографы волн в последу-
последующих вступлениях (особенно кратных и об-
обменных) кинематически различаются между
собой более резко, чем горизонтальные
годографы этих же волн. Прослеживая волны
на вертикальном профиле до границ раздела,
удается распознать их природу, выделить
в разрезе преломляющие и отражающие
границы, а также границы обмена.
При изучении скоростей продольных и
поперечных волн используют в основном
годографы первых вступлений проходящих
волн, реже годографы последующих фаз
и волн.
Введение статических поправок. Статиче-
Статические поправки вводят с целью исключения
разброса времен в процессе составления вол-
волновых картин путем перемещения трасс
вдоль оси времен на временные сдвиги At,
равные соответствующим поправкам. К ста-
статическим относят поправки: Д/м — за от-
отметку момента взрыва, Atz — за глубину
взрыва, Д*д — за деформацию пород вблизи
источника, Д*кр — за кривизну скважины,
в которой проводят измерения.
Поправку за отметку м о -<
мента взрыва находят путем выявч
ления погрешностей в отметке момента. Для
этого используют корреляционные графики,
изображающие зависимость между време-
временами t± и t2 контрольных сейсмоприемников,
расположенных соответственно на близком
и дальнем расстояниях от пункта взрыва,
или сопоставляют наблюденный вертикальный
годограф t0 B) и графики /j (z), t2 (z),
построенные в одинаковом масштабе. При
определении поправок исходят из того, что
погрешность в отметке момента имеет оди-
одинаковые величину и знак на записях сква^
жинного и контрольных сейсмоприемников,
в то время как изменение глубины взрыва
ведет к появлению отклонения разного знака.
Поправку можно также определять по
временам вступлений волн, принимаемых
специальной группой наземных контрольных
сейсмоприемников. Скачкообразное изме-
304
нение времен отраженных волн, приведенных
к поверхности земли, может быть вызвано
погрешностью в отметке момента взрыва.
Поправка для 1-го взрыва в этом случае
где tK — время прихода отраженной волны
к контрольному прибору на поверхности;
tB — вертикальное время пробега волны от
источника до поверхности. Найденную по-
поправку прибавляют к времени вступления
скважинного сейсмоприемника.
Поправку за глубину взры-
в а вводят после исключения погрешностей
в отметке момента для приведения к одинако-
одинаковой глубине Zq, за которую принимают глу-
глубину первого взрыва. При этом Atz опреде-
определяют как разность времен вступлений пря-
прямой волны на контрольном сейсмоприем-
нике, расположенном у устья взрывной сква-
скважины, при первом Gв1) и последующих (/в,)
взрывах:
At z = tBi — tfB1.
Эту поправку вычитают из времени вступ-
вступления скважинного сейсмографа. Исправлен-
Исправленные времена относят к приведенным глубинам
г = гс-\-а — z0.
Здесь гс — фактическая глубина погруже-
погружения сейсмоприемников; а — превышение
пункта взрыва относительно устья исследуе-
исследуемой скважины.
Поправка за деформацию
пород может быть определена путем срав-
сравнения времен прихода отраженной волны»
регистрируемой контрольными приборами.
Время регистрации отраженной волны, при-
приведенное к поверхности земли, должно оста-
оставаться неизменным. Увеличение этого вре-
времени с возрастанием количества взрывов в од-
одной и той же скважине при одновременном
увеличении времени вступления прямой
волны указывает на разрушение пород во
взрывной скважине, а уменьшение времени —
на уплотнение пород. Величину Д/д увеличе-
увеличения или уменьшения времени и принимают
за поправку.
Поправку за кривизну сква-
скважины вводят с целью приведения линии
наблюдения к вертикали. При этом считают,
что среда однородна, а луч прямолинеен.
Поправка А/Кр представляет разность вре-
времени прихода волн в точки наблюдений в сква-
скважине t (xz, z) и в точки вертикального про-
профиля t @, z)
Д<крB) =Ч*г* *)-Ц0, Z)
при фиксированном расстоянии между устья-
устьями взрывной и каротируемой скважин. Когда
измерения кривизны не проводились, можно-
обнаружить ее влияние путем возбуждения?
колебаний в двух равноудаленных от устья
изучаемой скважины пунктах взрыва, рас-
расположенных на прямолинейном профиле,
проходящем через скважину. Наличие кри-
кривизны проявляется несовпадением времен
вступлений скважинного сеЙСмоприемника
при одинаковых глубинах взрыва. Однако
следует иметь в виду, что несовпадение вре-
времен может быть вызвано и наличием горизон-
горизонтального градиента скорости, анизотропией
среды и другими причинами, выявить ко-
которые можно лишь по признакам, характер-
характерным для каждой из причин.
Кроме перечисленных поправок, вводят
поправку за фазу, как разность
времен на фазовом годографе /ф и на годографе
вступлений t по наиболее отчетливым трас-
трассам. Величину поправки для одной волны
считают неизменной с глубиной.
Введение кинематических поправок. Связь
между временем t0 по вертикали и наблюден-
наблюденным временем t определяется законом изме-
изменения скорости с глубиной v (г) и зависит
от расстояния х0 между пунктом взрыва и
устьем скважины. Эта связь может быть
представлена в виде
tQ=t — At [*0, v (z)] «= * — A* (х0, г)
или
h = IF [x0, v (z)] = tF (хв, г),
где А? (*0, г) — поправка за отклонение луча
от вертикали; F (х0, г) — коэффициент при-
приведения. Способы нахождения величин А*
и F разработаны для однородной, горизон-
горизонтально-слоистой и непрерывной вертикально-
градиентной моделей среды.
В однородной изотропной среде непродоль-
непродольный вертикальный годограф проходящей
волны имеет вид гиперболы, а продольный
представляет прямую линию
При этом
А/ = (] —- cos a) /, F = cos а,
где а — угол между стволом скважины и на-
наклонным прямолинейным лучом,
сыа.= 1--го
В горизонтально-слоистой среде при х0 <
Здесь h^ V{ — значения пластовых мощно-
мощностей и скоростей, полученные при интерпре-
интерпретации тех же годографов после их приведения
к вертикали на основе предположения об
однородности среды, т. е. задача решается
способом последовательных приближений.
Сначала среда рассматривается как однород-
однородная, затем как горизонтально-слоистая. Сум-
Суммирование ведут с учетом числа слоев, ко-
которые волна проходит, в связи с чем формула
применима для приведения к вертикали лю-
любых волн» в том числе и отраженных. Го-
Годографы отраженных волн приводят к верти-
вертикали после приведения к вертикали годогра-
годографов проходящих волн, используя полученные
по ним данные о средних и пластовых ско-
скоростях.
В непрерывных средах при приведении годо-
годографов к вертикали иногда применяют спе-
специальную палетку. Один из способов основан
на методе средних градиентов [84]. Палетка
представляет собой семейство линий пара-
параметра F в системе координат р н q. Палетку
строят [83] на основе аппроксимации раз-
разреза средой со средним градиентом скорости рср
с использованием уравнений
v0 —
где р = xjvot; q = zfvot; т = v^
начальная скорость.
Имея заданные хй, z, t, Pcp и t>0, а следова-
следовательно, р и q> можно найти F. Скорость t>0,
необходимую для определения р и q, на-
находят по данным сейсмокаротажа мелких
скважин или по годографам первых вступле-
вступлений прямых волн.
Определение средних и пластовых скоро-
скоростей. При определении скоростей по дан-
данным скважинных наблюдений прибегают
к аппроксимации разреза какой-либо упро-
упрощенной моделью: однородной, однородно-
слоистой, градиентной и др. [106].
Для однородной модели приписываемая
среде скорость является средней скоростью.
Закон изменения средней скорости с глуби-
глубиной определяют по продольному вертикаль-
вертикальному годографу /0 (z) по формуле
»ср = z/t0.
Средняя квадратическая погрешность вы-
вычисления оср
где mt — средняя квадратическая погреш-
погрешность единичного измерения времени, вычис-
вычисляемая по разбросу значений на вертикаль-
вертикальном годографе.
305
Для однородно-слоистой модели продоль-
продольный вертикальный годограф осредняют отрез-
отрезками прямых. Критерием возможности ис-
использования указанной модели служат ус-
условия: 1) разница в значениях скоростей для
двух соседних пластов по абсолютной|величи-
не должна быть больше удвоенной суммарной
средней квадратической погрешности опре-
определения скорости в каждом из пластов
i»i — vi\>2(mn-{-mvz);
2) в пределах каждого пласта отклонения
времен от осредняющей прямой должны со-
соответствовать квазинормальному распреде-
распределению.
Осреднение годографа производят графи-
графически либо аналитически. При графическом
осреднении пластовую скорость определяют
по формуле
я -
tOn-tOK '
где 2К, гп, *ок. *оп — значения соответственно
глубин и времен кровли и подошвы слоя,
снятые в точках излома годографа.
При аналитическом осреднении пластовую
скорость вычисляют по формуле метода наи-
наименьших квадратов
""-
где п — число точек на годографе, г, t — ко-
координаты точек на годографе.
Средняя квадратическая погрешность оп-
определения пластовой скорости
Az
:-1)
n(ft+l)
где Az— мощность пласта. Погрешность mi
может быть найдена по разбросу точек отно-
относительно усредняющей прямой
г:
mt=*
л—1
A* =tB)-i{z)=t-a
г,
a =
В случаях, когда вертикальный годограф
представляет собой плавную кривую, разрез
может быть аппроксимирован градиентной
моделью. Скорости определяют двумя спосо-
способами.
306
1. Вычисляют интервальные скорости va
по приращению времени At на постоянном
интервале глубин Az: ои = Аг/At. Погреш-
Погрешность
Достоинством способа является непосред-
непосредственное использование экспериментальных
данных для определения скоростей, позволя-
позволяющее сохранить полезную информацию.
2. Дифференцируют аналитические выра-
выражения, аппроксимирующие вертикальный
годограф. При подборе аналитических функ-
функций следует учитывать особенности различ-
различных способов выравнивания зависимостей
неизвестного вида. Использование единой
функции для всего годографа может привести
к излишнему усреднению характеристик
среды. Наиболее перспективно применение
локального сглаживания и сплайн-функций.
Изучение анизотропии геологических сред.
Задачей интерпретации в случае анизотроп-
анизотропных сред (§ 7) является определение индика-
индикатрис нормальных и лучевых скоростей. По-
Построение сейсмических границ при извест-
известных индикатрисах производят с помощью
лучевых диаграмм, учитывающих распреде-
распределение скоростей. Анизотропию изучают сква-
жинными методами или комплексом скважин-
ных и наземных методов.
Скважинные методы. Наиболее полную
информацию можно получить при межсква-
жинном сейсмопросвечивании, когда источ-
источник помещают в одной из скважин, а прохо-
проходящие продольные и поперечные волны ре-
регистрируют в ней же и в соседних скважинах.
При этом непосредственно получают характе-
характеристику анизотропности среды. Такая мето-
методика может применяться в неглубоких сква-
скважинах.
Для изучения анизотропии на больших
глубинах используют метод обращенного
годографа (МОГ) 1104] (§ 42), при котором
сейсмоприемники помещают на определенной
глубине, а источники — вдоль профиля, пере-
пересекающего устье скважины. По обращенному
годографу проходящих волн определяют эф-
эффективную скорость, которая равна ско-
скорости Ом в горизонтальном направлении,
а по вертикальному' годографу г-*- пластовую
скорость v± по вертикали.
Для исключения влияния вертикальной
неоднородности среды выделяют достаточно
однородные слои с помощью дифференциаль-
дифференциального сейсмокаротажа (АК) и в пределах каж-
каждого слоя располагают не менее двух точек
наблюдения МОГ, по которым определяют эф-
эффективные скорости и затем интервальную
скорость Оди. Коэффициент анизотропии ра-
равен отношению v,. к ох по данным АК.
Комплекс скважинных и наземных методов.
Упругие параметры поперечно-изотропной
среды xp,xSH, У±, k, v±p (см. § 7) определяют
по данным трехкомпонентного сейсмокаро-
тажа и годографов продольны* и попереч-
поперечных SV и SH отраженных воля, зарегистри-
зарегистрированных при небольших удалениях от источ-
источника.
В однородной поперечно-изотроп-
поперечно-изотропной среде с осью симметрии, перпендикуляр-
перпендикулярной к горизонтальной отражающей границе,
по данным трехкомпонентного сейсмокаро-
тажа получают пластовые скорости Р и S
волн в вертикальном направлении и по ним
определяют упругие параметры среды
(VI.1)
По годографам отраженных Р, SV и SH
волн определяют эффективные скорости и
коэффициент анизотропии SH волн
«sh=^sh/^sh (VI-3)
и как промежуточные величины кажущиеся
коэффициенты анизотропии Р и SV волн
йр « Уэф р / 0пл Р»
Nsv « *>эф sv / %л sv-
Далее вычисляют параметр k
(VI .4)
(VI ,5)
и коэффициент анизотропии продольных волн
1— Vi (VI .7)
В г о р и з о н т а л ь н о-с л о и ст о й
поперечно-изотропной среде по данным трех-
трехкомпонентного СК определяют для каждого
;-го слоя пластовые скорости Р и S волн в вер-
вертикальном направлении и по ним находят
величины Yjl/ и v±pi. По результатам назем-
наземных наблюдений Р, SV и SH волн, отражен-
отраженных от кровли и подошвы каждого пласта,
вычисляют истинные коэффициенты анизо-
анизотропии SH волн и кажущиеся коэффициенты
анизотропии Р и SV волн по формуле
Ь.п 1+1* 01+1
эф. nll0i
(VI.8)
Здесь fo/+i, t9t — время t9 соответственно
для подошвы и кровли пласта^; 1>эф.п/+1.
«эф. п i — предельные эффективные скорости,
определяемые по годографам соответственно
от подошвы и кровли пласта.
Далее с- помощью формул (VI.6), (VI.7)
по йр/ и xsV^ определяют коэффициенты k{
и истинный коэффициент анизотропии про-
продольных волн xpf. Этот способ позволяет
определить все пять упругих параметров и
учесть эффект преломления на границах
слоев при небольших углах падения лучей.
Располагая только данными по Р и SV
волнам, можно найти четыре параметра
(°-LPf V±> xp> fy, характеризующих анизо-
анизотропию среды по Р и SV волнам.
Задача получения упругих параметров
с использованием'одного типа волн» например
только продольных, является сложной. При
удалениях от источника, меньших глубины
отражающей границы, форма годографа оп-
определяется лишь параметрами v±p и йр.
Для вычисления истинного коэффициента
анизотропии хр необходимы годографы до
удалений, значительно превышающих глу-
глубину отражающей границы. При этом стано-
становятся существенными искажения из-за пре-
преломления на промежуточных границах.
Построение границ по скважинным наблю-
наблюдениям. Для построения сейсмических гра-
границ используют проходящие волны по дан-
данным метода скважинного сейсмоприемника
и межскважинного просвечивания и отражен-
отраженные волны по результатам непродольного
вертикального сейсмического профилирова-
профилирования — НВСП и метода обращенного годо-
годографа — МОГ [91, 104].
Использование проходящих волн. Помещая
источник (или приемник) на поверхности
земли, а приемник (или источник) в сква-
скважине или в горной выработке, по годографу
проходящей волны определяют положение
пересекаемой ею границы, разделяющей среды
со скоростями vi и v$. Этот способ нашел при-
применение при изучении соляных куполов
и рифогенных образований.
Для построения границ применяют способы
градиентов, полей времен и модификацию
последнего — способ апланатных (предель-
(предельных) линий.
Способ градиентов. На профиле
Ох на поверхности земли размещен ряд
пунктов взрыва Oi, Оа, .... Оп (рис. VI.2).
Сейсмоприемники находятся в скважине Ог
в точках S$, 52,.... SmJ Располагая совокуп-
совокупностью измеренных времен tki пробега про-
проходящей волны, можно построить для каж-
каждого источника Ok годограф tk (г), а для каж-
каждого приемника Si —« годограф t% (x). После
определения кажущихся скоростей Vkx и
Vkz в точках Ok и S/ вычисляют углы паде-
падения ах и аг
sin axk =vx( Vkxk у sin <xz/ = v2 / Vkzi-
307
Рис. YI-2. Определение преломляющей гра-
границы способом градиентов для проходящих
волн
tK{x,z)
Рис. VI.3. Определение преломляющей гра-
границы Способом полей времен для проходящих
волн
Проводя из точек Ok и S/ лучи, находят
точку Dki их пересечения. Если скорости v2
и vx переменные, лучи проводят с помощью
предварительно построенной лучевой диа-
диаграммы. Контролем правильности построе-
построения является равенство суммарного времени
пробега вдоль обоих отрезков SiDki и DkiOk
и измеренного времени tki. Совокупность то-
точек Dki, соответствующих различным точ-
точкам Ok и Si, определяет положение прелом-
преломляющей границы.
Способ полей времен. При
тех же условиях, что и выше, по годографу
tk (z) и распределению скорости v2 строят
поле времен (см. § 5) проходящей волны
t"k (х, г) (рис. VI.3). Из источника Ok по рас-
распределению скорости vx строят поле вре-
времен t'k (x, z) прямой волны. Положение ис-
искомой границы R определяют из условия
tk (х, z) = Гк (х, г).
Проводя построения для различных поло-
положений источника, находят наиболее вероят-
вероятную форму преломляющей границы путем
усреднения полученных данных.
Способ апланатных (пре-
(предельных) линий. Из точек Од и S/
строят поля времен t'k (x, г) и t\ (x, г) прямых
вблн, используя соответственно заданное
распределение скоростей vx и v2 (рис. VI.4).
Апланатная линия А А определяется как гео-
геометрическое место точек, в которых удовлет-
удовлетворяется условие
2) = hi = const-
Рис. VI.4. Построение апланатной линии по
заданному распределению скоростей
3Q8
г)
Любой луч OkBiSi, если точка Bt лежит
на линии А А, можно рассматривать как воз-
возможный путь волны. Положение соответству-
соответствующего элемента Ri искомой скоростной гра-
границы определяется направлением касатель-
касательной к линии АА в точке Bt. Если при неизмен-
неизменном положении источника Ok (или прием-
приемника Si) построить апланатные линии А±А\,
А2А2, .... АпАп для различных точек наблю-
наблюдения Sj, S2, ..., Sn (или источников О{,
О2, .... Оп), то искомая скоростная граница R
определится как огибающая семейства ап-
апланатных линий.
Использование отраженных волн. Данные
ВСП и МОГ При расположении источника на
некоторых удалениях от устья скважины
могут применяться для определения элемен-
элементов залегания отражающих границ, пересе-
пересекаемых скважиной [91, 104], а также не-
некоторых отражающих границ, расположен-
расположенных глубже забоя. Отражающие границы
могут быть построены методом полей времен
или путем получения временного разреза
с доследующим лереводом его в глубинный.
Анализ формы годографов падающей и от-
отраженной волн для источников, расположен-
расположенных симметрично относительно устья каро-
тируемой скважины, позволяет обнаружить
и исключить наклон промежуточных границ
раздела, горизонтальный градиент скорости,
искривление ствола скважины. В сравнитель-
сравнительно неглубоких скважинах или при наличии
длительных зон совместного прослеживания
отраженных и многократных волн более эф-
эффективно комплексирование НВСП с МОГ.
В силу большей детальности НВСП может
ставиться параллельно с МОГ для проверки
и уточнения отдельных участков границ.
Там, где по каким-то причинам (резкий рель-
рельеф, водоемы и пр.) невозможно проложить
профили МОГ, НВСП позволяет проследить
участок границы, не прослеженный МОГ.
Для этого достаточно выполнить наблюдения
в дискретных точках, глубины которых zt-
можно заранее рассчитать f исходя из глубины
границы z и принятых для МОГ расстояний А/
между источниками (или точками на границе)
__ 2 (х cos <p — 2 А/)
1 ~~ xcosq>— А/
Здесь ф — угол наклона отражающей гра-
границы; х — расстояние от источника до сква-
скважины.
Длина участка отражающей границы, ос-
освещаемого вертикальным годографом в ин-
интервале Глубин Z1? Zfe
= х(
2z — z2 2z —
cos <р.
Интерпретация динамических особенностей
волн. По данным ВСП могут быть определены:
1) спектральный состав, 2) амплитудные
кривые для протяженных интервалов глу-
глубин, 3) коэффициенты поглощения прямых
и отраженных волн в различных частях раз-
разреза, 4) эффективные коэффициенты отраже-
отражения. Получение достоверных данных воз-
возможно лишь при устойчивых условиях воз-
возбуждения, хорошем контакте приемника со
стенкой скважины, амплитудной градуировке
регистрирующей аппаратуры и т. п.
Анализ спектрального состава проводят
в первую очередь для исследования стабиль-
стабильности формы импульса прямой волны, что
является необходимым условием совмест-
совместного рассмотрения амплитуд волн, измерен*
ных в разных точках наблюдения.
При построении амплитудных кривых A (z)
пересчитывают амплитуды прямой волны в
значения амплитуд в источнике (с использова-
использованием записи контрольных приборов) и в еди-
единый масштаб усиления. Амплитудные кривые
сопоставляют с имеющимися геолого-промыс-
•ловыми данными (литологической колонкой,
кривыми кажущихся, сопротивлений) для
выявления корреляционных связей с другими
параметрами разреза, Затем амплитудную
кривую разбивают на участки, внутри ко-
которых она может аппроксимироваться отрез-
отрезками прямых. Этим участкам, как правило,
соответствуют интервалы разреза с постоян-
постоянными пластовыми скоростями. Амплитудные
кривые прямой волны используют для оп-
ределен'ия пластовых коэффициентов погло-
поглощения оспл по формуле
= () ехР I"«
где Ai — амплитуды волны в последователь-
последовательных точках наблюдения i=\, 2, ...,л
внутри выбранного пласта; z,- — глубина
соответствующих точек наблюдения;
L\JLi — относительное геометрическое рас-
расхождение фронта волны между i-й и первой
точками наблюдения, определяемое по фор-
формуле, справедливой для вертикального луча
в горизонтальнослоистой среде [3],
m
2
*=o
Здесь Опл — пластовая скорость в исследуе-
исследуемом слое; Дг; — глубина точек наблюдения,
отсчитанная от кровли слоя со скоростью van;
m
У] hkVnn k — сумма произведений мощностей
k=o
и пластовых скоростей всех m вышележащих
слоев.
Эффективный коэффициент поглощения аЭф
для отраженных волн определяют по отноше-
отношению амплитуд отраженной Лотр и падаю-
падающей Лпад волн в одной точке наблюдения на
глубине zi на расстоянии Az/ = z/ — zt-
от отражающей границы на глубине zj
Считая, что ссЭф сохраняет свое значение
вплоть до отражающей границы, оценивают
величину эффективного коэффициента отра-
отражения х. Величины аЭф и у определяют по
многоточечным наблюдениям графически или
аналитически по методу наименьших квадра-
квадратов.
Интерпретация данных А К
С помощью А К получают наиболее деталь-
детальную скоростную характеристику разреза,
осуществляют литологическое расчленение
разреза и стратиграфическую привязку гори-
горизонтов [41].
309
Волновая картина. При АК регистрируют
следующие волны: 1) PiPgPi — продольная
головная волна, возникающая на границе
промывочная жидкость — стенки скважины;
2) PiSaP!—обменная головная волна, рас-
распространяющаяся по стенке скважины как
поперечная; 3) PiRgPi — поверхностнаяволна
по стенке скважины, приходит обычно одно-
одновременно с поперечной и является помехой
при ее регистрации; 4) Рж — волна по жид-
жидкости, заполняющей скважину, рассматри-
рассматривается как помеха.
Если акустический зонд прижат к стенке
скважины, то первые три волны вырождаются
в прямые — продольную, поперечную и по-
поверхностную.
Основные этапы интерпретации. Интер-
Интерпретация данных АК состоит из следующих
этапов: 1) расчленение разреза на тонкие слои,
однородные по физическим свойствам; 2) вы-
вычисление интервальных скоростей и интерва-
интервальных коэффициентов затухания волн; 3) вы-
вычисление пластовых скоростей и пластовых
коэффициентов затухания; 4) оценка точности
вычисляемых параметров и корректировка
скоростей по данным СК-
Расчленение разреза на слои проводят по
изломам графиков t (z) с последующим уточ-
уточнением положения границ и литологии слоев
по материалам промыслово-геофизических
методов, используя методику, принятую для
данного региона. Глубина границ
2= * 2 2 '
где 2ц z2 — глубины точек излома графиков
времен вступлений ближнего к излучателю
tx (z) и дальнего от излучателя /а (г) прием-
приемников.
Определение скоростей и коэффициентов
затухания. Скорость в контрастных слоях
определяют по значениям А/ на экстремаль-
экстремальных участках графика
В случаях, когда скорости на границах
слоев изменяются нерезко, в разрезе имеются
градиентные слои или в связи со значитель-
значительным фоном помех нельзя выявить характер-
характерные точки, с диаграмм АК снимают значе-
значения интервального времени и интервальные
коэффициенты затухания с шагом дискрети-
дискретизации Аг >2Д/, где А/ — расстояние между
сейсмоприемниками.
Интервальные скорости и коэффициенты
затухания вычисляют по формулам
^ (VL9)
(VL10)
где tlt t2 и Л*, A2 — соответственно времена
и амплитуды ближнего и дальнего сейсмо-
приемников.
По графикам ои (г) и аи (г) определяют пла-
пластовые скорости и коэффициенты затухания
(VI.ll)
i=i
Vn (Z/)
где n — число отсчетов у и а в пределах рас-
рассматриваемого слоя.
Значения скоростей АК могут быть выше
или ниже величин скоростей, определенных
по СК, что объясняется следующими причи-
причинами.
1. На скорости, измеряемые при АК, су-
существенно влияют условия в околоскважин-
ном пространстве и в самой скважине. При-
этом в измененных породах может быть-
°ак
уск
или в
применения высо-
высоск
коминерализованного раствора »АК > t»CK.
Градиент температур и реакция стенк» сква-
скважины на давление вышележащей толщи по-
пород могут увеличить »АК, а разница гидро-
гидростатических давлений промывочной жидко-
жидкости порозаполнителя — уменьшить.
2. При анизотропии скоростей t>AR. < ос„
так как при АК скорость измеряют вкресг
к напластованию, а при СК — под углом-
к слоистости.
3. Вследствие различия рабочих частот АК
и СК среда, слоистая для диапазона частот
акустических измерений, может оказаться
гетерогенной для сейсмических частот и при
СК получат более низкие скорости.
4. Дисперсия фазовой скорости, обуслов-
обусловленная различием фазовых искажений им-
импульсов с удалением от излучателя при раз-
разных частотах возбуждения, может привести*
к тому, что иск > »АК.
5. Влияние частотной избирательности за-
затухания также проявляется в завышении ос„
относительно оАК» причем эта разница уве-
увеличивается с глубиной.
Суммарное влияние перечисленных фак-
факторов дает, как правило, ©АК < »ск пр»
работе с малым акустическим зондом и,
наоборот, i>AK > ос„ при работе с большим»
зондом. В настоящее время для контроля и
калибровки акустических измерений принято-
проводить СК примерно через каждые 200 м
и по возможности повторять измерения до»
310
4 раз. При калибровке сопоставляют верти-
вертикальные годографы *ск {*) и *ак B)=
п
= Дг 7
—г
или графики среднеинтер-
<i
вальных скоростей, вычисленных по данным
<Ж и АК на одной и той же базе S, постоянной
для всего разреза.
Среднеинтервальные скорости 5АК (г) по
данным АК вычисляю! по графику упл (г)
LtJ Рпл i
(VI. 13)
._
где л — количество слоев, попадающих в ин-
интервал осреднения S; Л;, 1/пл / — соответствен-
соответственно мощности и пластовые скорости этих слоев.
Если результат вычисления относить к се-
середине базы, то график бдк (г) будет представ-
представлять собой кривую, плавно осредняющую
график опл (z).
Среднеинтервальные скорости СК опреде-
определяют путем численного дифференцирования
вертикального годографа f-K (z)
(VI.14)
Расхождение между данными СК и АК оце-
оценивают по значению^и характеру изменения
величин
(z) = бек (z) —
или
Af (z) = ^
ck(z)
(VI. 15)
(VI. 16)
Значения Д? (г) используют для опреде-
определения поправок в график оПл С2) при калиб-
калибровке данных |АК.
Данные АК широко используют для ин-
интерпретации материалов наземных методов
сейсморазведки. Так, сейсмическая запись,
полученная близ устья скважины, может быть
сопоставлена с кривой интервальной ско-
скорости АК. построенной в масштабе двойного
времени. При этом волны, выделяемые на
участках с резким градиентом интервальной
скорости, соответствуют реальным отражаю-
отражающим горизонтам. Можно также сравнивать
кривую интервальной скорости с построен-
построенным сейсмическим разрезом. По данным АК
рассчитывают синтетические сейсмограммы
для изучения волнового поля на поверхности
§ 64. ОПРЕДЕЛЕНИЕ СКОРОСТЕЙ
ПО ДАННЫМ НАЗЕМНЫХ
НАБЛЮДЕНИЙ
Эффективная скорость
отраженных волн
^Дифференциальные, локальные и инте-
интегральные эффективные параметры. По мате-
материалам многократных перекрытий могут быть
получены времена t прихода отраженной
волны при различных абсциссах источников хх
и приемников хг. Двумерное поле времен
t(xlt x2) или t(X, /), где X = **+Xl ,
I = х2 — Х\ включает в себя как отдельные
сечения все типы годографов. В частности,
при^Х= const, имеем годограф ОГТ t (/),
в случае х± = X =~ = cons*» х= I —
годограф ОТВ t (x) (см. гл. II).
При определении скоростей по годогра-
годографам или двумерным полям прибегают к ап-
аппроксимации реальных сред упрощенными
эффективными моделями. Параметры модели,
для которой ряд кинематических характе-
характеристик поля времен или годографов совпадает
с одноименными характеристиками наблюде-
наблюдений отраженной волны, называют э ф-
фективными параметрами
данной волны и изучаемой
реальной среды [85, 106]. Одним
из таких параметров является эффек-
эффективная скорость Оэф, представляю-
представляющая собой скорость распространения волны
в среде, найденную в предположении ее одно-
однородности.
При аналитическом решении прямой за-
задачи возможно определение кинематических
характеристик (значений времени и различ-
различных его производных) в отдельной точке поля
или годографа. Соответствующие эффектив-
эффективные параметры называют дифферен-
дифференциальными. При численном решении
прямой з'а'Хачи и для решения обратной за-
задачи по экспериментальным данным произ-
производные времени и эффективные параметры
определяют по элементам годографов или
участкам полей времен для баз конечной
длины Д. Если Д < zo/2 (zo — глубина от-
отражающей границы), то вычисленная эф-
эффективная скорость, близкая к дифферен-
дифференциальной, мож*ет быть названа локаль-
локальной. При Д >zo/2 получают интег-
интегральные скорости, зависящие не
только от свойств изучаемой Среды, но и от
размеров используемого участка и способа
обработки данных. С увеличением базы
усиливается подавление случайных погреш-
погрешностей времени, но затрудняются анализ я
311
Рис. VI.5. Виды эффективных моделей.
Для модели // расстановка хв—хп относится к ОГТ и двумерному полю, Ох — к ОТВ
ослабление систематических влияний за счет
отклонения реальной среды от аппроксими-
аппроксимирующей модели.
Формулы дифференциальных эффективных
параметров в двумерном и трехмерном слу-
случаях. Значения дифференциальных эффек-
эффективных параметров и их связи с параметрами
реальной среды зависят от выбора эффектив-
эффективной модели и от системы кинематических
характеристик. Наиболее простой моделью
является эффективная модель / с горизон-
горизонтальной отражающей границей и с однород-
однородной покрывающей средой (рис. VI.5). Та-
Такая модель имеет два параметра': скорость v
и глубину Н. Для вычисления эффективных
параметров v^ и ЯЭф необходимо не менее
двух уравнений кинематических характе-
характеристик, которыми могут являться время
отражения t и его производные: по годографу
ОТВ tx = dt/дх, txx = дЧ1дх2 и по годографу
ОГТ или двумерному полю времен tt =
= dtldl, tn = дЧ1д1г. При использовании
различных систем характеристик: (t, tx),
У* *х> ***). (t, tfi, (t, tt, tn) получают различ-
различные формулы для Оэф и #Эф (табл. VI.1).
Лучше отвечает реальным средам эффек-
эффективная модель // (см. рис. VI.5) с плоской
наклонной отражающей границей и с одно-
однородной покрывающей средой, имеющая три
параметра: скорость о, глубину Н по нормали
в заданной точке профиля и угол наклона <р.
Для вычисления эффективных параметров
312
достаточно системы уравнений трех кине-
кинематических характеристик из числа t, tx>
txxt h, hi* tx = dtldX. Системы (t, tx, txx),
(t, tt, tx) и (t, ti, tu, *x) дают три серии фор-
формул для оэф, #эф и фэф (см. табл. VI. 1).
Эффективные параметры равны' истинным
параметрам среды в случае ее соответствия
принятой эффективной модели и отличаются
от них в случае любого несоответствия. Так,
формула для о^фТав, По системе характеристик
(t, tx, txx) годографа ОТВ дает истинную
скорость о для среды как с горизонтальной
границей, так и с наклонной. В отличие or
этого уравнение для 0°?B по системе (t, ^}
справедливо только в рамках аппроксимации
реальной среды горизонтальной эффектив-
эффективной моделью /. Наклон границы вызывает-
расхождение скоростей
— V
1
2tf sin ф
~x
которое весьма существенно даже при неболь-
небольших углах наклона. Например, для х/2Н =
= 0, 1, ф= 5° эта величина равна —27%.
Кинематические характеристики (t, txy
двух разнонаправленных элементов годо-
графов ОТВ t (x)nt (x) в одной и той же точке-
Z.KM
1 Z
наблюдений позволяют определять параметры
среды при любых наклонах границы. Для
этого достаточно по характеристикам tx =
-?- и Тх = ti §- вычислить ti =
2, *•
, tX — tx — tx И
ДП
далее получить
уэф » "эф » Фэф1 чеРез систему характери-
характеристик двумерного поля (t, ti, tx)-
Эффективные параметры годографа ОГТ
по системам характеристик (t, ti) и (t, ti, tu)
дают истинные параметры однородной среды
только при горизонтальной границе. В слу-
случае наклона получается относительное за-
завышение скоростей
— v
coscp
— 1,
(VI.18)
составляющее, например, 1% для ф = 8°,
3% для <р=-14° и 10% для ф= 25°.
Если среда сложнее, чем эффективная мо-
модель //, то эффективные параметры по всем
приведенным в табл. VI.1 системам разли-
различаются друг от друга и от параметров реаль-
реальной среды. Это различие в общем случае из-
изменяется по годографам или полям времен,
в связи с чем уравнения эффективных пара-
параметров определяют не единственные их зна-
Рис. VI.6. Поля различных эф-
эффективных скоростей для мо-
модели с криволинейной отражаю-
отражающей границей и горизонтальной,
промежуточной.
«--?фг,т; '-
г — o^j? • q _ модель среды
чения, а описы вают поля оЭф (X, /), #э<ь (X, I)
Фэф (X, I) (рис. VI.6).
Трехмерную эффективную модель прини-
принимают обычно с плоской наклонной отражаю-
отражающей границей и с однородной покрывающей
средой, т. е. ее характеризуют четырьмя пара-
параметрами: о, ф, глубиной Н по нормали в за-
заданной точке поверхности и азимутом г|э —
углом между осью х и направлением падения
границы (см. рис. VI.5, модель ///). Для
определения эффективных параметров долж-
должны быть использованы не менее четырех кине-
кинематических характеристик волны.
Если среда точно соответствует модели ///,
то величины v^1 и Н^1, вычисленные по
двумерному полю времен на любом линейном
профиле, равны истинным параметрам среды v
и Н. Расхождение эффективных скоростей и
глубин по профилям различной ориентировки
может служить признаком того, что среда
отличается от данной модели* покрывающая
толща неоднородна или анизотропна, отра-
отражающая граница имеет неодинаковую кри-
кривизну по осям х и у.
Величина ф^,11 для модели /// дает кажу-
кажущийся угол падения в лучевой плоскости,
проходящей через линию профиля и нормаль-
нормальной к отражающей границе. По двум взаимно
перпендикулярным профилям, параллельным
координатным осям х и у, определяют эф-
эффективные значения ф^эф. фызф кажущихся
углов, которые используют для вычисления
313
Системы эффективных параметров
Годографы, поля времен
Первая система
Кинемати-
Кинематические ха-
характеристики
Эффективные параметры
Годограф ОТВ
/ (х) = JL
„otb _ I/ _?_
"ЗФ1 - V ttx ¦
.OTB/OTB
Т _
эф 1 —°эф 1
где
Годограф ОГТ
«г»
ОГТ _ „ОГТ/ОГТ
ф1 — офГ0ф
Двумерное поле
) y
Годограф ОТВ
t (х) = —
дп ядп дп
уэф1» Лэф1» Фэф1
определяются по формулам
для системы (t, tu tx)> где
„=?+?*, tx-r,-T,
Двумерное поле
Л */.
«uni=^rTcos(
Рэф 1»
t (X, /) = — Vl2 cos2 ф + 4Я2 (X)
Я (X) = Я @) + X sin ф
314
отраженных волн
Таблица VI.1
Вторая система
Предельная система при х -»• 0, / ->• О
Кинемати-
Кинематические
харак-
характеристики
Эффективные параметры
Кинемати-
Кинематические
харак-
характеристики
Эффективные параметры
t, tx, tx
/о,
"XX + *
t/OTB _ „ОТВ^ОТВ
"эф 2 — иэф2*0зф
-V*2-^ (»«+<?)
,ОТВ _
ОГТ _ \f
ОТ _ „ОГТ/ОГТ /9
эф 2 — иэф 2*0 эф 2/А
)ОГТ _
>> *дс» *дс
„отв _
°ф 2 -
отв __
ф2 —
s*2 ^«7
OTB „OTB
»ф. П — "эф. п
2 в &эф
'оХ
Дп _ {х огт
— 2— 2 Оэф2
„ДП _„ОГТ гп«.тДП
иэф. п — °эф. п cos Фэф. п
= /т
315
Немер
модели
на рис. VI.5
III
Годографы, поля времен
Трехмерное поле
5 + 4Я2 (X, Y),
Н(Х, У) = Я@, 0) +
-f- X sin фх + Y sin ц>у,
где
sin фх = sin ф cos i|>,
sin ф^ = sin ф sin ip
Первая система
Кинемати-
Кинематические хара-
характеристики
t, th tx, ty
Эффективные параметры
ТП ..ОГТ l/i ' • 2 ТП
ji' — х) 1/ 1 —— Sin (D
Эф 1 Эф 1 If О т эф 1 9
1/ТП -,ТП лОП in
•"эф 1 — иэф ГО эф l/Z>
, V tx + ft . огт. t
^0 эф 1
Эффективного угла наклона и эффективного
азимута:
пользованию трехмерного поля среднего
квадрэтического времени t (X, Y, /) =
sin
ф =¦• V sin * ц>х эф 4- sin 2 уу эф, (VI. 19)
= sin уу Эф/sin ф* эф. (VI.20)
Таким образом, совокупность двумерных
полей времен /х (X, 1Х) и t2 (У, 1у), где X =
— Х1 + *2 у _ У\ + У2 , _ „ „ / _
2—» о—' — — * —
= у2 — ух, позволяет определить не только
параметры v^, #Эф, фэф, ^эф модели ///,
но и степень отличия среды от модели. Это
объясняется тем, что используются избыточ-
избыточные системы кинематических характеристик
Pi. hi, tiX, *2. hi. hy) или (tlt *,/, ttu,
hx, h> hl> hih hv,
где
= dtJdX,
tu = dtjdtx, tui=
/2J =dt2jdly, tm=
В рамках принятой модели для двух про-
профилей могут отличаться координаты (X, Y)
и удаления: 1Х Ф 1у.
Известен ряд способов вычисления эффек-
эффективных параметров по ортогональным про-
профилям и по другим пространственным си-
системам (см. § 65). В табл. VI. 1 в качестве
примера приведены формулы одного из та-
таких способов [85]. который сводится к ис-
316
K
——у причем в данном случае вза-
взаимно перпендикулярные базы наблюдения
имеют общую центральную точку (X, Y) и
одинаковую длину / = 1Х= 1У. Способ пред-
предложен для первой системы характеристик
Р» tlJx> 'у) и распространен здесь на вторую
систему (t, ti, tu, tx, ty), а также на предель-
предельную (t0, tou, toX, *oy).
Характеристики t, ti, tu трехмерного поля
представляют собой результат усреднения
характеристик tx и /а, txi и hi, t\u и t2u годо-
годографов ОГТ по двум перпендикулярным про-
профилям. При этом не вычисляют раздельно
по профилям значения v^?T и далее и^фП,
поэтому отсутствует возможность анализа
отличия среды от эффективной модели.
Формулы для ф^1 и ч^ф1 получаются из
формул (VI. 19) и (VI.20) при дополнительном
условии 1Х= 1У= I.
Зависимость эффективной скорости от гео-
геометрического расхождения лучевой трубки.
Эта зависимость имеет важное значение при
установлении связей эффективной скорости
с параметрами среды — пластовыми скоро-
скоростями, мощностями слоев, наклонами и кри-
кривизнами отражающей и промежуточных гра-
границ.
Кажущуюся скорость ук, кривизну W
фронта волны и ее геометрическое расхож-
расхождение С? (радиус волнового фронта) выра-
Продолжение табл. VI. 1
Вторая система
Предельная система при х -»¦ О, I -> О
ческие
характе-
характеристики
Эффективные параметры
Кинемати.
ческие
характе-
характеристики
Эффективные параметры
t, tb til.
0эф2
ТП
ф. п
/ТП
,ТП
V tlx + tuY on
где dn = ~Z- сЭф.1п,
жают через производные годографа ОТВ
следующим образом:
Q
vt
sm
cos2a0
(VI.21)
(VI .22)
где ae — угол выхода, или падения, отражен-
отраженного луча на линию наблюдений (нулевую
границу); ьг — скорость волны в верхнем
слое.
Для годографа ОГТ t (/) аналогично
sin с?гт э
„~Л~0Х1'
cos2a
Здесь у
лОТ1 „ОП
(VI. 23)
(VL24)
соот-
соответственно кажущая скорость, кривизна
фронта волны, геометрическое расхождение
и угол падения на линию наблюдении для
фиктивной волны, как бы распространяю-
распространяющейся из некоторого общего фиктивного
источника и образующей годограф ОГТ.
Учитывая соотношения (VI.21)—(VI.24),
можно выразить различные дифференциаль-
дифференциальные эффективные скорости (см. табл. VI. 1)
не через производные годографов, а через
угол падения луча и его геометрическое рас-
расхождение (табл. VI.2). Скорости
и tA1^, вычисленные без участия вторых
производных, не зависят от кривизны фронта
волны, и следовательно, от кривизны границ.
Скорости и^в, о?ф2Т и оэф2 связаны с кри-
кривизнами фронта волны и границ. При этом
на у^в влияет кривизна и отражающей, и
преломляющих границ, а на *>эф2Т и оэф2 —
только преломляющих границ.
Предельная эффективная скорость и ее
связь с распределением скоростей в среде.
Предель ной называется эффективная
скорость Удф.п при х-*0 (ОТВ) или I -> О
(ОГТ). В табл. VI. I приведены формулы за-
зависимостей оэф. п и других предельных эф-
эффективных параметров от характеристик
годографов и полей времен: t0, t^c =^
= dtldx(x=0), t0xx = дЧ/дх* (х = 0), toa «
= дЧ1дР (I — 0). В табл. V1.2 даны уравне-
уравнения связи предельных эффективных скоростей
с углом выхода аоп нормального луча и с рас-»
хождением Qa центральной лучевой трубки.
Предельный угол сс^гт =0в связи с сим-
симметрией годографа ОГТ относительно I = 0.
В табл. VI.# приведены формулы для оп-
определения величин, входящих в уравнения
предельных эффективных скоростей при раз-
различных моделях среды (рис. VI.7). Из
табл. VI.2 и VI.3 можно найти связь между
параметрами типичных сред и предельными
эффективными скоростями.
Необходимо иметь в виду, что вторые про-
производные tWK и hu годографов ОТВ и ОГТ
317
Таблица VI.2
Связь эффективных скоростей с геометрическим расхождением
и углом выхода отраженного луча
Годографы,
поля времен
Эффективная скорость
Первая система Вторая система I Предельная система
Годограф
РТВ
yOTB = T/jL_I!l
ЭФ i V t sin <
SUIOCq
„отв
'эф 2
1
cos2a0 sinaa0
отв _
уф —
Годограф
ОГТ
_ , Г I
„огт
sin a<?rT
sin2aorT
Двумерное
поле
,огт
= COS фэф. п
для сред с плоскими границами раздела и
однородными пластами тождественны. При
этом
4n=QorTcosa0n)
следовательно,
Пп = «Эп = »?фГТп cos Фэф.п. (VI.25)
В условиях криволинейных границ это
равенство не соблюдается. Так, для однород-
318
ной среды и криволинейной отражающей
границы в соответствии с табл. VI.2 и VI.3
= С.
(VI .26)
= V* «9ОфТВп = cos Фэф. п
Таким образом, предельная эффективная
скорость для поля времен в условиях одно^
родной среды равна истинной скорости вереде
и не зависит ни от кривизны границы, ни
от ее наклона, тогда как предельные скорости,
свойственные годографам ОТВ и ОГТ, отли-
.V(Z)
/ ж
д
Of
vT"
— ---
Jz,
-*TL
-яг
Рис. VI.7. Виды сейсмогеологических сред.
а — однородная с плоской границей; б — однород-
однородная с криволинейной границей; в — кусочно-однород-
кусочно-однородная с плоскими границами; г — согласно-слоистая;
д — горизонтально-слоистая; е — вертикально-гра-
вертикально-градиентная; ж — кусочно-однородная с криволиней-
криволинейными границами
чаются от истинной скорости в среде. При
ОТВ отличия обусловлены только кривизной
отражающей границы, при ОГТ — лишь
ее наклоном.
ральной или локальной эффективной скорости
в виде
(VI .27)
Способы определения
эффективных скоростей
отраженных волн
Обобщенные формулы интегральных и ло-
локальных эффективных скоростей [106]. При
обработке полевых материалов возможно
определение кинематических волн только на
конечных базах наблюдения и соответственно
вычисление не дифференциальных, а локаль-
локальных и интегральных эффективных параметров.
В процессе вычисления происходит осредне-
осреднение, выравнивание значений времени или
какой-либо его функции в различных точках
годографа (временного поля).
Двумерное поле времен. Из уравнения дву-
двумерного поля для модели с наклонной отра-
отражающей границей и с однородной покрываю-
покрывающей средой (см. табл. VI. 1), применяя функ-
функцию выравнивания р, удовлетворяющую ус-
условию ?pj- = 0, получают формулу интег-
интеггде
(VI.28)
(VI.29)
(VI. 30)
Суммирование в выражениях (VI.29),
(VI.30) ведется по всей совокупности точек
поля (Xi, li), используемой для определения,
где I — расстояние источник — приемник,
X — координата средней точки. Формула v®?T
строго справедлива при Х{ = const, т. е.
для годографа ОГТ, и приближенно — для
ограниченного участка двумерного поля, тем
более протяженного по X, чем меньше угол
наклона отражающей границы.
Если весовая функция не только удовлет-
удовлетворяет условию ?Р/ =0, но и является
антисимметричной относительно средней
319
320
Рис. VI.8. Примеры антисимметричных
(а—в) и симметричных (г—е) функций
выравнивания tut2 при вычислении оЭф
точки базы определения (рис. VI.8, а—в),
т. е.
(VI.31)
каждая
кроме
(см. рис. VI.8, г—е). При этом»
Р/ = 0, выполняется условие
.r)=-p(L-r)
при 0< г< (А/2), то
а = 2ту.
С = 2LE,
ту
'эф —
Здесь
(VI.33)
(VI.34)
(VI. 35)
Для таких функций
(VI.36)
(VI.37>
и формула для интегральной эффективной
скорости принимает вид
L — среднее удаление базы.
Полученная скорость соответствует диф-
дифференциальной эффективной скорости v®IT
(см. табл. VI. 1) при оценке времени и его про-
производной соответственно как / = т, /; =
= у/Е.
Применяют также весовые функции, сим-
симметричные относительно средней точки L
и чаще всего состоящие из антисимметричных
отрезков на двух половинах базы длиной А
322
„огт _ лГ
где
Е =
= E2J Ei =
(VI.38)
_ 7;
=— 2 '^' V» =
= 2 'tP«.
2
1, 2
I/El
'1,2
•а 2 обозначает суммирование по первой или
1. 2
второй половине базы.
Полученная скорость соответствует диф-
дифференциальной эффективной скорости v®?^
(см. табл. VI. 1) при t = т, ti = -I , Л/ =
=
частном случае, когда исполь-
зуют только две точки для оценки наклона го-
годографа Ух 2 на каждой половине базы, Е = А,
tt = y/A, /h = G2 - 7i)/A2-
О5«« годограф ОТВ. Обобщенные формулы
лолучены из уравнения годографа ti (xt)
с использованием весовых функций, удов-
удовлетворяющих условию YiPi = 0 и симметрич-
симметричных относительно средней точки L базы оп-
определения (см. рис. VI.8, г—е). При выравни-
выравнивании tz формула для интегральной эффектив-
эффективной скорости i>S^B аналогична выражению
(VI.28), а при выравнивании t — формуле
(VI.38), причем величины С, ?2 и ?2 вычис-
вычисляют с использованием координат а;,-, а не Ц.
Величина v^B в случае выравнивания t
-соответствует дифференциальной эффектив-
эффективной скорости
при i = т, tx= ¦ ¦ ,
txx = 2.p . В отличие от v
в данном слу-
случае не требуется умножения на уточняющий
коэффициент cos фэф.
Два разнонаправленных годографа ОТВ.
Обобщенные формулы получают при ис-
использовании на каждом годографе антисим-
антисимметричной весовой функции (рис. VI.8, а—в).
Формула для интегральной эффективной ско-
скорости при выравнивании t2 имеет вид
Ф, (VI-39)
входящие в нее величины складываются из
результатов суммирования по двум разно-
разнонаправленным элементам
С = 2С, =2С2, Си 2 = 2 APi\ (VL4°)
1. 2
I, 2
Множитель Ф, учитывающий наклон от-
отражающей границы, для симметричных эле-
элементов ОТВ составляет единицу, для встреч-
встречных равен V cos 2фЭф, для равноудаленных
равен cos фэф.
При выравнивании t
-/
2LE
Ф,
(VI.42)
где
Е = Ех = ?3 = 2 xiPi> Ti, 2 =
1, 2
'J, . 7i, 2 = 2 *tPi-
2j \Pi I 1, 2
1.2
Получение у9ф по симметричным элементам
OTR
является частным случаем получения v^
по одному годографу ОТВ с симметричной
весовой функцией, когда середина базы оп-
определения (центр симметрии функции) сов-
совпадает с источником. Соответствующие фор-
формулы легко приводятся друг к другу.
При использовании равноудаленных эле-
элементов можно принять тх = т2 = т, что наи-
наиболее строго выполняется для взаимных от-
отрезков годографов. В этом случае величина %j,
соответствует дифференциальной эффективной
скорости v®SJ (см. табл. VI. 1) при t = х,
t,=
1
2Е '
Вычисление эффективного угла
наклона границы необходимо для уточнения
величин иэф, полученных по годографам
ОГТ или по разнонаправленным годографам
ОТВ. Формула для интегрального или ло-
локального эффективного угла имеет вид
.огт
V
t0 эф '
(VI.43)
где т] = S/(•/?/, F = T>Xipi, суммирование
ведется по всем точкам (Х{, U) участка дву-
двумерного поля, а весовая функция должна быть
антисимметрична относительно середины ХСр
участка определения
11
Формула (VI.43) соответствует дифферен-
дифференциальному эффективному параметру ф^,п
(см. табл. VI. 1) при t = т, tx=t\/F. Фор-
Формула (VI.43) справедлива при / я? const,
т. е. участок двумерного поля, используемый
для определения фэф, должен быть ограничен
по оси /.
323
Величину *0Эф при выравнивании t2 вы-
вычисляют по формуле
при выравнивании t
Применение обобщенных формул. ' При-
Приведенные выше формулы интегральных и
локальных эффективных скоростей охваты-
охватывают множество известных и возможных спо-
способов определения иЭф по годографам и полям
времен. Различия между способами опреде-
определяются следующим.
1. Видом выравниваемой величины — t
(при использовании кинематического пара-
параметра у) или t2 (при использовании а).
Иногда применяют выравнивание других
функций времени отражения. Симметричное
распределение ошибок t делает предпочти-
предпочтительным сглаживание именно этой величины.
2. Видом выравнивания — графическим
или аналитическим. В настоящее время гра-
графоаналитические способы определения эф-
эффективных скоростей, включающие этап гра-
графического сглаживания, сохранили свое зна-
значение только в качестве полевых экспресс-
методов. Основное значение имеют аналити-
аналитические способы с применением ЭВМ.
3. Видом функции выравнивания р (X/,
/j), который включает в себя выбор исполь-
используемой совокупности точек двумерного поля
(Х[, /,•) и распределение весов для суммиро-
суммирования значений t или t2 в этих точках. Сово-
Совокупность точек может, в частности, состоять
из одного или нескольких годографов ОТВ,
ОТП, ОГТ. Влияние функции выравнивания
на подавление случайных и систематических
искажений t и уэф рассматривается ниже.
Графоаналитические способы. Способы
подбора. Известно несколько таких способов.
Один из них предусматривает сведение к ми-
минимуму разброса мнимых точек при построе-
построении отражающих площадок способом засечек.
Для годографа, симметрично расположенного
относительно источника, подбирают значе-
значение иэф, при котором многоугольник невязки
имел бы минимальные размеры.
Другой способ заключается в сведении
отражающих элементов границы в прямую
линию. Варьируя значения уэф, строят отра-
отражающие элементы, соответствующие различ-
различным участкам годографа. Обычно годограф
разбивают на два участка, расположенных
по разные стороны от источника, или исполь-
используют встречные годографы. Изменяя иэф>
добиваются положения, при котором отражаю-
отражающие элементы смыкаются, образуя прямоли-
прямолинейную площадку.
324
Способы теоретических годографов. Изве-
Известен ряд таких способов. В одном из них уЭф»
определяют с помощью г полулогарифмиче-
полулогарифмической палетки кривых Ux (х), рассчитанной
по формуле [99]
(VI.44)
где х = х — хэф.
Известен способ [16] определения 1>эф,
с помощью палетки кривых U2 (х), вычислен-
вычисленных по формуле
(VI-45>
Имеется несколько модификаций способа
определения иЭф с помощью палетки гипер-
гипербол или парабол, построенных в масштабе
экспериментального годографа. В одной из
них палетка гипербол t (x) рассчитывается
по формуле
(VI.46>
Значение С при построении палетки при-
принимают постоянным и равным наибольшей
величине взрывного интервала. Параметрами
кривых являются величины А/ и *min. Зна-
Значение tm\a для каждой гиперболы выбирают
произвольно, но так, чтобы удовлетворялось-
условие At <С tfmin- При сопоставлении экс-
экспериментального годографа с палеткой на-
находят параметры At и *min совпадающей
с ним кривой. Значение оэф определяют по-
формуле
v . = С . (VI.47)
Из рассмотренных способов теоретических
годографов первые два основаны на преобра-
преобразовании координат. Третий способ не преду-
предусматривает такого преобразования и является
менее трудоемким. Кроме того, в нем исполь-
используют только значения tux, непосредственно
измеряемые экспериментально, и не опери-
оперируют промежуточными величинами, например"
^min. погрешность определения которых силь-
сильно влияет на результаты вычислений. Нако-
Наконец, равноточность измеряемых времен также
обусловливает целесообразность осреднения
значений t, а не каких-либо его функций.
Поэтому более простые палетки t (x) позво-
позволяют получить точность выше, чем палетки
Их (х) или U2 (х).
Способы преобразования годографов в пря-
прямую. Различают способы одиночного годо-
годографа и встречных или нагоняющих годогра-
Lmi,n
О х„
X
0
фов. Определение эффективной скорости со-
состоит из следующих операций: 1) пересчет
координат t и х годографа ОТВ или ОГТ
в предположении его гиперболичности в ко-
координаты g и у прямой; 2) построение графика
g (у) и его усреднение прямой g = а± + а2у,
3) графическое определение приращений ко-
координат Ag и Ау прямой; 4) вычисление на-
Рис. VI.9. Способы трансфор-
трансформации годографов в прямую
клона а2 = Ag/Ay; 5) пересчет наклона в эф-
эффективную скорость по формуле
иЭф =
(VI.48)
где со — постоянный коэффициент, завися-
зависящий от способа трансформации (табл. VI.4);
(рис. VI.9).
Таблица VI.4
Координаты и коэффициенты со для различных способов
трансформации годографов в прямую
Способ трансформации
Способ квадратичных координат, пер-
первая модификация
То же, вторая модификация
Способ асимптот
Способ постоянной разности, первая,
основная, модификация
То же, вторая, приближенная, модифи-
модификация
То же, третья, приближенная, модифи-
модификация (способ кажущихся скоростей)
Способ встречных и нагоняющих го-
годографов
Способ разностного годографа
У
(X — ЛГэфJ
(х - *«J
X*
X
х
X
X
X
g
t\ + tl
t2 — ?.
min
/„ /,
*2 4
t {h - h)
t\ - q
@
1
2
1
2A
A
T
A
2/cos 2ф
— cos 2ф
Позиция
на рис. VI.9
а
б
а
в
в
в
г
г
325
Определение среднего времени т в способе
разностного годографа рассмотрено ниже
в §64.
Аналитические способы. Способы, ос-
основанные на преобразовании гиперболы в пря-
прямую. Некоторые способы преобразования
годографа в прямую и формулы связи иэф
с наклоном прямой а2 даны выше (см.
табл. VI.4). Приведем аналитические формулы
определения наклона а2 и иЭф-
Наклон а2 вычисляется с помощью методов
наименьших квадратов (МНК) и средних
(МС) при дискретном представлении годо-
годографа по формуле
t=i
(VI.49)
где п — число точек на заданном участке
графика g (yi); p (yi) — оператор, характе-
характеризующий метод статистической оценки пара-
параметра а2.
Если в качестве метода оценки а2 выбран
МНК,
Р(Уд = пУ1-^У1- (VI-50)
Для метода средних в случае разбиения
системы из п уравнений на две равные группы
с L — (А/2) <и</,и!<и<1+ (А/2)
Р (Уд =
¦—1 при L — (A/2) <yt < L,
1 при L<yi<L + (A/2),
(VI .51)
где L — абсцисса середины графика g (г/,).
Использование различных весовых функ-
функций дает различные модификации аналити-
аналитических способов. Большинство из них пред-
представляет собой частные случаи обобщенных
формул выравнивания t2 и t. Для способа
встречных годографов справедлива обобщен-
обобщенная формула
-V
где а1>2 =
(VI.52)
i определяется суммирова-
1.2
нием по п равномерно расположенных точек
каждой ветви годографа длиной А.
При использовании МНК
<VI-53>
Pi = —1 +
326
п—\
при 1 < i < п;
(VI.54)
в случае использования МС с двумя равно
мерными группировками уравнений
С =
Д2
Pi =
4A-1)
—1 при 1
для нечетного п,
для четного п,
(VI.55)
(VI .56)
<л/2,
1 при п/2< i < п.
Способы преобразования гиперболы в пара-
параболу. Известно множество приемов замены
координат {t, x) или (/, /) гиперболы коор-
координатами {g, у) параболы. Ниже рассмотрены
некоторые из них (табл. VI.5) применительно
к годографам ОТВ, но эти приемы могут быть
использованы и при обработке годографов
ОГТ.
Для каждого из способов в табл. VI.5,
как и для способов в табл. VI.4, может быть
предложен ряд модификаций, различающихся
методами оценки параметра а3 = 1/и|ф.
Все способы параболической трансформации
независимо от метода оценок а3 описываются
обобщенной формулой
V
(VI.57)
Выражения для р {уд, выведенные из ус-
условий МНК и МС при использовании равно-
равномерных группировок по числу неизвестных,
приведены в табл. VI.6.
Приведенные весовые функции р {у) не
исчерпывают всех модификаций. Если учесть,
что возможны другие способы разделения
уравнений на группы в МС,- то легко пред-
представить возможность конструирования ог*
ромного множества операторов р {у) и, следо-
следовательно, способов и модификаций определе-
определения эффективной скорости.
Автоматическое определение ©эф. Регули-
Регулируемый направленный анализ. Такой анализ
сейсмических волн по сейсмограммам U {t, x)
является средством измерения когерентности
сигналов по различным траекториям t {x)
путем суммирования, взаимной корреляции
и других интерференционных приемов.
Если РНА для определения локальных
параметров выполняют на малых базах, то не-
независимо от способа подбора трасс (ОТВ,
ОТП, ОГТ) можно использовать прямолиней-
прямолинейные траектории, т. е. аппроксимировать оси
синфазности элементами прямой вида
t{x) =т+-т-(* — L), (VI.58)
Способы трансформации годографов в параболу
Таблица VI.5
Способ транс-
трансформации
Основной
способ
Способ груп-
группировки
Способ доба-
добавочной инфор-
информации Л?эф
Способ доба-
добавочной инфор-
информации tmin,
Вид уравнения
+ а2у + а3у2
.-*. + *,
g — at + а3у2
g = *зУ2
g
t*
t2 t2
cp
t*
f-t2.
1 mm
У
X
X— ДСср
X Х$ф
Хш «эф
а,
4Я2
2
0
эф тэф
Уэф
0
а,
4Яэф sin фэф
V2
4Яэф sin фэф
0
0
Таблица VI.6
Весовые
Способ трансформации
Основной способ
Способ группировки
Способ добавочной
информации *Эф
Способ добавочной ин-
информации tmm, *эф
функции для трансформации
Оператор р
МНК.
при 1 < i <: я
6 (i — п) B0я — 1) (| + п — 2) —
— (я— ПCя — 4)
я (я2— 1)(я — 2)
при 1 <: ( < п — 1
1 при i =п
6(i —1J
(я — 1) Bя — 1)
при I <: ( <: я
— 1 при i = 1
6(i— IJ
п(п— 1)Bп — 1)
при 2 < i < я
годографов
мс
1 при 1 <: i
и при — + 1
— 2 при -тр+1
я+1
п —2 Р <
(Зя—1)
<1<я— 1; 1
— 1 при 1<
л Я ,
1 при — +1
— 1 при i
п-1 ПР" "^
я
<: i <я
. 2я
1^ 2
л+ 1 ^
при i =я
я
^ 2
<i <я
= 1
s: t <:я
327
где т — ордината прямой в центре базы (х =
= L); у — приращение времени на базе А.
В случае, когда РНА проводят на больших
базах с целью оценки интегральной эффектив-
эффективной скорости, обязательным является для
оценки когерентности использование криво-
криволинейных траекторий. При анализе сейсмо-
сейсмограмм ОТВ или ОТП в качестве траектории
РНА берут гиперболу
'(*)=7^(*-хэФ)а + "!ф- <VI-59)
Анализ проводят путем перебора гэф для
фиксированных значений ЯЭф/уЭф = *min =
= const, хЭф = const.
Наиболее широко приемы РНА по гипер-
гиперболическим траекториям применяют при об-
обработке данных ОГТ. Уравнение гиперболы,
аппроксимирующей годограф ОГТ, можно
привести к виду
t (i) =
max
(VI.60)
где у = t (/щах) — U — нормальное прира-
приращение времени на базе А = /тах. При у <.t0
слагаемым с у2 можно пренебречь.
Известны приемы РНА сейсмограмм ОГТ
после введения априорных кинематических
поправок. Траекторией РНА при определении
меры когерентности в этом случае служит
парабола, аппроксимирующая остаточный
годограф
в </) = / (/) -
^апр
(VI.61)
где иапр — скорость, используемая при рас-
расчете априорных кинематических поправок.
Уравнение параболы можно представить
следующим образом:
--to + al2, (VI.62)
где
а =
4 At;
Л? = У - YanP, Аи = vorT - иапр; (VI .64)
Yanp — априорная кинематическая поправка
при /тах.
Процедура РНА состоит в том, что сейсмо-
сейсмограмма ОТВ или ОГТ разбивается на ряд
перекрывающихся окон, имеющих одинако-
одинаковую ширину А по оси х и постоянную или
изменяющуюся вдоль профиля ширину по
оси it. В пределах окна осуществляется ин-
интерференционный прием колебаний по тра-
траекториям t (x) с перебором их кинематиче-
кинематических параметров у и иЭф, и каждый раз из-
измеряется интегральное значение F амплитуды
328
выходного сигнала. Величину кинематиче-
кинематического параметра волны определяют по макси-
максимуму F.
Изображения F (уэф) для постоянных зна-
значений t, где роль t выполняют /ср, tQ или tm\n,
расположенные последовательно сверху вниз
в порядке возрастания времени, называют
вертикальными спектрами
скоростей. Аналогичные изображения
F (у) называют вертикальными
спектрами приращений. Кри-
Кривые уЭф (t) и у (t), проходящие через макси-
максимумы соответствующих вертикальных спек-
спектров, являются кинематическими
параметрическими диаграм-
диаграммами соответственно эффек-
эффективных скоростей и прира-
приращений.
Изображения F (иЭф) и F (у), выбранные
из серии вертикальных спектров для задан-
заданного отражения и расположенные последова-
последовательно вдоль профиля X, называют гори-
горизонтальными спектрами со-
соответственно скоростей или
приращений, а кривые оЭф (X) и
у (X) — развернутыми графи-
графиками эффективных скоро-
скоростей и приращений.
Наиболее широкое применение имеют сле-
следующие способы РНА:
1) регулируемое направлен-
направленное суммирование (РНС) трасс
с оценкой меры когерентности
К '
/2=1 / = 1
2) оценка подобия (ОП), основан-
основанная на сравнении энергии суммарной трассы
с энергией исходных трасс,
К г J
1 V V
Foni =
Non Lj \ La
fe=l L/=i
T
fk) ;
(VI. 66)
(VI.63) 3) взаимная корреляция (ВК)
1
2
?*•>•
(VI.67)
Здесь t — индекс траектории (i = 1, 2, ...
...,/); / — индекс трассы (/= 1, 2, ..., J);
k — индекс отсчета в окне вдоль оси времен
(k = 1, 2, ..., К); Rij — функция взаимной
корреляции (ФВК) трассы / с опорной трас-
трассой в окне анализа, имеющем К. отсчетов;
N — коэффициент нормализации.
Нормализация необходима, поскольку раз-
разным окнам (временам) соответствуют различ-
различные уровни сигналов, следовательно-, разные
диапазоны изменения F.
При использовании алгоритма РНС нор-
нормализацию чаще всего проводя!", по сум-
суммарной амплитуде записи в окне анализа
К J
лрнс = Е S и> ('//*) I- (VI-68)
При этом всегда 0 <: Fphcj < 1-
В способе ОП в качестве коэффициента
нормализации принимают суммарную ква-
дратическую амплитуду записи
К
iVon = JS S ^ (*//*)¦ (VI.69)
Всегда 0 < Forn < 1-
В способе В К нормализация может быть
выполнена по средней геометрической или
средней арифметической энергии трасс. Оп-
Определение меры когерентности по взаимной
корреляции трасс требует очень большого
объема вычислений. Для его уменьшения
вычисление ФВК часто заменяют эквивалент-
эквивалентной операцией — расчетом полусуммы, со-
составленной из квадратов суммы трасс и суммы
автокорреляции трасс. При этом
-У
(VI-70)
В качестве коэффициента нормализации
иногда принимают
К
(VL71)
получая при этом алгоритм энергоана-
энергоанализа.
Известен алгоритм, предусматривающий
возведение Суммарной трассы в степень р —
= 1, 2, 3, ..., оо и затем возведение резуль-
результата интегрирования в окне анализа в сте-
степень \1р. Общая формула имеет вид
F.--±-\V
(VI .72)
При р = 1 получают алгоритм РНС,
при р = 2 — алгоритм, эквивалентный спо-
способу ОП.
Результаты модельных и эксперименталь-
экспериментальных исследований РНА, а также теоретиче-
ские оценки позволяют сделать следующие
выводы.
1. При отсутствии шума разрешение волн
с параметрами yt и у2 в значительной мере
определяется выбором способа измерения
меры когерентности и достигается при Ау =
= 7i — 7а = A,25-^2,00) Т, где Т — види-
видимый период колебаний.
2. Теоретически разрешающая способность
алгоритмов РНА при отсутствии нерегуляр-
нерегулярных помех возрастает по мере увеличения
степени р, в которую возводят суммарную
трассу. Однако опыт свидетельствует о не-
нецелесообразности применения алгоритмов,
в которых р >¦ 2.
В районах с сильными случайными поме-
помехами (при отношении сигнал/помеха, мень-
меньшем 0,5) почти всегда предпочтительнее при-
применять способы РНС. На площадях, где пре-
преобладают регулярные помехи, предпочтение
отдают способам ФВК и ОП. В связи с тем,
что свойства полезных волн и помех заранее
неизвестны, окончательный выбор оптималь-
оптимального способа РНА производят путем массового
опробования алгоритмов на эксперименталь-
экспериментальных- материалах.
Ширину окна на оси времен, т. е. интервал
2Дт интегрирования во всех алгоритмах РНА
выбирают с учетом уровня помех и требую-
требующейся детальности анализа. Чем выше уро-
уровень помех, тем большие интервал 2Дт и
число К следует использовать и тем меньшей
будет детальность анализа. При слабом фоне
помех можно интервал 2Ат стремить к нулю,
а К -*¦ 1. т. е. ограничиться получением сум-
молент и энерголент МРНП или криволиней-
криволинейного суммирования.
Использование логических процедур. Рас-
Рассмотренные выше интегральные способы РНА
определяют когерентность в довольно ши-
широком (Т—ЗТ) окне анализа, что не всегда
обеспечивает высокую точность получения
кинематических параметров т, у и оэф- Для
повышения точности применяют логические
процедуры с анализом каждой отдельной оси
синфазности. Такие процедуры используют,
например, в алгоритмах выделения волн на
суммолентах РНП. При этом экстремумы со-
соседних трасс суммоленты последовательно
анализируют на выполнение ряда условий,
необходимых для разрастания: допустимый
разброс времен, амплитудный порог, ограни-
ограниченная протяженность разрастания. Затем
определяют параметры выделенных разра*
станий —время т, временной сдвигу и ампли-
амплитуду А.
Более универсальный алгоритм выделяет
волны на различных трансформантах (сум-
(суммоленты РНС, энерголенты ОП, коррело-
граммы В К), полученных при произвольной
форме траекторий анализа и при К = 1.
Вначале все трассы U (г), различающиеся
329
параметром Yi» складывают. На временах,
где суммарная трасса Us, (т) имеет достаточно
сильные экстремумы, формируют зависи-
зависимости U Gt) при х = const. По экстремумам
на этих зависимостях находят разрастания
с использованием известных критериев РНП,
после чего снимают параметры т, у, А.
Перспективными являются алгоритмы, пре-
предусматривающие предварительную оценку т,
у, А, с помощью интегрального РНА и по-
последующее уточнение параметров по кине-
кинематическим и динамическим годографам,
полученным с применением логических про-
процедур без ограничения формы годографа.
Скан-анализ по иЭф- Способ предусматри-
предусматривает получение серии временных или глубин-
глубинных разрезов в пределах одного и того же
участка профиля многократных перекрытий
для серии априорных зависимостей уапр (^о)
или Vanp (*o)- Значения иапр или Yanp» ПРИ
которых на заданном времени получены наи-
наиболее четкие изображения отражающего гори-
горизонта, рассматривают в качестве параметров
отраженной волны. Способ сравнительно
прост и нагляден, однако точность его не-
невелика в связи с трудностями оценки опти-
оптимальности суммирования и невозможностью
обеспечить необходимую детальность скани-
сканирования.
Ослабление искажений
эффективной скорости
Виды искажений. Искажения времен отра-
отражения и, следовательно, эффективных ско-
скоростей по своей обусловленности подразде-
подразделяют на искажения измерений и допущений
[106]. К искажениям измерений относятся
аппаратурные искажения, ошибки высотной
и плановой привязки источников и приемни-
приемников, ошибки визуального или автоматического
определения времен и их приращений.
Искажения допущений связаны с рядом
несоответствий между реальной средой и
принятой эффективной моделью. Основными
из них являются: 1) скоростная дифферен-
дифференциация среды по вертикали; 2) наклон и кри-
кривизна отражающей, промежуточных границ
и поверхности наблюдений; 3) неоднородность
ВЧР и неидентичность условий возбуждения
и приема; 4) локальные внутрипластовые
неоднородности разреза; 5) тонкая слоистость
и квазианизотропность реальных сред; 6) аку-
акустическая и геометрическая шероховатость
границ; 7) конечная длительность импульса
отраженной волны, запаздывание максимума
энергии отраженной волны по отношению
к ее вступлению, изменение формы и дли-
длительности импульса вдоль линии наблюде-
наблюдений; 8) наложение регулярных волн-помех,
в первую очередь многократных отраженных,
боковых и обменных волн.
330
По характеру проявления искажения вре-
времен делятся на высокочастотные (случайные)
и низкочастотные (систематические). Высоко-
Высокочастотные искажения (погрешности) -f- иска-
искажения времен на годографе, период измене-
изменения которых по оси х во много раз меньше,
чем длина годографа. К ним относятся погреш-
погрешности измерений и статические искажения,свя-
искажения,связанные с изменчивостью поверхностных усло-
условий. Считая измерения и условия в каждой
точке приема и взрыва независимыми, можно
полагать, что период высокочастотных иска-
искажении равен шагу наблюдений. Опыт показы-
показывает, что величина этих искажений на поря-
¦док ниже, чем низкочастотных. Подавление
высокочастотных искажений происходит при
статистическом выравнивании данных.
Низкочастотные искажения — искажения
времен на годографах, период изменения ко-
которых по оси х больше или соизмерим с дли-
длиной годографа. К ним можно отнести неко-
некоторые погрешности измерений, однако в основ-
основном это перечисленные выше искажения дог1у-
щений. Так, у погрешностей обусловленных
недоучетом преломления, всегда по оси х пе-
период равен длине годографа; искажения, выз-
вызванные криволинейностью границ, имеют пе-
период, зависящий от размера структурных
форм в конкретном районе. Часть искажений
(из-за смещения фазового годографа относи-
относительно годографа первых вступлений, вызван-
вызванная неточным определением вертикального
времени и т. п.) ослабляют вводом соответ-
соответствующих поправок времени или эффектив-
эффективной скорости. Подавление искажений, свя-
связанных с изменениями ВЧР и с кривизной
отражающих границ, происходит в процессе
целенаправленного выравнивания путем ком-
комбинированной обработки по ансамблям. Учет
преломления на промежуточных границах
осуществляют путем пересчета эффективных
скоростей в предельные, пластовые передние.
Оценка высокочастотных погрешностей.
Уравнение связи между средними квадрати-
ческими погрешностями вычисления ско-
скорости пцу и времени mt получают из обобщен-
обобщенных формул (VI.27), (VI.34) в виде
тв=о8фтФт„ (VI.73)
где- т — среднее время; Ф — коэффициент
ослабления погрешностей, зависящий от вида
весовой функции р, т. е. от способа опреде-
определения эффективной скорости;
Ф =
1/ Ь2м v i>2(*;)
t=l
л — число точек на годографе.
Сравнительный анализ погрешностей по-
показывает, что по отношению к mt все способы
определения иэф (весовые функции), даже
при большом числе используемых точек,
практически равноточны. Несущественное
преимущество имеют формулы способа ква-
квадратичных координат при оценке параме-
параметров на основе МНК. '
Погрешность времени т* находят по рас-
расстоянию точек годографа ti (х) относительно
аппроксимирующей гиперболы ?; (х) с пара-
параметром Уэф
mt =
n—d
(VI .74)
где величина d = l-j-2 в зависимости от вида
функции р (х).
Если скорость вычисляют способами транс-
трансформации годографа в прямую вида g —
= ai(-\- a2y, то ошибку mv определения
скорости удобно находить по ошибке та
оценки наклона прямой g {у) с использова-
использованием формулы
mv = Qma = QMmg, (VI .75)
где mg — средняя квадратическая погреш-
погрешность определения невыравненного значе-
значения g; Q, М — коэффициенты, зависящие
от способа
Q = dv3lh/da,
М =—7— =
dg
VI
ytp(yi)
Выражения для коэффициентов Q и М
при некоторых способах трансформации в слу-
случае равномерного расположения точек на
графике g{y) приведены в табл. VI.7.
Погрешность mg находят по формуле
(VI .76)
n — d
где 1 <: d <: 2 в зависимости от вида функ-
функции р (х).
Оценка низкочастотных искажений [106J
Погрешность оценки с>эф в случае система-
систематических искажений можно определить по
разбросу полученных на ряде годографов
значений параметра 0, который связан с оэф,
по формуле
mv=QmQ. (VI.77)
Коэффициент Q = dv3$
выравниваемой функции
Q=l; при в=1/уэф
зависит от вида
6. При 9 = оэф
>!ф, при 6 =
Если В представляет собой угловой коэф-
коэффициент а2 прямой, осредняющей трансфор-
трансформированный годограф, то значения Q опре-
определяют по формулам, приведенными в
табл. VI.7.
Величину /лэ при выравнивании п значе-
значений 0 с равными весами вычисляют по фор-
формуле
/:
(VI.78)
Комбинированная обработка по ансамблям.
Целенаправленное комбинирование кине-
кинематических и динамических параметров, опре-
определенных по материалам многократных пере-
перекрытий, позволяет разделить информацию на
компоненты, несущие сведения о различных
частях геологического разреза. Появляется
возможность ослабить влияние систематиче-
систематических искажений, а также оценить по вну-
внутренней сходимости данных достоверность
определения скоростей [86].
Таблица VI.7
Коэффициенты Q и М для различных
способов преобразования годографов
Способ трансфор-
трансформации
Способ встречных
годографов
Способ разностных
годографов
Способ постоянной
разности
Способ асимптот
Q
4
4/
Г
4
4Л
v2
м
"^
2 о
21 — Д~
-г5
П р и м е ч а н и я. 1.
НИИ.
Т
I — длина прямой
3. Д — база вычисле-
331
Наблюденное значение времени tH в любой
точке годографа или двумерного поля вре-
времен можно представить в виде
/н (X, I) = tH (хв, х„) = t (хв, хп) +
*в) + Л*п (Хп) + б (*в. *п). (VI -79)
(*в> *п, *< 0) баз наблюдений (табл. VI.8).
В табл. VI.8 [см. формулу (VI.34)]
где t — неискаженное значение времени; Д/в,
д/п — искажения времен, связанные соот-
соответственно с неоднородностью ВЧР в области
пункта возбуждения хв и пункта приема хП;
X I у
б — случайные погрешности; X = » п ;
I = ХП — ХВ-
Подавление случайных погрешностей про-
происходит на всех этапах определения и ком-
комбинирования параметров по статистическим
законам, рассмотренным выше. Опуская слу-
случайную составляющую, величину кинема-
кинематического параметра у = ? /н №> h) Pi
можно записать как сумму
<VL8°)
где компонента у-0 зависит в основном от
скорости, 7Ф —от Угла наклона границы,
7в, 7п — соответственно от условий возбуж-
возбуждения и приема. При одинаковых базах А
и одинаковых антисимметричных функциях
выравнивания [см. формулу (VI.31)] р сла-
слагаемое » v постоянно, а слагаемые 7Ф» Yb.
уП различны для разных коммутаций, а также
для прямых (*в < хп, I > 0) и обратных
Таблица VI.8
Компоненты кинематического параметра
для различных коммутаций и направлений
базы наблюдений
Комму-
Коммутация
ОТВ
= const)
ОТП
= const)
ОГТ
(Х =
= const)
Направ-
Направление
базы
наблю-
наблюдений
•*-
->
<-
tt)
w
w
w
w
w
w
Уф
Ф
—Ф
—Ф
Ф
0
0
vB
0
0
—В
в
—В/2
В/2
п
—п
0
0
П/2
—П/2
F-
(•857)
•857)
_ С, In
Ф = Sin фэф,
где фэф — эффективный угол наклона на
участке отражающей границы X ± -т-; при
постоянной скорости v
tg Фэф = tg Ф = дг/дХ,
Et0 cos ф dz _ ? t0 дН_
ф Zx ах"~~ Т х ex '
где z — глубина по вертикали; Н — глу-
глубина по нормали;
В = 2 ^BiPi = Е Ав,
где Дв « а (Д/в)/ал:в — средний градиент
искажений Д/в на участке профиля а:в ±
± (А/2);
П = 2 Mnipi = Е Дв,
где Дп « а (Д;п)/ахп — средний градиент
искажений Д/п на участке профиля хп ±
± (Д/2).
Из табл. VI.8 следует, что определение
эффективных скоростей и углов наклона по
отдельной базе любой коммутации ослож-
осложнено суммарным влиянием различных иска-
искажений: Ф и П при ОТВ, Ф и В при ОТП,
В и П при ОГТ. Подавление этих система-
систематических искажений не достигается статисти-
статистическим накоплением нескольких баз, напри-
например ОГТ, но возможно путем целенаправлен-
целенаправленного комбинирования баз ОТВ и ОТП.
Комбинирование представляет собой сло-
сложение или вычитание по заданной схеме
значений кинематического параметра у для
нескольких баз, входящих в данную комби-
комбинацию (ансамбль). Суммарный параметр G =
= 2 (— Vi)» как и параметры yi для отдель-
отдельных баз, в общем случае состоит из слагае-
слагаемых Go, Gcd, Gb и Gn, зависящих соответ-
соответственно от скорости, угла наклона отража-
отражающей границы, условий возбуждения и
приема. В случае комбинирования баз ОТВ
GB = О, G = Gv + G<d + Gn.
где
GD = YJ (±yvi), Gd> = 2 (±V<W). Gn =
В табл. VI.9 приведены величины этих
слагаемых при комбинировании по схеме
332
333
где
Рис. VI.Ю. Схемы комбинирования баз ОТВ.
Разнонаправленные равноудаленные базы: а ~
встречные, б — сопряженные; одинаково направ-
направленные базы: в — нагоняющие, г — сопряжен-
сопряженные, д — равноудаленные; е — элемент типа
квадрата
сложения (I -f- 2) и вычитания A—2) двух
баз ОТВ для различных вариантов их взаим-
взаимного расположения, показанных на рис. VI. 10.
При этом из двух разнонаправленных равно-
равноудаленных баз (см. рис. VI. 10, а, 0) первой
считается прямая база, из одинаково на-
направленных разноудаленных (см. рис. VI. 10,
в, г) — дальняя, из одинаково направленных
равноудаленных (см. рис. VI. 10, д) — сме-
смещенная по ходу профиля. В табл. VI.9 ис-
использованы следующие обозначения: WCp =
W _l Ц7„ ф _|_ ф
= —=—п ; ФСр = о—1 отражает
средний для двух баз угол наклона границы,
при Хх = Х2, Фс„ = Фх = Ф2 = Ф; П:р =
= —^—т— отражает средний для двух
баз градиент искажений Д^п, при *п1 =
= хп2 ПСр = Tli = П2 = П; величина ДФ =
= ф2 — ф1 пропорциональна кривизне гра-
границы и разности Х2 — Хг; величина ДП =
= Пх — П2 пропорциональна нелинейным
изменениям ВЧР и разности xnt — хП2.
Различные варианты комбинирования (см.
табл. VI.9) позволяют определять следу-
следующие эффективные параметры:
(VI .81)
=L1± L2, G =
соответственно средние времена и удаления'
для первой и второй баз [см. формулу
(VI.38)]; знак в выражениях для X и G
соответствует схеме комбинирования. При
комбинировании по схеме сложения фор-
формула (VI.81) дает величину г>эфь которая
представляет собой вычисляемый на локаль-
локальных базах аналог дифференциальной скорости
первой системы — с использованием первой1
производной годографа (см. табл. VI. 1).
При схеме вычитания получается Оэфа —
аналог дифференциальной эффективной ско-
скорости второй системы, с использованием1
первой и второй производных годографа
(см. табл. VI. 1). Отношение средних квадра-
тических погрешностей определения этих,
видов скоростей
2 1 / 1-1 ~\~ 1-2 \ ^СР
Г=~2~ \L1— L2 I ~~ТГ'
Обычно AL <С 1Ср, поэтому скорость Уэф 2*
определяемая при вычитании одинаково на-
направленных баз, имеет значительно меньшую»
точность, чем скорость иЭф1.
2. Фэф = arctg (^^ ^?ФТ-7Т
Л
о эф/
(VI.82)
где
2/(vorT\2
/^ )
3. Эффективная кривизна отражающей
границы по второй производной глубины
_ _ J^? Ti — 72 ОГТ Т
ZXX~ dXa ~2Е{ХХ— Х2) э* ^оэф *
(VI.83>
Перечисленные выше эффективные пара-
параметры определяют с поочередным исключе-
исключением влияния кривизны границы и измене-
изменений ВЧР, не учтенных статическими поправ-
поправками. Одновременная оценка этих влияний"
возможна при использовании более сложных,
систем наблюдений и схем комбинирования.
Простейшей системой наблюдений, позво-
позволяющей выполнить такую оценку, является-
элемент типа квадрата на развернутом про-
профиле, состоящий из четырех баз ОТВ (см.
рис. VI. 10, ё). Первые три схемы комбини-
комбинирования (табл. VI. 10) позволяют получать
значения уэфь уэф2 и фэф1, Четвертая схема
должна давать G4 = Yi — 72 — Уз 4" У а = ° в
рамках рассматриваемой модели с однородной-
изотропной покрывающей толщей (за исклю-
334
чением ВЧР). Степень отличия G4 от нуля
•определяет уровень суммарных искажений за
счет случайных погрешностей и отличия
среды от модели. В ряде случаев целесооб-
целесообразно применение других элементов системы
наблюдений. Так, при большой роли неучтен-
неучтенных изменений ВЧР предпочтительно исполь-
использование встречных баз.
Комбинированная обработка позволяет осу-
осуществлять совместный анализ:
1) встречных, нагоняющих и сопряженных
комбинаций — для изучения или исключе-
исключения влияния ВЧР и кривизны границ;
2) комбинаций различного удаления —для
изучения и учета квазианизотропии, связан-
связанной с неоднородностью покрывающей среды;
3) кинематических параметров, получен-
полученных в различных частотных диапазонах, —
для изучения квазидисперсии и для оценки
точности определения оэф по внутренней
сходимости результатов, которая отражает
точность лучевого приближения и относи-
относительную устойчивость полезных волн к из-
изменению частоты;
4) комбинаций, распределенных по про-
профилю или по площади —для изучения гори-
горизонтальных изменений скоростей и углов
наклона.
Указанные принципы положены в основу
алгоритмов и программ комбинированной
обработки и реализуются в конкретных
условиях с учетом поставленных задач и
системы наблюдения |86]. Комбинирование
данных возможно в вариантах:
1) комбинирование значений у и других
параметров конкретной волны, что требует
уверенного ее прослеживания и достаточной
системы наблюдений для увязки;
2) комбинирование параметрических диа-
диаграмм вида у (т) или других, составленных
на фиксированных базах ОТВ с использова-
использованием всех .осей синфазности.
Параметрической диаграм-
диаграммой называют кривую, характеризующую
•с течением времени регистрации изменения
определенного кинематического или динами-
динамического параметра волнового поля: у, оэф,
амплитуды и ее производных, видимого пе-
периода записи и т. п. За время т регистрации
волны принимают среднее время прихода
волны на базе наблюдений или время ее
прихода в некоторой фиксированной точке
профиля: t0 при х = 0, tmin при х = хтщ.
Для непрерывного изучения скоростного
разреза по вертикали оптимальной является
1
линейная интерполяция величины—;——;—-..
у (т.) + d'
где d — постоянный для данной базы сдвиг,
смещающий кривую у (т) в положительную
область.
Определение пластовых
и средних скоростей
Пластовые vUJl и средние г>Ср скорости вы-
вычисляют с использованием эффективных ско-
скоростей иЭф или производных годографов и
полей времен. Наиболее простыми являются
связи г>пл с дифференциальными предельными
^эф. п (при /—>-0, Д —>0) значениями иэф
(см. табл. VI.2, VI.3). Поэтому обычно сна-
сначала получают иэф. п по локальным и инте-
интегральным эффективным скоростям или не-
непосредственно по временам отражения, а за-
затем переходят к пластовым и средним ско-
скоростям. Определять и[1Л и vCp можно также
одновременно с построением границ, исполь-
используя способы итеративные и оптимизации
(см. § 65).
Получение предельных эффективных ско-
скоростей. Приведение эффективных скоростей
к предельным. Возможны следующие пути
получения Уэф.п из иЭф.
1. Экстраполяция поля иэф (X, /)> полу-
полученного при определении скоростей по раз-
различным частям годографов или полей времен,
до / = 0, для получения иЭф. п (X, 0).
2. Расчет поля времен и иэф (X, I) Для
приближенной модели, которая может быть
Таблица VI.10
Варианты комбинирования четырех баз ОТВ
для элемента типа квадрата
Схема комбинирования
(см. рис. VI.10, е)
1+2+3+4
1+2—3—4
1—2+3—4
1-2-3+4
°и
AW
2ДГ
0
0
0
2ДФ
4Фср
0
*п
2ДП
0 .
4Пср
0
Опреде-
Определяемая
величина
^Эф1
Иэф2
Фэф
Остаточное влияние
Кривизна ВЧР
Кривизна границы
Изменения ВЧР
335
задана априорно или получена на первом
этапе решения обратной задачи. По этому
полю рЭф (X, I) вычисляют поправки
0) —
(VI.84)
или корректирующие множители
С(Х, /)=Оэф.„(Х, 0
f). (VI .85)
которые далее вводят в значения оЭф (X, /),
определенные по полевым материалам. После
получения значений vnn и глубин производят
уточнение модели, новое вычисление попра-
поправок Аи или С, и такой итеративный процесс
продолжается несколько раз. Сходимость
процесса зависит от степени подобия функ-
функций »эф.п И иэф-
3. Пересчет значений иэф в предельные
по априорным сведениям о дисперсии о"
пластовых скоростей сПЛ1 в разрезе относи-
относительно скорости vcp. При нормальном за-
законе распределения опл i
у о2 \1/2
»эф.п =
(VI.86)
где у — нормальное приращение рремени для
данного удаления;
A/j — интервал, занимаемый пластом со
скоростью vnjii по оси времен.
Оценка предельных скоростей непосред-
непосредственно по временам отражения. Способы
непосредственного определения Уэф. п Д°"
статочно точны для сред, близких к горизон-
горизонтально-слоистым. Известны способы, осно-
основанные на аппроксимации наблюденного го-
годографа полиномом заданной степени
t = п1 + а2х2 + а3хл + •. • + апх2п-2
или
= d + Сг
При этом
+ • • • +
1
(VI. 87)
Имеется способ определения оэф. п, бази-
базирующийся на приближенном представлении
годографа отраженной волны в виде гипербо-
гиперболы, смещенной по оси ординат,
где tQ = 2Ц (hj/onjlj) —двойное время про-
пробега волны до отражающей границы по вер-
вертикальному лучу; S = о^/о*ф_ п — степень
скоростной неоднородности среды; хА =
~ (^'о)^°пл Л/ — предельная средняя би-
квадратическая скорость; /— номер пласта.
Способ основан на методе наименьших
квадратов и итерационном приеме с заданием»
значений нулевого приближения и°ф п = оэф>
*о == ^о эф, S°= 1. При использовании этого»
способа помимо оценки иэф. п определяют
степень неоднородности разреза S, которая
связана с дисперсией а скоростей в разрезе
и с коэффициентом анизотропии среды.
Пересчет предельных скоростей в пласто-
пластовые и средние. В случае слабо дифференци-
дифференцированных по вертикали сред покрывающую
толщу чдля каждой отражающей границы
аппроксимируют однородной эквивалентной
моделью, скорость в которой равна средней-
скорости оСр в реальной среде. При этом при-
принимают иср = иэф. п- По совокупности зна-
значений vCp (z) определяют зависимость истин-
истинной скорости от глубины по формулам, при-
приведенным в § 19.
Пластовые скорости определяют в виде
(VI.88>
j — уср j-
где величины с индексами / и / — 1 относятся
соответственно к подошве и к кровле }-го
пласта.
Способы сглаживания при оценке dvCp/dz-
и расчленения на пласты кривой уср (г)
аналогичны способам сглаживания в слу-
случаях оценки dtldz и расчленения криво»
t (z) при интерпретации данных сейсмокаро-
тажа (см. § 63).
В случае слоисто-однородных сред с гра-
границами раздела любой формы из уравнений
геометрических расхождений (см. табл. VI.3)-
следует, что
(V..89>
где v1 — скорость в верхнем слое; tOj, Qn/ —
соответственно время прихода и геометриче-
геометрическое расхождение центрального луча, отра-
отраженного от /-й границы (подошвы пласта)*
со скоростью 1>пл/; '/-1 — время распростра-
распространения этого луча на пути между поверх-
поверхностью и (/ — 1)-й границей (кровлей пла-
пласта); Qy_j — геометрическое расхождение
тоого луча на указанном пути, включая пре-
преломление на кровле. Величины toj и Vx Qn =p
336
= @?фГТп jY 'о/ = l/to щ непосредственно
определяют по годографу ОГТ волны, отра-
отраженной от /-Й границы (ton — вторая произ-
производная годографа в точке / = 0). Определение
остальных величин различно для разных
моделей среды.
Для горизонтальнослоистой среды г;_г
и Q'—i равны соответственно времени при-
прихода t0 /_х и геометрическому расхождению
Qn /_j центрального луча, отраженного от
() — 1)-й границы. При этом общее уравне-
уравнение для ипл превращается в известную фор-
формулу [106], которую можно записать в раз-
различных видах
пластовую скорость получают по формуле
_ l/
= I/
n i-i _
=
— *
-V-
o/-i
ф. njl0j
<b. П/-Г0/—1 __
'о/ — *o/-i
-V
f~L
1
toll! tpllj-1
(VI .90)
Средние скорости по вертикали полу-
получаются путем пересчета пластовых
(VI.91)
Для негоризонтальных границ ^_х рас-
рассчитывают по определенным ранее параметрам
вышележащей толщи: ?/_! = 2 J] A,7f/. где
°/» Л; — соответственно скорость и кажу-
кажущаяся мощность (по лучу) t-ro слоя.
Величина Q':\ в этом случае выражается
через искомую скорость 1>пл/ и геометрическое
расхождение Qy_x центрального луча, отра-
отраженного от подошвы пласта, на пути между
поверхностью и кровлей до преломления
(в отличие от Q'j_{). Если границы плоские
наклонные,
/-1 t-l
2 VI
Углы падения aon, alt ..., ау-_х и прелом-
преломления р\, Р2. •••. Р/-2 вычисляют с исполь-
использованием эффективного угла. После опре-
определения вспомогательных величин
i
/-2
At =
cos a,-_j
m=\
cospw
cosam
f пл / — r. . =* •
V 1 -j- (UiA/ sin се,- i/v; iJ
(VI .92)
В случае криволинейных границ раздела
используют вытекающие из уравнений
табл. VI.3 рекуррентные формулы, которые
реализуют в программах на ЭВМ.
Определение скоростей
по преломленным
и рефрагированным волнам
Если кажущаяся скорость vK мало меняется
вдоль профиля и нагоняющие годографы
практически параллельны, то скорости опре-
определяют по формулам для преломленных волн,
а при возрастании vK с удалением от источ-
источника и при нарушении параллельности на-
нагоняющих годографов — для рефрагирован-
ных. Убывание vK с удалением от источника
свидетельствует о неоднородности среды по
горизонтали, что можно обнаружить по встре-
встречным наблюдениям, либо о том, что функция
v (г) не является монотонно возрастающей.
Вычисление граничных скоростей по пре-
преломленным волнам. Граничная скорость vr
лишь при горизонтальной границе и учете
рефракции совпадает с истинной скоростью
в верхней части (мощность порядка длины
волны) преломляющей среды. В других
случаях vr дает усредненную характеристику
среды от кровли до максимальной глубины
проникновения луча [1]. Граничные ско-
скорости по продольным годографам определяют
следующими способами.
Способ кажущихся скоростей. При гори-
горизонтальной преломляющей границе и одно-
однородной покрывающей среде граничная ско-
скорость равна кажущейся скорости vK = \lti,
где ti = dtldl при X = const. В случае на-
наклонной границы vr = vK cos ф. Угол на-
наклона ф можно найти по производной поля
времен tx = dtldX при / = const.
(VI.93)
где критический угол i ="arcsin {vjvr)\ vt —
скорость в покрывающей среде
При ф <: 10° используют также кажу-
кажущиеся скорости v'K и с? ДВУХ встречных го-
годографов /' (х) и f (х)
Рг=- /f^. (VI.94)
В случае криволинейной границы целе-
целесообразно по формуле (VI.94) определять
значения ог/ для пар сопряженных точек.
337
-woo -boo -zoo о' гоо воо woox,n
ft
h
Рис. VI .11. Определение граничной скорости по непродольному профилю.
а — по палетке теоретических годографов; б — по способу трансформации нагоняющих непро-
непродольных годографов
Способ разностного годографа [51 ].Разност-
].Разностный годограф /р (х) = /' (х) — t" (х) + Т, где
Т — время во взаимных точках. При одно-
однородной изотропной покрывающей среде, пло-
плоской границе и постоянной граничной ско-
скорости tp (x) представляет собой прямую ли-
линию. Если граница имеет несколько участков
с различными значениями vr, то разностный
годограф расчленяют на соответствующее
число звеньев. Граничную скорость опре-
определяют по кажущейся скорости vK.p разност-
разностного годографа с учетом угла Ф наклона гра-
границы
= 2uK.pCOScp.
(VI .95)
Способ полей времен [51]. Граничная ско-
скорость по продольному профилю равна кажу-
кажущейся скорости вдоль границы
vr = dS/dt,
(VI.96)
где S, t — соответственно расстояния и вре-
времена, измеряемые вдоль границы от некото-
некоторой закрепленной точки.
Граничную скорость по непродольному
профилю можно определить с высокой точ-
точностью только для плоских границ при малых
углах падения (до 5°) луча, если граничная
скорость vr постоянна.
Способ теоретических годографов [51].
Экспериментальный непродольный годограф
t (у) сопоставляют'с палеткой нормальных
теоретических годографов, построенных по
параметру vr для заданного расстояния d
между источником О и проекцией О' источ-
источника на профиль (рис. VI. 11, а). Палетку
рассчитывают по формуле
<VL97)
Здесь у — абсцисса точки наблюдений отно-
относительно точки О'; А/ = t(y) — t (О') —
приращение времени относительно точки О'.
Способ преобразования поперечного годо-
годографа. Годограф преобразуют в систему
координат
u = t-t(O); ^ =
Граничную скорость определяют по угло-
угловому коэффициенту прямой, осредняющей
наблюденные точки (и, w),
vr=d(Aw/Au).
(VI. 98)
Способ трансформации двух нагоняющих
непродольных годографов. Годографы tx (у)
и t2 (у) получены при возбуждении в пунк-
пунктах <?! и О2> расположенных по одну сторону
от профиля у (см. рис. VI. 11, б).
Вычисляют по области совместного просле-
прослеживания в ряде точек наблюдения 5 раз-
разность времен
без предварительного внесения поправок
на ЗМС и рельеф местности.
Для каждой используемой точки наблю-
наблюдения определяют параметр
где dt = OiPi и d2 = O2D2 — расстояния со-
соответственно от источников Ох и О2 до по-
поперечного профиля; yl= DiS, у2= D2S —
расстояния от точек проекции источников на
профиль до точки наблюдения.
(VI.99)
Здесь Az/Atp — угловой коэффициент пря-
прямой, усредняющей точки tp (z). Для надеж-
надежного определения vr необходимо, чтобы
338
поперечный профиль имел достаточное про-
протяжение и выполнялись условия 1 < idlld^)<C
< 1,5 или 0,1 < (Lid) < 0,5, где L = DtD2.
Определение средних скоростей по прелом-
преломленным волнам. Способ начальных точек
[52]. Используют формулу
-У
Хн
— Vr COS ф ,
(VI. 100)
где хн, tH — координаты начальной точки
годографа преломленной волны.
Способ применяется при достаточно уве-
уверенном определении начальной точки по
характерным признакам. Найденная скорость
в случае неоднородной покрывающей толщи
может значительно отличаться от истинной
средней скорости, как правило, превышая ее.
Способ точек пересечения годографов Г51].
Способ также является приближенным. По
координатам х, t точки пересечения годо-
годографов волн, преломленных на границах 1
и 2, вычисляют среднюю скорость до гра-
границы 2
t
ч
н
/
\'
1
1
J '
vcp = x/t.
(VI. 101)
В случае неоднородной среды получают за-
заниженные значения скорости. Если пласто-
пластовые скорости в покрывающей толще разли-
различаются не более чем на 10—30%, то полу-
получаемая скорость ниже средней не более чем
на 10%. Для волны, сменяющей в первых
вступлениях волну с высокой скоростью
распространения, происходит завышение сред-
средней скорости.
Определение скоростей по рефрагирован-
ным волнам. Способ Чибисова основан на
следующих уравнениях:
v(Ztnax) =VK(xmax),
Рис. VI. 12. Определение скорости по годо-
годографу рефрагированной волны способом Чи-
Чибисова
грамм и определения геометрических расхож-
расхождений. Следует учитывать, что точность
вычисления гтах убывает с уменьшением вер-
вертикального градиента скорости. Поэтому
для слабоградиентных сред целесооб-
целесообразно пользоваться зависимостями не v (г),
a Wcp (z).
Способ Чибисова требует наличия полного
годографа, начинающегося от источника.
При использовании неполных годографов
один из приемов состоит в экстраполяции
зависимости t (x) до получения полного го-
годографа, второй — в аппроксимации от-
отрезков годографа / (я) аналитическими функ-
функциями, связанными с функцией v (г). Разные
способы отличаются предполагаемым видом
функции t (x) или v (г).
Известен эмпирический способ определе-
определения средней скорости, в котором &ср до
глубины zmax и значение zmax вычисляют
по формулам
"ша
- (VU02) «"-г
где zmax — максимальная глубина проникно-
проникновения луча, выходящего в точке хтах;
vk (*max) — кажущаяся скорость, определен-
определенная по годографу в точке хтах; vK(x) — кажу-
кажущаяся скорость в точках годографа в интер-
интервале 0—JCmax; v (zmax) — истинная скорость
в точке максимального проникновения луча
(рис. VI. 12).
Уравнения (VI. 102) справедливы для любой
монотонно возрастающей функции v (z). Спо-
Способ дает также хорошее приближение в слу-
случае слоисто-однородной среды, когда серия
головных волн аппроксимируется непрерыв-
непрерывным криволинейным годографом.
На основе этого способа предложена ме-
методика расчета также vcp, иЭф и ил, которые
необходимы для построения лучевых диа-
диаv \t(x) 1
L vK(
(VI. 103)
Использование формул (VI. 103) дает хо-
хорошие результаты, когда форма годографа
близка к виду t(x) = ах — Ьх3/2 или t(x) =
= а In (I -j- bx). При линейной зависимости
v (z) значения оср завышаются.
В другом эмпирическом способе скорость
определяется по формуле (VI. 101), а глу-
глубина zmax — по формуле, выведенной для
линейного нарастания скорости с глубиной
v , Г ., (х\ -.
__ X Л Г Ук {X) — ЦС|3
(VI. 104)
339
Способ аппроксимации годографа t (x) ря
дом прямолинейных отрезков. Способ соот-
соответствует представлению рефрагированной
волны как серии головных волн от границ
пластов со скоростями у{- и мощностями А/.
Мощность верхнего пласта hx определяют по
параметрам tlt xlt cKi начального отрезка
годографа одним из описанных выше спосо-
способов, а скорость Vi — по формуле
(VI. 105)
Л/ It М2. 4Л?
Затем по параметрам t[, xi, uKt- отрезков
последовательно находят мощности А;.
Способ Пузырева. Отличие годографа от
плавной выпуклой кривой свидетельствует
о наличии резких границ в разрезе. Для
среды с постоянной скоростью ьг в верхнем
слое мощностью hx и скоростью v (z) = oo 0 ~t~
-f V) в нижнем слое используют показатель
непараллельности 0 нагоняющих годографов
Цх) и *'(*)
п At —At' I
Ах >\
где At, At' — приращения времен двух го-
годографов на базе Дл:. По величине 0 и по
начальной скорости v0 во втором слое, кото
рая соответствует кажущейся скорости ик (*н)
в области начальной точки хн годографа,
определяют коэффициент у
У =
10 + Ах + 2(х — *„)]
(VI. 106)
где /„ — расстояние между источниками.
При нелинейном изменении скорости зна-
значение 7 характеризует усредненный верти-
вертикальный градиент. Глубина проникновения
луча
1
(VI. 107)
Разрабатывают способы решения обратной
задачи по системам встречных и нагоняющих
годографов рефрагированных волн в случае
одновременного изменения скоростей в го-
горизонтальном и вертикальном направле-
направлении [20]. Для изучения горизонтальной
изменчивости скоростей целесообразно ис-
использовать двумерные поля времен [85].
Применяется также приведение годографов
к уровню ниже преломляющей границы, для
которой должна быть предварительно опре-
определена глубина и скорость уг. По наблюден-
наблюденным ук и истинным скоростям распростра-
340
нения волн в слоях находят углы лучей
с вертикалью и восстанавливают отрезки
лучей от источника и приемника до уровня
приведения. Вычисленные времена пробега
вдоль этих отрезков вычитают из наблюден-
наблюденных времен.
Определение скоростей
по другим типам волн
Определение скоростей по прямым волнам.
Скорости продольных и поперечных прямых
волн определяют по формуле
v = Ax/At, (VI. 108)
где А? — приращение времени на базе Ах.
Для исключения поверхностных искажений
используют встречные годографы и опре-
определяют скорость по приращению времени Д/р
разностного годографа
v=2Ax/Atp. (VI. 109)
Если источник находится в скважине на
глубине d, то наблюденный годограф t^ (x)
является непродо'льным, и перед определе-
определением скорости его пересчитывают в продоль-
продольный t (x) по формуле
Вычисление скоростей по дифрагированным
волнам.
Один из приемов определения эффективных
скоростей состоит в получении приве-
приведенного годографа дифрагиро-
дифрагированной волны
tnp=t—t1,
который можно рассматривать как годограф
отраженной волны при совпадении мнимого
пункта взрыва с точкой дифракции (t1 —
момент возникновения дифрагированной вол-
волны). В этом случае для вычисления оэф
пригодны все способы, известные для опре-
определения иЭф отраженных волн. В простей-
простейшем случае, когда дифрагирует падающая
волна, распространяющаяся в однородной
изотропной среде,
tx =
(VI.110)
где z — глубина до точки дифракции; г —
расстояние от пункта взрыва до эпицентра
дифракции.
Вторая группа приемов^определения эф-
эффективных скоростей ^включает г р а ф о-
аналитические'способы. В одном
из них на годографе дифрагированной волны
выбирают две пары точек: одну пару с коорди-
координатами xi, h и дг2, tt, другую — с коорди-
координатами х3, t3 и лг4, U- Для каждой пары точек
определяют разности At2i = t% — 1(И Д/43 =
= 14 — t3, а затем по формулам
/ + х\ — хра — 4t>2 M2lx\
(VI.Ill)
М4
2с» А^,
43
вычисляют и строят две кривые зависимости
z (v). По пересечению кривых определяют
глубину г до точки дифракции и скорость v
в покрывающей среде. Способ применим
только для годографов, имеющих четкий ми-
минимум; в других случаях кривые z (у) не
пересекутся.
Известен способ трансформации годографа
в прямую линию путем перехода к коорди-
(х гJ
натам и=) —!-, w= t —tmia, где tmin =
* — * mln
= t (r) — время в минимуме годографа. Ап-
Аппроксимация прямой и (w) = v2w + 2аг поз-
позволяет определить значения v и г.
Вычисление скоростей по обменным отра-
отраженным волнам. Годографы обменных отра-
отраженных волн используют для определения
скоростей ys поперечных волн и скоростного
параметра К = vp/vs = 1/у. При неболь-
небольших расстояниях от пункта взрыва (х <
< 2#) и К < 2 [13] вычисляют эффектив-
эффективную скорость уэф ^о годографу обменной
волны одним из известных способов и пере-
пересчитывают v. в значения vs и К.
При К > 2 и х > 2# сопоставляют на-
наблюденные годографы с теоретическими и
вводят поправки в уэф или пересчитывают
годографы PS и РР в годограф SS [13].
Определение скоростей по обменным пре-
преломленным волнам [99]. Использование раз-
разности времен прихода обменной и продольной
волн. Способ позволяет определить отношение
средних или пластовых скоростей продоль-
продольных и поперечных волн в покрывающей
толще при условии, что имеются некоторые
сведения о разрезе. При одной плоской гра-
границе используют формулу
(VI.112)
где Ы — разность времен прихода волн PPS
и РРР в одной точке наблюдения; Я — глу-
бина преломляющей границы под точкой
наблюдения; vrp — граничная скорость про-
продольных волн.
Использование t0 волны РРР и разности t
времен прихода волн PPS и РРР.
(VI. 113)
где
t=arcsin(yp/yrp).
Способ среднего времени. Способ основан
на использовании линий т(х) изменения
среднего времени, построенных по встречным
годографам различных обменных волн с при-
применением следующих формул:
Ссо = t' (PPS) -f t" (PPS) — T (PPP),
or
rss = /' (PSS) + t" (PSS) — T (PSP),
»pp = t' (ppp) +1' (ppp) — T (ppp)'
(VI. 114)
где t', t" — времена соответственно на пря-
прямом и на обратном годографах в одной и той
же точке профиля; Т — время во взаимных
точках.
Располагая линиями трр и Tsp, можно
построить график, характеризующий изме-
изменение значения у вдоль профиля. Значения у
вычисляют по формуле
(VI.115)
Аналогично при наличии линий Tss и Трр
cos2 i
рр>
(VI.116)
где
§ 65. ПОСТРОЕНИЕ
СЕЙСМИЧЕСКИХ ГРАНИЦ
Решение обратной
кинематической задачи
для отраженных волн
Однородная покрывающая среда. Скорость
v = const задается априорно или может
быть вычислена как эффективная по фор-
формулам, приведенным в § 64.
341
По поверхностному годо-
годографу ОТВ t (х, у) отраженной волны,
полученному при площадной (се-
(сеточной) расстановке прием-
приемников в точках х, у плоскости z = О
и источнике, расположенном в начале коорди-
координат, пространственные координаты точки
отражения от границы произвольной формы
находят по формулам [16, 84]
_ xt — tx (л2 — г/2 + v2t*)/2 — xyty
XR " t-xtx-yty
_ yt - ty (y* - x* -f v2t*)/2 - xytx
УД- t-xtx-yty
t-xtx-yty
Vx
(VI.117)
где t — время регистрации отраженной вол-
волны; tx = dt/dx, ty = dtldy.
Угол ф и азимут t|) падения границы вы-
выражаются через те же характеристики t,
tgq> =
У
(VI.118)
Азимут ij> отсчитывают от оси х в сторону
положительного направления оси у.
По поверхностному годо-
годографу t (х, у), полученному с помощью
крестовой системы наблю-
наблюдений с центром в начале координат,
точками возбуждения (приема) х, О, 0 и точ-
точками приема (возбуждения) 0, у, О
xR =
_ xt-tx (х* +
t—xtx — yty
__yt-ty(x*+y*-{-v4*)/2-xtx(y-v4ty)
(VI. 119)
По поверхностному годо-
годографу to(x, у) центровых лучей
-,\Г
(VI.120)
Формулы (VI. 120) справедливы, если по-
поверхностный годограф t0 (x, у) или карта
изохрон t0 представлены в системе коорди-
координат (t, х, у). Обычно времена t, полученные
путем ввода кинематических поправок в на-
наблюденные времена прихода волн, относят
к середине интервала источник—приемник,
представляя годографы (карты изохрон) t0 (xr
у) центровых лучей в системе (t, ? = х12>
•ц = у/2). Производные /g, tn, найденные
при такой системе координат, в 2 раза больше
значений tx, ty. Поэтому
хо = —
vtnV\-v2
zo =
tgq?
v f 'os+'on
tg * = W
(VI. 121)
Формулы (VI. 120) можно использовать при
интерпретации карт изохрон центровых лу-
лучей независимо от способа их получения
(продольное профилирование, площадные си-
системы, широкий профиль).
При использовании взаим-
взаимных точек А и В на поверхности на-
наблюдений заданы времена пробега t^ (от
точки В до точки А) и tg (от точки А до
точки В; tA= te— t) и соответствующие
градиенты чд и тв двух поверхностных го-
годографов tA (x, у) и ts (x, у)- Гра-
Градиенты хл и тв представлены компонентами
tAK = dtA/dx, tAv = dtAldy и tBx = dtB/dx,
tBy— dtg/dy. В этом случае трехмерная обрат-
обратная задача, состоящая в нахождении четырех
величин — координат х„, у^, г^ точки
отражения и скорости v по пяти характе-
характеристикам годографов: t, tAx, tAy, tsx и tBy,
относится к числу переопределенных, и
поэтому неустойчива. Избежать переопре-
342
деленности можно путем устранения избыточ-
избыточности данных, например, если исключить из
рассмотрения одну из производных t^x либо
если заменить поиск четырех указанных
величин поиском пяти, например, xR, yRt
zRi vL и уо> где vLf t>2— скорость соответствен-
соответственно падающего и восходящего лучей. Когда
заданы четыре величины (t, tj^, гау> гвх)>
избыточность данных отсутствует, и" задача
имеет единственное решение. При начале
координат в точке А
Л
D
Ур =
С + У
D
= -г„ X
X
i/5i
\ (VI. 122)
v=ir\y 4 + ^ + 4 +
*«-*J+
г
где
гв = V(?-
Решение существует при соблюдении
дующих условий:
сле-
слеD
гв4в > О,
тв
[2xx
~ (х2 + У2)]} < t*. (VI. 123)
Здесь т^Тд — скалярное произведение
двух векторов.
По двум ортогональным про-
продольным профилям независимо
определяют значения эхо-глубины и эффек-
эффективной скорости. Несовпадение значений
по двум профилям указывает на отличие
среды от эффективной модели с плоской отра-
отражающей границей и с однородной покры-
покрывающей толщей (см. рис. VI.7, а). Два дру-
других параметра модели — угол наклона и
азимут падения границы — вычисляют с ис-
использованием -времен и их производных на
обоих профилях. Один из способов опреде-
определения [85] основан на использовании трех-
трехмерного поля среднего квадрэтического вре-
времени t (X, Y, I) =
-уа
К где tx, t2 —
времена отражения на ортогональных базах,
которые в данном случае должны иметь об-
общую центральную точку (X, Y) и одинако-
одинаковую длину /. Формулы этого способа при-
приведены в табл. VI. 1. Характеристики t,
*Х> ty, h трехмерного поля могут быть полу-
получены не только по ортогональным профилям,
но и по другим системам многократных пло-
площадных наблюдений, например по широкому
профилю.
По продольному профилю
MOB решают двумерную обратную задачу —
определяют координаты х„, zR точек отра-
отражения или глубину Н границы по нормали
и угол наклона фх в плоскости zOx. При
произвольной отражающей границе и моно-
монотипной волне выражения для х„, zR и ф^.
вытекают из формул (VI. 117)—(VI. 121) для
трехмерной среды.
Для заданного линейного продольного
годографа ОТВ или ОТП t (х) (у = 0)
xt — tx
t—xtx
2v {t~xtx)
X
^
,2/2
\-vH
При заданном годографе
лучей t0 (x), полученном в
кинематических поправок в
дограф t (х),
(VI. 124)
для центровых
итоге введения
линейный го-
го(VI.125)
343
Для заданной линии t0 (? = х/2) времен-
временного разреза
ZR= —
tgф*=-
21/ 1— i
(VI.126)
Если задано двумерное поле времен t (X, t)
через характеристики t, tx = dtldX, tt —
xn, хв — координаты соответственно прием-
приемника и источника относительно произволь-
произвольного начала координат на продольном про-
профиле, то эхо-глубина Н в произвольной точ-
точке X и кажущийся угол наклона ц>х границы
определяются выражениями
Н = vtJ2, v = a cos ф*,
tg фх = я*х/2/0. (VI. 127)
где
t0 = Vt* — ltti, a = Vl/tti-
Для обменной волны PS (рис. VI. 13)
(Kvpt — I sin ots) sin as'
X
[-
— 1
X
_ (Kvpt — I sin as) cos as
X
X 1— I/ 1 —
/Csinp—
(Kvpt-ls)nasy у
где
(VI. 128)
= arctg
= occ
t/ = arctg -?¦ = arctg (-L — tg ag
344
Рис. VI. 13. Решение обратной задачи для об-
обменных волн
Для обменной волны SP
(yvJ — / sin а,Л sin ao
v — / v а*LLi v
X
ZR =
X
(yvst — I sin ap) cos ap
X
¦*¦
— ( sin
— 1
sin р — К sin о
tgep = , „ —
& т cos р + л cos ^
(VI. 129)
где
sin ap = op/oK, jp = arctg —j-$ = apt
9 = arctg -Z- = arctg ^— tgapj .
Непрерывное возрастание скорости с глу-
глубиной. При линейной зависимости скорости
от глубины вида v = v0 (I + |3г) коорди-
координаты отражающей точки в трехмерном слу-
случае могут быть найдены из уравнений [84}
х \ ч
2 -= 12) sin a0 cos 6
U = -
— "к sin a0 cos 0
V = (/ tg 9,
= К 1 — ?/а sec2 0 + 2U sec 0 ctg a0, )
(VI.130)
где U = Р (/ - xR)\ V = Р^; W = 1 +
+ pz^; т = гор/; Я = -1. р/; 6 = arctg X
X (tyftx) — угол между направлением гра-
градиента времени т на плоскости хОу и осью х;
<х0 = arcsin (vJvK) — угол выхода луча.
Угол наклона ф и азимут падения aj) гра-
границы
— (chx—1)]'
(VI.131)
где
q = и (ch x — 1) — sh т cos 9 sin щ (I -f
-f- U sec0 ctg ao).
Формулы (VI. 130), (VI. 131) будут спра-
справедливы и для ряда других функций v (г),
если воспользоваться методом средних гра-
градиентов. В частном случае / = 0
sin a0 cos 8
V =
cth -т cos au
sin a0 sin 8
cth —= cos a0
W =
-jr- —cos2a0
cth — cos a0
2*
(VI.132)
X — sh -jr- ch -?г- sin
Wsh 4-
— — ch-^-cosa0
W
(VI.133)
Известны формулы для нелинейных зако-
законов изменения скорости с глубиной вида
v = vo(l +plZI/n, v=voekz [16].
Произвольный закон изменения скорости.
Известны варианты решения трехмерной
задачи для среды с произвольным законом
изменения скорости и (х, у, г) и для отра-
отражающих границ произвольной формы. Один
из вариантов исходит из того, что для после-
последовательности границ /= 1, 2, ..., J заданы
поверхностные годографы
t°-i {х, у> г) прямых (i = 1) и отраженных
(i = 2) волн на поверхности z0 (x, у) про-
произвольной формы, а также закон скорости v
(х, у, г) распространения волн в среде.
Необходимо найти координаты точек xR>
yR, zR для всех отражающих поверхностей
г/ (х, у).
Задачу решают путем построения отража-
отражающих границ последовательно сверху вниз
от / = 1 до / = J. Для построения ;-й гра-
границы годограф t0^ сначала приводят к по-
поверхности 2/_! {х, у) по схеме
(VI.134)
В двумерном хлучае
sh
t / , г , т \ '
T \ ~T ~~ ~2~ C0S a°)~
— X sin a0
где верхний индекс указывает границу при-
приведения, нижний — границу отражения и
тип волны. Затем по приведенному годографу
ti~l находят координаты точек отражающей
границы, исходя из известного в методе полей
времен условия равенства в точке отражения
времен прихода и координат падающего
и отраженного лучей [90]:
'}l=//2. *}l=*/2 = *//?>
— zl =zj.
(VI.135)
Значения fy, x^, y'jt и г|? вычисляют раз-
раздельно по нисходящим лучам для прямой
345
волны и восходящим лучам для отраженной
волны по формулам
|
ti-i
ti
/7
J
7-1
Этот способ можно применять как для
монотипных волн, так и для обменных.
В последнем случае интегрирование по вре-
времени ведется с учетом разных законов изме-
изменения скорости продольных и поперечных
волн.
По полю времен центровых
лучей t%j (x, у, г) на поверхности г0 {х, у)
(VI 136) координаты точек отражения x.R, у.„, z.R
от границы Zj (x, у) определяют по форму-
формулам (VI. 136)—(VI. 138), однако задача су-
существенно упрощается в связи с совпадением
параметров р, q, r падающего и отраженного
лучей и выполнением на границе условия
)
Здесь и далее оставлены только верхние ин-
индексы/и /—1, указывающие номер границы
приведения. Величины pi, qf, Ы являются па-
параметрами лучей в среде под границей / — 1.
Л *
= р/-1_ J ^.Л,
,/ =*/-
- j -^
¦' =г'~1 — [ ^-dt,
(VI.137)
где
у = о (х, у, г), vx =
dv
17'
dv
дг '
Параметры лучей р1 l, q1 , г1 над
границей / — 1 определяют раздельно по
годографам прямой и отраженной от /-й
границы волн, приведенным к / — 1 гра-
границе при известном ее положении z/_! (x, у),
учитывая равенства
у д_
(VI.138)
где
д2=4 + 4 + 1,
г = z (х, у), tx = dt/дх, ty = dt/ду,
zx = dz/дх, zy = dz/dy.
346
'i/i~
У'
(VI. 139)
Слоисто-однородная среда. Если скорость
между границами постоянна (ипл = const),
то применяют прием, основанный на прове-
проведении профилей, ортогональных к изохро-
нам [25], и развитый на случай многослойной
среды с произвольными промежуточными
границами. Исходные данные — карты изо-
хрон центровых лучей t0 (x, у). Сущность
приема состоит в пересчете поля —^- (*, у, г)
для /-й отражающей границы последова-
последовательно на все промежуточные k-e границы
с использованием профилей, ортогональных
к изохронам, которые отнесены к соответ-
соответствующим уровенным горизонтальным пло-
плоскостям. Для построения структурной карты
по /-й границе следует / — 1 раз повторить
две основные процедуры: приведение вре-
времен (t0f/2)k на каждой k-й промежуточной
границе к горизонтальной плоскости (не
обязательно одной), последовательный пере-
пересчет времени tOj-/2 на нижележащие границы
и определение на них точек выхода центровых
лучей.
Для приведения времен (tOj/2)k к гори-
горизонтальной плоскости используют формулу
где AHk — разность глубин между k-н по-
поверхностью и плоскостью приведения. Полу-
Полученное время должно быть смещено по орто-
ортогональным профилям на величину сноса
Л — АИ 1 — cos ao
х~~ sin a0 '
где а0 — угол выхода луча, приближенно
определяемый по формуле
а0 = arcsin
<S — расстояние, соответствующее разности
изохрон А (^0/72)й.
Для последовательного определения поля
центровых лучей на промежуточных границах
необходимо в каждом слое найти длину луча
Lk и точку выхода луча R/g, приписав ей
соответствующее время. Это осуществляют
по ортогональным профилям способом полей
времен или по углу выхода луча а0 с исполь-
использованием аналитических зависимостей
г = г (I, t) в случае единой кривой средних
скоростей уср (г) получают из уравнений
Для определения положения точки Rk
находят снос луча по ортогональному про-
профилю
tg Ф* tg a0
где h/г — мощность k-то слоя по нормали;
<fk — кажущийся угол падения &-й гра-
границы.
При реализации способа на ЭВМ точку
выхода луча определяют численными мето-
методами — совместно решают уравнения гра-
границы z = Zk (x, у) и уравнения луча вида
х = х (А.), у = у (Я), г = г (А,),*где Я — пара-
параметр луча.
Построение отражающих границ
Широкое практическое применение полу-
получили способы построения границ, основан-
основанные на неполном решении обратной задачи,
когда распределение скоростей в разрезе
^изучено предварительно по скважинным или
наземным наблюдениям. К ним относятся
способы средних скоростей, лучевых диаграмм
и полей времен. Эти способы возникли как
графоаналитические, но сохраняют свое зна-
значение в качестве основы для вычислительных
алгоритмов. В связи с применением ЭВМ
развиваются способы, основанные на полном
решении обратной задачи с определением
скоростей и построением границ. При этом
используют итеративные приемы и методы
оптимизации.
Способы средних скоростей. Способы осно-
основаны на формулах, выведенных в предполо-
предположении однородности среды от поверхности
до отражающей границы (см. выше § 65)к
Способы, основанные на предположении
плоской границы. Способ засечек
предусматривает определение мнимой точки
(зеркального отображения источника) путем
проведения дуг окружностей с центрами
в точках наблюдения @, /). Радиусььзасечек
¦ср
='
(VI.141)
Времена t обычно снимают с усредненного
годографа. Область пересечения дуг после
усреднения дает мнимую точку, которую затем
соединяют с источником и из середины от-
отрезка проводят перпендикуляр, соответству-
соответствующий участку отражающей границы. Длина
участка ограничивается лучами, проведен-
проведенными из мнимой точки до крайних точек
наблюдения.
Способ определения эле-
элемента границы по отрезку
годогр афа. Основан на нахождении угла
выхода а0 = arcsin (vC9fok)- Под этим углом
из центра отрезка проводят луч, на нем
откладывают расстояние г = vCpt После-
Последующие операции аналогичны способу засе-
засечек. На описанном принципе базируются
многие алгоритмы построения отражающих
площадок в методе РНП.
Способ t0. Способ заключается в вы-
вычислении эхо-глубин Hk ~ UcPW2 по вре-
временам tOk для ряда источников. Отражающую
границу проводят как огибающую семейства
окружностей радиусом Hk, построенных из
каждого k-то источника.
Способ вычитания но р м а л ь-
1 /~ х2
ного годографа tH= у Щ~\ -
из наблюденного. В результате
получают линию tUJ по которой вычисляют
эхо-глубины Н — vt0l2.
Способы построения криволинейных гра-
границ. Способ эллипсов [25], соот-
соответствующих изохронам отражения в одно-
однородной среде. Границу строят как огибающую
системы эллипсов с фокусами в источнике и
приемнике и с большой полуосью, равной
vcpt.
Способ окружностей [84]. Осно-
Основан на разложении функции средней глубины
#ср (*> *> Ф)> относящейся к средней точке
между источником и приемником, в ряд
?#Ср =
1 sin2q)
ТнТ~
/6 sin6 ф
1024//6
(VI. 142)
где #о = -jj- VvH2 — I2 — глубина, вычис-
вычисленная в предположении ф = 0. Величины Н
откладывают по вертикали вниз и усредняют^
347
По углу наклона у полученной линии опре-
определяют поправки
(VI. 143)
128Н7
/6 tg6 у
1024//J
После введения поправок строят границу,
как огибающую системы окружностей с ра-
радиусами Яср.
Для непродольных годографов
(VI. 144)
где R — расстояние по перпендикуляру от
источника до профиля; L — расстояние от
данной точки годографа до основания этого
перпендикуляра. Глубину Но относят к сред-
средней точке между источником и приемником,
а плоскость разреза проходит по вертикали
через все средние точки.
Способ мнимой линии [105]
Является обобщением способа засечек на
случай криволинейной границы. Мнимая
линия представляет собой огибающую семей-
семейства окружностей, проведенных из ряда точек
профиля радиусами г [см. формулу (VI. 141)]
Отражающую границу проводят как огиба-
огибающую перпендикуляров, восстановленных
из средних точек линий, которые соединяют
источник с заданными точками на мнимой
линии.
Способ лучевых диаграмм. Лучевые
диаграм м ы — графики, на которые
нанесены при заданном законе распределения
скоростей семейства фронтов волн и лучей
для падающих волн (диаграммы I рода)
или отраженных (диаграммы II рода). В со-
совокупности они образуют бинарное поле,
обладающее свойством ортогональности.
Ниже предполагается, что скорость зависит
лишь от одной координаты, обычно совпада-
совпадающей с осью глубин.
" Составление диаграмм [84]. При ана-
аналитическом задании фу н^к-
ц и и v (г) значения х и t для различных
комбинаций z и sin a0 получают по общим
формулам § 19. Для лучей, имеющих мини-
минимум в диапазоне диаграммы, вычисляют два
значения х, симметричных относительно ми-
минимума. Операции могут быть значительно
сокращены, если для данного вида функ-
функции v (г) предварительно составлена обобщен-
обобщенная лучевая диаграмма.
При использовании средних
скоростей точки лучей и изохрон на-
находят по приближенным формулам § 19.
Способ обеспечивает достаточную точность
только для области сравнительно небольших
348
(до 40—50°) углов наклона лучей к вертикали,
когда соблюдается ортогональность обоих
семейств кривых.
При использовании средних
градиентов рСр (г) скорости по глу-
глубине уравнения лучей и изохрон рассчиты-
рассчитывают по формулам § 19. Способ имеет доста-
достаточную точность пока не нарушается орто-
ортогональность лучей и изохрон. Для функ-
функций v (г), не сильно отклоняющихся от ли-
линейной зависимости, может быть обеспечена
высокая точность даже для областей с боль-
большими боковыми отклонениями лучей.
При составлении лучевых диаграмм II рода
изохрону отражения t = const строят как
геометрическое место точек на плоскости^
в которых удовлетворяется условие tx +
+ t2 = t, где tlt t% — отметки изохрон на
диаграммах I рода. Семейство лучей пере-
переносят с диаграммы I рода, причем начало*
координат совмещают с одним из концов-
базы /. На рис. VI. 14 показана лучевая
диаграмма II рода для / = 1 км при шаге tr
равном 0,02 с, и шаге по sin а0, составля-
составляющем 0,02.
В случае однородной среды для построения
изохрон отражения можно воспользоваться
формулой (начало координат условно сов-
совмещено с источником)
— /2 _
_ /2
(VI.145>
Для неоднородной среды формулу (VI. 145)
применяют как приближенную, подставляя
вместо v среднюю скорость иср (z).
В случае v (z) = vQ A + Cz) выражение
для изохроны отражения (см. также § 19)
имеет вид «
4A
=0. (VI. 146)
Если функция v (г) произвольна, то при-
приближенно можно воспользоваться методом
средних градиентов, подставив в формулу
(VI. 146) вместо постоянной Р функцию рср (г)-
Для нахождения х при заданных г, / и t
требуется в данном случае решать уравнения
четвертого порядка, находя только действи-
действительные корни.
Построение границ. Наиболее просто за-
задача решается при использовании лучевой
диаграммы II рода. В этом случае точку отра-
отражения по элементу годографа находят как
пересечение луча с параметром vo/vK =
= sin а0 и изохроны / = const. Наклон
площадки совпадает с касательной к кривой
t= const (см. рис. VI.14).
w
0,2 sincco=0,1
Рис. VI.14. Лучевая диаграмма II рода
-0J
-o,z
При использовании диаграмм I рода в слу-
случае / = О"начало координат диаграммы сов-
совмещают с источником. Пересечение луча
с изохроной, имеющей отметку tl2, даст
отражающую точку, а касательная к изо-
хроне — угол наклона площадки. Когда / =
= 0, следует воспользоваться двумя диаграм-
диаграммами. Центры диаграмм совмещают соответ-
соответственно с источником О и приемником S
(рис. VI. 15). На диаграмме, центр которой
совмещен с приемником, выбирают луч
с параметром sin а0 = vu/vK> на нем находят
отражающую точку по условию t = t\ + t2,
где tltt2 — времена на двух диаграммах.
Чтобы определить направление падения гра-
границы, достаточно в точке отражения провести
касательные к соответствующим изохронам.
Биссектриса угла между касательными сов-
совпадает с направлением падения.
Криволинейную отражающую границу в пе-
перечисленных случаях строят как огибающую
изохрон ряда лучевых диаграмм, последова-
последовательно расположенных вдоль годографа или
профиля. В частности, когда достаточно на-
надежно определяют времена t0 при / = О,
перемещают диаграмму I рода по пунктам
возбуждения и проводят огибающую изохрон
с отметкой tj2 (рис. VI. 16).
При интерпретации обменных отраженных
волн PS или SP используют две диаграммы
I рода — для продольных и поперечных
волн, или одну построенную по ним диаграм-
диаграмму II рода.
Способ полей времен. Способ основан на
последовательном восстановлении волновых
фронтов по принципу Гюйгенса. Если ско-
скорость в покрывающей среде постоянна или
изменяется непрерывно в зависимости от
Рис. VI.15. Построение элементарной пло-
площадки с использованием двух лучевых диа-
диаграмм
глубины, то для восстановления фронтов-
достаточно применить лучевые диаграммы.
Использование способа полей времен целе-
целесообразно в случае слоистой среды, для учета
преломления волн на предварительно по-
построенных промежуточных границах про-
произвольной формы.
В первом слое изохроны падающей и отра-
отраженной волн представляют собой дуги окруж-
Линия прибедения
Рис. VI. 16. Построение границы по значе-
значениям t0 с помощью одной лучевой диаграммы
I рода
349
Рис. VI.17. Построение поля времен падаю-
падающей волны для слоистой среды
ностей с центрами в источнике колебаний О
и радиусами г,: = и^-, где значения tt вы-
выбирают через постоянный интервал A.t
(рис. VI. 17). Окружности проводят до пере-
пересечения их с границей раздела в точках А{.
Чтобы продолжить, например, изохрону,
пересекающую границу в точке АА, в пределы
•следующего слоя со скоростью v2, из точек Ах,
А2, А3 проводят дуги окружностей с радиу-
радиусами соответственно v%-3At, v2-2At, у2Д/,
затем строят их огибающую. Изохроны, не
пересекающие в пределах рисунка границу
раздела, строят как огибающие элементар-
элементарных волн. Отражающую границу находят как
геометрическое место точек пересечения одно-
одноименных изохрон падающей и отраженной
волн.
Способы полного решения обратной задачи.
Способы разработаны для случаев, в которых
сравнительно просто определяются пара-
параметры падающего луча:
1) случай нормального луча, когда ис-
используют характеристики годографа ОГТ
в точке / = 0: время t0 и вторая производ-
производная /0 // = дЧ1дР или предельная эффектив-
эффективная скорость иЭфп = l/V^^o ih или коэффи-
коэффициенты полинома, аппроксимирующего функ-
функцию t (/);
2) случай взаимных точек при использова-
использовании времени t и двух производных tx
или кажущихся скоростей vK = \ltx годогра-
годографов ОТВ.
В обоих случаях границы строят сверху
вниз по разрезу. При построении очередной
границы положение вышележащих считается
известным. Последовательное уточнение мо-
модели в условиях наблюдений, осложненных
погрешностями, достигается методами ите-
итераций и оптимизации. В частности, ряд ите-
итеративных алгоритмов основан на нескольких
циклах уточнения поправки Ди=аэф.п—
— уЭф или корректирующего множителя С =
= ^эф. п/иэф [см. формулу (VI.85)]. Сходи-
Сходимость итерационного процесса зависит от
степени подобия функции уЭф. п и 1>эф и мо-
350
жет нарушаться для сложных моделей,
например с большой кривизной границ.
Способы оптимизации предусматривают не-
непосредственный подбор значений времени для
участка годографа. Последовательно сверху
вниз по разрезу проводят перебор параметров
очередного слоя: функции скорости (среднее
значение и различные характеристики ее
изменения в пласте), мощности пласта и угла
наклона отражающей границы. При каждом
значении параметров решают прямую задачу
и оценивают отклонение расчетных времен
отражения от наблюденных. Минимизация
этого отклонения дает оптимальные значения
параметров слоя, после закрепления которых
переходят к следующему слою. При этом
часть параметров, обычно относящаяся к верх-
верхним слоям, может быть задана по априорным
сведениям (данные бурения, сейсмокаро-
тажа и т. п.).
Выбор параметров модели среды, наилуч-
наилучшим образом соответствующих интерпретируе-
интерпретируемому временному разрезу, может быть осу-
осуществлен с помощью интерактивного терми-
терминала, которым оснащаются современные ЭВМ.
Схема решения обратной задачи при этом
строится следующим образом:
1) задают исследуемый временной раз-
разрез: времена t0 (X) до отражающих гори-
горизонтов и данные погоризонтного анализа
скоростей vOTT (X);
2) задают исходную модель глубинного
разреза (первое приближение): глубины Н(Х)
до отражающих границ и скорости опл (X)
во всех слоях;
3) для имеющейся схемы наблюдений по
заданной 'модели рассчитывают временной
разрез fQ (X) и графики скоростей бОГт(Х),
которые изображаются на экране дисплея
совместно с исследуемым временным разре-
разрезом tQ (X) и графиками иОГт (X); процедуру
выполняют последовательно для каждого
горизонта;
4) по экрану дисплея интерпретатор изме-
изменяет параметры модели (последующие при-
приближения), добиваясь вдоль профиля совпа-
совпадения расчетных и исследуемых значений
времен и скоростей;
5) результаты выводятся на графопострои-
графопостроитель в виде полученной при последней итера-
итерации модели глубинного разреза с надписями
пластовых скоростей, а также в виде сов-
совместно изображенных расчетных и исследуе-
исследуемых временных разрезов и графиков скоро-
скоростей.
Построение преломляющих
границ
Ввод поправок за рефракцию [1]. Прибав-
Прибавление поправки за рефракцию R (х) транс-
трансформирует наблюденный годограф рефраги-
рованной волны t (х) в годограф tnp (*),
который наблюдался бы при распространении
волны как головной в покрывающей среде
и при отсутствии рефракции в преломляющей
среде
tnp(x)= t(x)+R(x). (VI. 147)
Если обусловленное рефракцией измене-
изменение vK вдоль годографа не превышает 10—
15%, то для вычисления поправки применяют
формулу
R(x)=aLr, (VI. 148)
где а, г — значения коэффициентов, усред-
усредненные по профилю; L = х cos ф — #Htg /и—•
— Нп tg /п; Нк, Нп — глубины для лучей,
падающих на границу соответственно из
источника и приемника; ги, in — критиче-
критические углы для тех же лучей.
Для определения коэффи-
коэффициентов аи г по увеличению vK с удале-
удалением от источника используют уравнение
зависимости
1
1
vK(S) v(L)
(VI. 149)
где L = х — 2tfCp tg iCp; С = ar (S — хи)г-г —
константа; S — абсцисса точки наблюде-
наблюдения; хн — абсцисса начальной точки годо-
годографа.
Уравнение (VI. 149) можно решать графи-
графически, подбирая значение г (в пределах 1—3),
при котором зависимость l/vK = / (Z/)
линейна. По углу наклона а прямой нахо-
находят а = tg а/г.
Определение коэффициентов о иг по раз-
разности времен А? нагоняющих годографов
меньше зависит от рельефа границы, изме-
изменений vr и поверхностных искажений. Один
из таких способов основан на графическом
решении уравнения
М= C — arl (L+ 0.5/)'-1,
(VI. 150)
где С — константа; / — расстояние между
источниками.
После аналогичного описанному выше под-
подбора г определяют а = tg a l{rl) по
углу а наклона прямой Kt = f UL +
+ 0,5/у-Ч.
Выбор средних скоростей. При построении
преломляющих границ покрывающую среду
обычно считают однородной со средней
скоростью г»Ср, а волну — головной с гра-
граничной скоростью vr. Способы вычисления vr
рассмотрены в § 64. Среднюю скорость для
построения границы на глубине z находят
по значениям z, vr и t0
Из уравнения (VI. 151) можно непосред-
непосредственно определить vCp для конкретной гра-
2\
Рис. V-I.18. Построение преломляющей гра-
границы способом полей времен по двум встреч-
встречным годографам
ницы только при известных z и t0, например,
когда проведены наблюдения около скважины,
вскрывшей преломляющий горизонт. В дру-
других случаях величину t0 рассчитывают с ис-
использованием пластовых скоростей уПл/ и
мощностей hi по данным СК или MOB
L (VI.152)
Суммирование проводят по всем пластам
до глубины z. Задавая ряд значений z в ди-
диапазоне расположения границы, по формулам
(VI. 151) и (VI. 152) получают зависимость
уср (z) или vcp (t0). Сравнение уср при по-
последовательном увеличении детальности рас-
расчленения покрывающей толщи на пласты
позволяет выбрать необходимую степень
сложности модели.
Построение преломляющих границ по не-
непрерывным продольным наблюдениям.
Способ полей времен [51, 90]. Используют
встречные годографы tt (x) и t2 (x), увязанные
во взаимных точках. Сумма времен пробега
преломленных волн от источников Ot и Oz
до произвольной точки D на границе R равна
взаимному времени (рис. VI. 18, а)
^ ^ lO2BD — Ю^ВО ~ •
Поле времен преломленной волны tx строят
по ряду точек tlx {xx), t12 (x2), t13 (x3) ... го-
годографа tx (x). Чтобы провести изохрону
с отметкой tk, из точки Х\, как из центра,
ПРОВОДЯТ Дугу ОКРУЖНОСТИ раДИуСОМ Tk\ =
— иср (*п — tk), из точки х2 — дугу радиу-
радиусом rkz = Уср (?i2 — tk) и т. д. Огибающая
окружностей представляет собой изохрону
со временем tk (рис. VI. 18, б). Аналогично
строят поле изохрон для встречного годо-
годографа t% (x). Точки преломляющей границы
находят на пересечении изохрон прямого
и встречного полей, сумма времен которых
равна взаимному времени Т(см. рис. VI. 18,6)-
351
Рис. VI. 19. Построение преломляющей гра-
границы способом полей времен по одиночному
годографу в случае скольжения (а) и прони-
проницания (б) преломленной волны
Преломляющая граница R должна быть
заключена между предельными лучами, про-
проходящими через крайние точки прямого и
встречного годографов. Описанная методика
применима для поперечных и обменных пре-
преломленных волн. Поля изохрон ix и t2 строят
с использованием скоростей, соответству-
соответствующих типу волны.
По одиночному годографу преломленной
волны можно построить преломляющую гра-
границу, если кроме скорости в покрывающей
толще известно положение одной точки гра-
границы и граничная скорость vr. Для этого
по годографу строят поле изохрон
(рис. VI. 19, а) так, чтобы одна из изохрон
проходила через заданную точку границы.
Из этой точки, как из центра, проводят окруж-
окружность радиусом &r=vrAt, которая может
рассматриваться как элемент изохроны сколь-
скользящей волны. Пересечение дуги окружности
с соседней изохроной даст следующую точку
границы, из которой, как из центра, проводят
следующую дугу и т. д. Чтобы учесть про-
проницание преломленной волны при выпуклой
границе, построение границы по одиночному
годографу выполняют, используя известную
точку границы как центр всех окружностей
с постоянно увеличивающимся радиусом Лг=
= vrkAt, где k — порядковый номер окруж-
окружности (рис. VI. 19, б).
Способ t0 [51]. Способ t0 (средних арифме-
арифметических) основан на следующих допуще-
допущениях: 1) волна скользит вдоль границы,
352
2) участок границы между прямым и встреч-
встречным критическими лучами, приходящими
в одну точку наблюдения, является прямоли-
прямолинейным, 3) граничная скорость на этом
участке постоянна и известна.
Заданы встречные годографы tx (х) и t2 (x),
соответствующие источникам Ох и О2 и увя-
увязанные во взаимных точках, где время рав-
равно Т (рис. VI.20). Тогда
2Hcosi
=to
(VI.153)
Глубина преломляющей границы по нор-
нормали в точке S
где
Л 2 cos *
(VI. 154)
\
/ 2 9~
Граничную скорость vr определяют по
разностному годографу tp (x) (см. § 64).
Преломляющую границу $ строят как оги-
огибающую окружностей, проведенных из ряда
точек профиля радиусами Н (х).
На участке, где годограф tx (х) не имеет
встречного, при постоянной граничной ско-
скорости можно продлить * разностный годо-
годограф tp {x) как прямую линию. По значе-
значениям t\ \х) и tp {х) строят линию t0 (х) и со-
соответствующий ей глубинный разрез.
По системе нагоняющих годографов tx (x),
B (х), t3 (x), полученных для источников
Oi, O2, Од (рис. VI.21), составляют сводные
годографы t2 (x) и t3 (x) и определяют времена
*оа и *оз на пунктах взрыва Оа и 03. По го-
годографу /2 (х) находят взаимное время Т23
и значения tpi и tp3 разностного годографа
t9 (x), по которому вычисляют граничную
скорость иг = 2 (Дх/Д*р). Используя раз-
разностный годограф tp (x) и годограф ^ (*)>
строят линию *0 (х) и соответствующий ей
глубинный разрез.
Способ сопряженных точек [16, 25]. На
встречных годографах tx (x) и t2 (x),. увязан-
увязанных во взаимных точках (рис. VI.22), отыски-
отыскивают сопряженные точки С и S, соответствую-
соответствующие лучам BS и ВС, которые вышли из одной
точки В преломляющей границы R. При этом
искомую точку С можно рассматривать как
начальную точку годографа преломленной
волны при источнике в заданной точке S.
Абсцисса хн и ордината t'H начальной точки
связаны соотношением
, Х,СО8ф
н i\ sin i н
(VI. 155)
О? х
Рис. VI.20. Построение преломляющей гра-
границы способом t0
Рис. VI.21. Построение линии t0 по системе
нагоняющих годографов преломленных волн
Рис. VI.22. Способ отыскания сопряженных
точек
12 Зак. 80
где
К =¦%¦ cos ф.
Граничную скорость vr определяют по
разностному годографу. При <р < 10°
cos ф » 1; в других случаях cos ф находят
по кажущейся скорости vK в точке S прямого
годографа.
В то же время
— т =
(VI. 156)
Для получения CS = хн достаточно решить
совместно уравнения (VI. 155) и (VI. 156),
например, графически: найти точку пересече-
пересечения прямой, проведенной из точки S с угло-
угловым коэффициентом —/С, и кривой V (х) =
= h (*) — &t (см. рис. VI.22). Сопряженные
точки С и S формально совпадают с источни-
источником и приемником для волны, отраженной от
точки В. Поэтому после отыскания ряда пар
сопряженных точек можно построить гра-
границу, например, способом эллипсов.
Способ сопряженных точек по сравнению
со способом ?0 более трудоемок, но не связан
с допущением о малой кривизне преломляю-
преломляющей границы. По заданной зависимости
скорости от глубины строят системы лучей
преломленных волн для прямого и обратного
годографов. Точки границы находят на пере-
пересечении лучей по условию ?СОПр = ^i + t2 —
— Т.
Ниже рассмотрено построение границ
в слоистых средах способами полей времен,
t0 и пластовых скоростей. Способ полей
времен [51, 90]. По известным скоростям
в каждом слое последовательно строят поля
времен и преломляющие границы (см. выше
аналогичный способ для однородной покры-
покрывающей среды).
Способ t0. Если задана система годографов,
по которой может быть определено tQ2 иссле-
исследуемой границы R2, лежащей ниже границы
/?х с известной глубиной Нъ то
/Ь=-3- (fgL-"i«»). (VM57)
cosi23 \ 2 t»j /
Углы г23 и г13 могут быть определены по
соотношению скоростей.
Для построения преломляющей границы
R2 из точки наблюдения, в которой известно
*02> опускают перпендикуляр на промежуточ-
промежуточную границу Ri и из основания перпендику-
перпендикуляра проводят окружность радиусом Л2.
Огибающая окружностей, соответствующих
различным точкам наблюдения, определяет
границу R2. Этот прием может быть распро-
распространен на любое число границ.
353
Рис. VI.23. Построение усредненного годо-
годографа по двумерному полю времен
Способ пластовых скоростей [99]. Когда
va ~> vx и заданы пары встречных годографов
на промежуточной Rx и нижележащей R2
границах, можно приближенно определить
мощность слоя h2, заключенного между ними,
Л2 (*) -
где
Mo {Х)
2 COS 1#23
(VI. 158)
tOi {х) и t02 (х) — значения /0, вычисленные по
встречным годографам волн, преломленных
соответственно на границах Rx и JR2.
Границу R2 строят от границы Rly как
огибающую окружностей с радиусами Л2 (х).
Построение преломляющих границ по точеч-
точечным, непродольным и площадным наблюде-
наблюдениям. Точечные наблюдения [85]. Глубину
преломляющей границы под центром базы
приема длиной I определяют по формуле
Я
= -s г- { t COS ф ) .
2cost \ vr V
(VI.159)
Скорость v в покрывающей среде считается
известной. По ряду точечных зондирований
с различными координатами центров х и
удалениями / строят двумерное поле времен
/ {х, I), которое можно изобразить серией
линий t (х) при / = const (рис. VI.23). Про-
Производные поля // = dtldl « titlM и tx =
— dt/дх « А//Да; позволяют вычислить вели-
величины sin ф = (vt()/B cos i) и vr — cos ф/fj.
По полю t (x, I) можно составить осреднен-
ный годограф преломленной волны, соответ-
соответствующий расположению источника Ot в про-
произвольной точке хп. На оси х откладывают
ряд точек 5;, удаленных от 0х на расстояния
li, которые выбирают совпадающими с отмет-
354
ками изолиний поля. Для каждой точки опре-
определяют время прихода волны ti = t [Ц,
Xi = xn + (IJ2)]. Проектируя величину t{
на прямую, проведенную из точки St- парал-
параллельно оси t, получают одну точку годографа
t (x). При составлении таким путем встречных
годографов преломленных волн можно при-
применять обычные способы обработки.
Непродольные наблюдения. Предполагают,
что скорость v в покрывающей толще и гра-
граничная скорость vr постоянны и известны,
а преломляющая граница близка к плоскости
и угол ее наклона ф <: 10ч-15°. Известен
способ определения глубины преломляющей
границы, основанный на вычислении нормаль-
нормального годографа [51]:
где d — расстояние от источника до профиля
по перпендикуляру; у <— расстояние вдоль
профиля, отсчитываемое от точки D — осно-
основания перпендикуляра; t?> — время прихода
преломленной волны в точку D. По tK (у)
и наблюденному непродольному годографу
t (у), исправленному за ЗМС, составляют
разностный годограф
Д' (у) =t(y)- *н (у).
Глубина до преломляющей границы под
произвольной точкой S (у) профиля
v
cos i
(VI.! СО)
Если направление профиля близко к про-
простиранию, глубины откладывают по верти-
вертикали. Если профиль ориентирован примерно
вкрест простирания, то из точек S {у\ про-
проводят окружности радиусами Н (у) и строят
границу, как их огибающую. Когда нет пред-
предварительных данных о глубине Hd или об
абсолютной глубине в какой-либо другой
точке профиля, способ позволяет получить
относительный рельеф границы.
Для учета смещения вертикальной проек-
проекции точки выхода сейсмического луча отно-
относительно точки наблюдения вычисляют сей-
сейсмический снос AS (у) = Н (у) tg i и откла-
откладывают его величину на плане от точки наблю-
наблюдения 5 (у) в направлении пункта взрыва.
Площадные наблюдения [51]. Как и в слу-
случае непродольных наблюдений, предпола-
предполагают, что скорости v и vr постоянны и из-
известны, а ф< 10-7-15°. Вычисляют нормаль-
нормальный поверхностный годограф
*н (*, У) = 'н (г) = f0 + —-,
где ^о — постоянная, определяемая по про-
продольным годографам; г — расстояние от
точки наблюдения до источника, положение
которого неизменно.
В ряде точек S (х, у) определяют разность
At(x, y)=t(x, у) — !н(х, у),
затем эхо-глубину
V
H(x,y)=Hyt+-—rAt(x, у),
cost
(VI.161)
где Но — глубина под источником.
Для учета рельефа вычитают из глубин
превышения точек наблюдения относительно
пункта возбуждения. Снос учитывают путем
отнесения значений Н (х, у) к точкам, сме-
смещенным от 5 (х, у) по направлению источника
на величину AS = H tg i.
При площадных наблюдениях с несколь-
несколькими источниками применяют способы за-
запаздываний и функций запаздывания, осно-
основанные на статистическом определении глу-
глубин и граничных скоростей.
Построение структурных карт
Увязка глубин по профилям. Наличие
больших углов наклона границ ф и верти-
вертикального градиента скорости приводит к не-
невязкам глубин на пересекающихся профилях
при строгой увязке времен. Если один из
профилей проходит вкрест простирания,
а другой под углом ij> к нему, то выражение
для невязки имеет вид
д# _
1 — sin2 ф cos2 ty — cos ф)
vQ -f- KH cos ф
(VI. 162)
где К, Щ — параметры уравнения yCD =
= v0 + KM.
После построения первого варианта карты
можно по формуле (VI. 162) вводить поправки
в величины глубин для профилей, сильно
отклоняющихся от линии максимального
падения.
Переход от карт изонормалей к картам
изовертикалей. Способ ортогональных про-
профилей [25]. На карте изонормалей проводят
серию сечений, в общем, случае криволиней-
криволинейных, перпендикулярно к изолиниям. Эти
ортогональные сечения располагают по воз-
возможности вблизи линий наблюдения, чтобы
избежать погрешностей интерполяции. На
ортогональные профили наносят отметки
глубин Н, по нормали, снятые с карты. Раз-
Разрезы строят в виде огибающих дуг окруж-
окружностей, проведенных радиусами H-t из соот-
соответствующих точек профиля. Затем значения
глубин по вертикали zi вдоль ортогональных
профилей переносят на карту и проводят
изовертикали.
12*
Приближенный способ построения карт
изовертикалей. Так как большинство профи-
профилей стремятся располагать вкрест простира-
простирания структуры, то большая часть отметок
глубин по вертикали на профилях не будет
отличаться от истинных значений глубин. Это
дает- возможность достаточно точно опреде-
определить истинное простирание и углы наклона
границы по карте кажущихся глубин Zj
по вертикали, снятых с профилей.
Для профилей, значительно отклоняю-
отклоняющихся от направления вкрест простирания,
истинная глубина [84]
K (VI. 163)
где г|) — азимут профиля относительно линии
падения. По значениям z уточняют структур-
структурную карту. При необходимости по уточнен-
уточненным значениям ф и г|) вновь вычисляют глу-
глубины по формуле (VI. 163).
Построение структурных карт по данным
пространственных зондирований. В резуль-
результате интерпретации массовых пространствен-
пространственных зондирований получают карту векторов
падений с указанием глубин залегания гра-
границ раздела. Если глубинына данном участке
изменяются в сравнительно небольших пре-
пределах и соответствующие отражающие пло-
' щадки относятся к одним и тем же геологи-
геологическим слоям или толщам, то карту изогипс
можно получить следующим образом:
1) строят карту векторов у, длина которых
пропорциональна tg ф; 2) начала векторов
в близко расположенных точках соединяют
прямыми линиями; образуется система при-
примыкающих треугольников; 3) вдоль каждой
линии определяют приращение глубин Д#
по формуле
ЛЯ=~(П-г-У2>/->
где Yi> У г — проекции векторов на данное
направление; г — расстояние между векто-
векторами; 4) интегрируют поле приращений,
т. е. передают отметки по разным путям и
разбрасывают возникающие невязки по пра-
правилам, разработанным в топографии и грави-
разведке; 5) выбрав исходную глубину,
строят карту изонормалей, которую зат.ем
переводят в карту изовертикалей одним из
способов.
Выбор сечения и масштаба структурной
карты. Известен приближенный способ [84]
определения сечения изолиний
карты по формуле
a
"km.
9 _а_ /п__п а_\
А \ k A /
п I п . а \
b \ h А /
(VI. 164)
355
50
25
20
15
10
7,5
5,0
Z,5
1,5
0J5
n
//
V
V/
'A
\
/A
'//
//
'/
/,
/
/
1
\
/
/
/y//l
'///
//
4
/A
v\
t
¦11
-2UU
JO
>
'/
y\
f
/
у
¦30
-АО
10
1,5 2 J b 5
10 15 ZO 30 W 50 —
Рис. VI.24. Номограмма для определения
сечения структурных карт
где а — диапазон изменения глубин по
площади; А — сечение карты; тн — погреш-
погрешность измерения глубин; п — среднее число
наблюдений, равномерно расположенных по
площади; X — постоянный множитель, ха-
характеризующий относительную точность про-
проведения изолиний (обычно принимают X = 3);
k — коэффициент сложности карты, напри-
например, для моноклинали k = 1, для замкнутого
купола k = 2,5—3,5.
Для практического использования фор-
формулы (VI. 164) построена номограмма
(рис. VI.24). Значение п при профильных
наблюдениях приближенно находят по фор-
формуле
D-Y.
где 5 — площадь съемки; D — общая про-
протяженность профилей на площади.
Другие способы выбора сечения структур-
структурной карты с учетом степени сложности сейсмо-
геологических условий изложены в гл. VIII.
При систематическом использовании различ-
различных приемов сглаживания в процессе обра-
обработки и интерпретации выбор сечения карты
сохраняет свое значение только для изобра-
изображения поля глубин и производится лишь
исходя из точности проведения изолиний.
Численный масштаб струк-
структурной карты определяют из соотно-
соотношения [84]
А1 = 4 4" 18Фп«* <VL165>
где б — толщина изолинии после ее вычерчи-
вычерчивания; т] — коэффициент, характеризующий
отношение расстояния между изолиниями
356
к толщине изолинии (обычно tj = 7-ь 10);
фшах — максимальный угол наклона гори-
горизонта.
§ 66. ПОСТРОЕНИЕ
ДИНАМИЧЕСКИХ ГЛУБИННЫХ
РАЗРЕЗОВ ПО ОТРАЖЕННЫМ
И ДИФРАГИРОВАННЫМ ВОЛНАМ
Дифракционное преобразование
сейсмограмм [105]
Базовый алгоритм Д-преобразования. Ба-
Базовый алгоритм Д-преобразования применяют
при трансформации сейсмограмм ОТВ, ОТП
или ОГТ в динамический глубинный разрез
(ДГР). При этом плоскость глубинного
разреза г >• 0 разбивают сеткой (необяза-
(необязательно прямоугольной) на ячейки. Затем
выполняют операции суммирования согласно
базовому алгоритму
Ф (Р) = 2 ? А" {Р. Ь 0 /*/ Г*
k i
(VI. 166)
В результате суммирования каждому узлу
Р этой сетки ставится в соответствие величина
ф (Р), характеризующая интенсивность вол-
волнового поля на ДГР. Здесь т (Р, k, i) —
время пробега волны на пути пункт взрыва
k — точка Р — пункт приема /; К (Р, k,
i) — весовые коэффициенты; f^ (t) — сей-
смотрасса при возбуждении в пункте k и при
приеме в пункте' i.
На практике часто полагают величину
т (Р, k, i) = (rpk + rpi)/v, где rpk, rp. —
расстояния соответственно от пункта взрыва
k до точки Р и от точки Р до пункта приема i;
v — средняя скорость в точке Р. Распределе-
Распределение значений функции ф (Р) вдоль необяза-
необязательно вертикальных линий сетки изобра-
изображают способами переменной ширины или
переменной плотности. Полученное сейсми-
сейсмическое изображение называют динами-
динамическим глубинным разрезом.
Физическая интерпретация Д-преобразо-
Д-преобразования. Каждая из приводимых ниже разно-
разновидностей физической интерпретации связана
с конкретным вариантом реализации Д-
преобразования.
1. При фиксированных k и Р времена т (Р,
k, i) представляют годограф дифрагированной
в точке Р волны, когда возбуждение осуще-
осуществляется в пункте взрыва k. Если геологи-
геологический объект состоит из совокупности диф-
дифрагирующих точек Д, то вдоль годографов
т (Д, k, i) синфазно располагаются сигналы
дифрагированных волн. Поэтому при сумми-
суммировании трасс fki в соответствии с базовым
алгоритмом для точек Р, расположенных
вблизи точек Д, происходит почти синфазное
накопление сигналов, а функция ф (Р) имеет
в указанной окрестности экстремумы. Тогда
коррелируемая на плоскости г > О последо-
последовательность экстремумов функции ф (Р) пред-
представляет изображение сейсмической шерохо-
шероховатой границы. В случае дифракции на сбро-
сбросах упомянутая синфазность может суще-
существенно нарушаться. При построении ДГР
в условиях шероховатых сейсмических гра-
границ весовые коэффициенты при суммирова-
суммировании, как правило, не используют.
2. Если геологический объект представляет
собой зеркальную границу, то полезные
сигналы на сейсмограммах синфазно распо-
расположены вдоль семейства годографов т0 {k, i)
волн, отраженных от этой границы. Пусть
при взрыве в пункте возбуждения k' в пункт
приема V вышел сейсмический луч R\, отра-
отраженный в некоторой точке R зеркальной
границы 50 (рис. VI.25). Тогда луч R't
совпадает с одним из возможных дифрагиро-
дифрагированных лучей, исходящих из точки R.
Поэтому отраженная и возможная дифраги-
дифрагированная в точке R волны подходят в пункт
приема V под одинаковыми углами к поверх-
поверхности наблюдений, имеют равные кажущиеся
скорости и наклоны годографов к оси х.
Более того, годографы х (R, k', i) и т0 (&', i)
касаются друг друга в точке выхода отражен-
отраженного луча R'it поскольку очевидно, что вре-
времена х (R, k', i') и т0 (&', i') равны между
собой, как времена пробега волны вдоль
одного и того же пути. Следовательно, при
вычислении сумм ?] К (Р, k', i) fki fr (P.
i
k\ i)] [см. формулу (VI. 166)] для точек Р,
расположенных вблизи точки отражения R
сигналы отраженной волны накапливаются
почти синфазно, по крайней мере в достаточно
малой окрестности пункта приема *'. В ре-
результате этого функция ф (Р) приобретает
экстремумы вблизи точек отражения, а кор-
коррелируемая последовательность экстремумов
функции ф (Р) образует изображение отра-
отражающей границы.
Осуществление суммирования вне упомяну-
упомянутой выше окрестности приводит к несинфаз-
несинфазному сложению сигналов волны, отраженной
от рассматриваемой границы, а также к не-
нежелательному накапливанию нерегулярных
помех и других сигналов, не относящихся
к данной границе. Именно поэтому в базовом
алгоритме (VI. 166) используют весовые коэф-
коэффициенты К (Р, k, i), подбираемые таким
образом, чтобы они были исчезающе малы вне
указанной окрестности и значительны внутри
нее. На практике весовые коэффициенты ста-
стараются сделать значительными лишь там, где
рассогласование годографов т (Р, k, i) отра-
отражения и т0 (k, i) дифракции не превышает
Рис. VI.25. Схема отраженного и дифрагиро-
дифрагированных лучей.
/ — дифрагированные лучи; 2 — Задающий и от-
отраженный лучи; То — годограф отражения; т —
годограф дифракции
половины доминирующего периода сейсми-
сейсмических колебаний.
3. Результат суммирования останется
почти тем же, если каждый годограф семей-
семейства т (Р, k, i) разбить на достаточно малые
участки и аппроксимировать их прямой
линией. Тогда функцию ф (Р) практически
можно рассматривать как результат суммиро-
суммирования (в общем случае с весовыми коэффи-
коэффициентами) РНП на центральных и боковых
базах [86]. Эта модификация суммирования
представляет собой способ обнаружения пло-
плоских отражающих площадок в приближении
МРНП, т. е. в предположении прямолиней-
прямолинейности оси суммирования. В данном приближе-
приближении годограф х (Р, k, i) фактически аппрок-
аппроксимируется набором* гиперболических годо-
годографов, отраженных от разных плоских
площадок, проходящих через точки Р. Каж-
Каждый из последних в свою очередь аппроксими-
аппроксимируется прямой линией.
Если в какой-либо точке Р действительно
оказалась плоская площадка, то отраженные
сигналы, суммируемые вдоль прямой, каса-
касательной к гиперболе, накапливаются почти
синфазно, и функция ф (Р) приобретает экст-
экстремум вблизи точки Р. При этом использова-
использование весовых коэффициентов способствует
суммированию для точки Р сигналов вдоль
прямой только в области касания к годографу
волны, отраженной от площадки, действи-
действительно проходящей через точку Р. Допусти-
Допустимые размеры участков суммирования опре-
357
деляются условиями применимости МРНП
186].
4. Базовый алгоритм является близким
динамическим аналогом способа огибающих
(см. § 65). В процессе получения ДГР каждый
сигнал fki (t*) (t* — любой фиксированный
момент времени) дает вклад в те и только
в те точки изображения, для которых спра-
справедливо соотношение г (Р, k, i) = t*. Сле-
Следовательно, каждый сигнал fki (t*) разно-
разносится в пространстве изображения по изо-
хроне т (Р, k, i) = t*. Поэтому отраженные
сигналы разносятся по изохронам отражения
и накапливаются в пространстве изображений
примерно синфазно вблизи от огибающей
этих изохрон. Последняя, как известно,
совпадает с отражающей границей. Указан-
Указанная синфазность накопления является при-
причиной появления экстремумов суммы <р (Р)
вдоль границы отражения.
Построение динамических
глубинных разрезов на основе
решения волнового уравнения
Общие принципы построения и их физиче-
физическая интерпретация. Пусть при возбужде-
возбуждении в пункте взрыва k в нижнем полупро-
полупространстве г > О возникают колебания Fk (P,
t), а на поверхности наблюдений S, являю-
являющейся плоскостью z=0, соответственно ре-
регистрируются колебания Fk (P, t) |s- Тогда
отыскивают такое решение FXk (P, /) волно-
волнового •уравнения
!*(Л 0 = ~
(VI.167)
которое на поверхности наблюдений совпа-
совпадает во все моменты времени с функцией
Fk(P, 0 (т.е. Fk(P, t)\s= Flk(P,t)\s),
но не содержит волн, уходящих от поверх-
поверхности наблюдений вниз.
Динамические глубинные разрезы полу-
получают как изображения ф& (Р) в вертикальных
плоскостях распределений функции FXk \Р'»
*пР (Р, k)] = (fk (Р), где тпр (Р, k) — время
распространения прямой волны, т. е. иду-
идущей от пункта взрыва k, до точки Р. Такое
построение ДГР является динамическим ана-
аналогом основного приема, используемого в спо-
способе полей времен [99]. Основной прием
состоит в том, что каждая волна, отраженная
от зеркальной границы при возбуждении
в пункте взрыва k, рассматривается как
некоторая волна ч|)? (Р, t), приходящая к по-
поверхности наблюдений из Зазеркалья, а сей-
сейсмическая граница определяется как геомет-
геометрическое место точек встречи фронта зазер-
кальной волны грд. с фронтом распространяю-
распространяющейся вниз прямой волны.
358
На практике обычно решают двумерное
уравнение с граничным условием Fд (Р,
0|l= F\k(P> t)\L на линии профиля L.
Поскольку всякое уравнение распростране-
распространения волн описывает физически реализуемый
процесс, его решение подчиняется закону
сохранения энергии. Поэтому решение такого
уравнения в отличие от Д-преобразования при
условии его применения без весовых коэффи-
коэффициентов не допускает явлений самопроиз-
самопроизвольного нарастания энергии помех при
пересчете поля с поверхности наблюдений
внутрь среды. Причем нет необходимости
в поиске весовых коэффициентов, что облег-
облегчает процесс обработки.
Имеется и другой путь использования вол-
волнового уравнения. Способом конечных раз-
разностей отыскивают решение F2k (Р. 0 дву-
двумерного уравнения с граничным условием
F2k \s = Fk Is- От решения F2k теперь не
требуется, чтобы оно состояло только из
приходящих к поверхности наблюдений волн.
Разрез ДГР получается как распределение
F2k [P. тпр (Р, k)]. Решение F2k содержит
в себе упомянутую выше волну tyk- Поэтому
распределение F2k (P* *пр {Р> Щ\ имеет экст-
экстремумы вблизи сейсмических границ. Одно-
Одновременно в решении F%k содержатся волны
\J)^, которые отражаются от различных по-
поверхностей при подходе к ним волны -ф/..
Но наличие поля\|э^, как правило, не сказы-
сказывается на распределении F2k [P. "^пр (Р> к)]>
так как волна г|)^ обычно не успевает подойти
к точке Р в момент прихода в эту точку пря-
прямой волны. Однако наличие в решении F2k
волн типаг|)? препятствует его использованию
для преобразования временных разрезо в
в глубинные.
Способы отыскания решений волнового
уравнения, не содержащих в себя волн, ухо-
уходящих от поверхности наблюдений.
Скорость в среде — постоянна.
I. Сейсмические лучи приблизительно вер-
вертикальны.
А. Решают двумерное уравнение методом
конечных разностей. Решение записывают
в системе координат х' = х, у' = у, г' =
= z + vt, t' = /, движущейся вверх со
скоростью v. В данной системе координат
перемещающиеся вверх волны медленно ме-
меняются во времени. Поэтому их выделяют из
найденного решения путем его низкочастотной
фильтрации.
Б. В перемещающейся вверх со скоростью
v системе координат решение F^ приближенно
является решением уравнения
d*Flk
В. Более точный учет невертикальности
реальных сейсмических лучей в двумерной
задаче дает расчет по формулам
с»
FM*' z, 0 = ~2^-. J F\k{x, z, ®)<Г}'а( rfco,
(VI.169)
где F'k — решение уравнения
дг *"*
с граничным условием
(VI.170)
Оператор
(VI. 172)
Оператор ]f L записывают приближенно,
разлагая его в ряд Тейлора и ограничиваясь
первыми двумя членами разложения,
2со
(VI.173)
Отбрасывание в разложении Тейлора чле-
членов более высокого порядка означает пред-
предположение о малости производных по х
указанного порядка.
II. Сейсмические лучи произвольным обра-
образом наклонены к вертикали.
А. Точное решение FXk при плоской по-
поверхности наблюдений записывают в виде
модифицированного интеграла Кирхгофа—
Зоммерфельда [71]
(VI.174)
в случае необязательно плоской поверх-
поверхности S — в виде модифицированного инте-
интеграла Кирхгофа
0 =
vr
ps
rps\dns
4?k\ 'PlLiFu dSsJt.
dt
dn
(VI. 175)
Здесь rps— расстояние от точки Р до точек
поверхности S; ns — нормаль к поверхности
5, внешняя по отношению к той области, где
находится точка Р; фигурные скобки озна-
означают, что стоящая в них функция берется
в момент времени (t -j- rps/v), т. е. от опере-
опережающего аргумента.
Интегралы (VI. 174), (VI. 175) представляют
решение FXk в виде суперпозиции сфериче-
сферических волн, сходящихся к точкам поверхности
S, вследствие чего функция FXk не описывает
волн, уходящих вниз. Чтобы использовать
выражение J2, необходимо предварительно
найти величину- dFik/dtis, решив соответ-
соответствующее уравнение. В случае профильных
наблюдений на линии у = г = 0 решение
Fik двумерного уравнения отыскивают мето-
методом спуска по формуле (VI. 174), полагая
в ней Fk (*, у, г = 0; f) = Fk(x, y= 0,
г = 0, t) и рассчитывая функцию FXk, есте-
естественно, лишь в плоскости у = 0.
Алгоритмы (VI. 174), (VI. 175) играютГроль
существенно неформальных Д-преобразова-
ний, описывающих физически реализуемые
процессы распространения волн (по крайней
мере, с точностью до обращения времени).
Б. Исходя из предпосылки о разложимости
решения FXk по однородным монохромати-
монохроматическим плоским волнам, распространяю-
распространяющимся СО СКОРОСТЬЮ V, ФУНКЦИЮ F\k (Р, t)
представляют в виде суперпозиции монохро-
монохроматических колебаний
(Р. 0=
1
d(o,
(VI.176)
каждое из которых в трехмерном случае
определяют по формуле
F\k (х, у, г, ю) =
= Я2" J exP I/ (Wl* + W2^—6г)] X
X
со2/о2)
[ ехр [—/' (о)^! + <о2|2)] X
X F'k (glf \ъ (о) dg, ёЦ d©! dco2, (VI.177)
где
0 =
у -^ <*y\ — «2 при co>0,
l/и2 9 2
— I/ —^ со j — ©2 при со < 0,
359
> У> «) = j Fk (x> У> z=0,
dt.
Аналогично при решении плоской задачи
F\k (х, г, w) = — J exp [/ (u}lX—Qz)] X
X
[1
J exp(—/©,6i)^i(gi, <o)dlA d<o,
—oo J
(VI. 178)
где
оJ Г
-p- — ©t при со > 0,
I / 0J 7
— J/ uj- — of при (о<О;
oo
F'k (x, to) = J Fk (x, z = 0,
Fk> (x, г = 0, /) — колебания на линии у =
= г=0.
Исходный алгоритм, представляющий F^
в виде суперпозиции монохроматических
колебаний, можно записать в иной форме.
В случае плоской задачи
Fik{x, г, 0 =
Я/2 оо
1 f f
= -Ш J J
—Я/2 —oo
cos a
sin a
—
(VI.179)
Алгоритм (VI. 179) представляет собой сум-
суммирование значений подынтегральной функ-
функции ф? вдоль всех прямолинейных осей
синфазности, касающихся годографа волны,
дифрагированной в точке (х, г) в момент
времени t. Функция фд формируется с по-
помощью фильтрации исходных сейсмотрасс
Fk (x, z=0, t) по правилу
Щ(х, 0 —
CD
00 |_ ОО
dm.
(VI.180)
где предполагается, что спектр сейсмотрасс
достаточно быстро убывает при высоких
360
частотах. Аналогично в пространственной
задаче
я
2 2Я оо
Fxk(x. У, z, t) = jg^ ^ J j sin 2аФ* x
0 0 — oo
x [fa. fa. <+"¦"'№.-*) +
sin a sin
cos a
где
(VI.181)
oo oo
OO OO
Когда поле Ftk содержит и неоднородные
волны (что обычно имеет место), формулы
(VI. 176)—(VI. 181) дают решение волнового
уравнения, совпадающее на уровне г = 0 не
с полем Fk, а со значениями суперпозиции
всех плоских однородных волн, содержа-
содержащихся в решении F^. Эти разложения вклю-
включают в себя плоские волны, только приходя-
приходящие к поверхности наблюдений. Поэтому
решения Fik [см. формулы (VI. 176)—
(VI. 181)], как и требуется, не содержат волн,
уходящих от плоскости 5 вниз.
На практике решения [см. формулы
(VI. 168)—(VI. 181)] применяют для исследо-
исследования неоднородных сред в рамках модели
средних скоростей, а дифференциальные урав-
уравнения
дх'г
'г )
эвристически используют для изучения гра-
градиентных сред, несмотря на предположение
v = const, использованное при их выводе.
Скорость в среде — переменная. Численным
способом приближенно ищут в нижнем полу-
полупространстве решение F^ волнового уравне-
уравнения в моменты t <: Т (Т — момент окончания
регистрации колебаний на поверхности на-
наблюдений) при условии
dt t=T
= 0,
(VI. 182)
которое означает, что при t = Т поле Ftk
в нижнем полупространстве исчезает, т. е.
все волны, содержащиеся в поле Ft , выходят
из нижнего полупространства.
Подавление волн-помех
Динамические глубинные разрезы часто
становятся практически нечитаемы, если не
принять специальных мер подавления регу-
регулярных волн-помех. Основной мерой явля-
является накопление данных многократных пере-
перекрытий. Изображения, получаемые по дан-
данным одной сейсмограммы, называют оди-
одиночными. Одиночные ложные изображе-
изображения, связанные с кратными, обменными и
другими волнами-помехами, обычно пере-
перемещаются и в различной степени искривля-
искривляются на глубинном разрезе в зависимости от
смещения пункта взрыва, в то время как
истинные изображения остаются на месте.
Поэтому происходит синфазное наложение
(накапливание) истинных изображений и
относительное ослабление ложных.
Для успешного применения указанного
способа требуется высокоточное (нередко
с точностью 1—3%) знание скорости распро-
распространения волн, без которого и истинные
изображения могут складываться несинфазно
в зонах перекрытия. Сравнивая одиночные
изображения, полученные при наборе раз-
различных скоростей, можно определить закон
изменения скорости, поскольку при правиль-
правильном задании скорости истинные одиночные
изображения должны совпадать в областях
их перекрытия.
Краевые эффекты также подавляют опи-
описанным способом.
Преобразование временных
разрезов ОГТ в динамические
глубинные разрезы
Преобразование временных разрезов (ВР)
ОГТ в ДГР базируется ? на предположении
и том, что ВР ОГТ практически совпадает
с временным разрезом центровых лучей
(ВР ЦЛ). Для получения ДГР не требуется
знать скорости сейсмических волн со столь
высокой точностью, как при накапливании
одиночных изображений. Необходимая точ-
точность определения скорости диктуется здесь
требуемой точностью построения глубинного
разреза и является такой же, как в способе
полей времен.
Использование дифракционного преобра-
преобразования. Алгоритм дифракционного преоб-
преобразования ВР ЦЛ в ДГР — частный упро-
упрощенный вариант базового алгоритма (VI. 166).
Поскольку пункт взрыва совпадает с пунктом
приема, т (Р, k, i) = 2т (Р, k), где т (Р, k) —
время пробега волны на пути от пункта
взрыва k до точки Р. Так как колебания,
вызванные взрывом в каком-либо пункте,
регистрируются лишь в одной точке, необ-
необходимость суммирования по i отпадает.
Поэтому алгоритм дифракционного преобра-
преобразования ВР ЦЛ (или ВР ОГТ) в ДГР при-
принимает вид
ф (Р) = Е К
k
® '* t2T (р-
-183)
В процессе суммирования каждый сигнал,
зарегистрированный на k-ft трассе на времени
t= t*, разносится на глубинном разрезе,
очевидно, по изохроне т (Р, k) = t*/2, являю-
являющейся при v = const окружностью радиусом
vt*l2 с центром в пункте k.
Преобразование на основе решения волно-
волнового уравнения.
1. Расстояние взрыв — прибор много
меньше глубины Н залегания сейсмических
границ, сейсмические волны, зарегистриро-
зарегистрированные на отдельных сейсмограммах (по
которым накоплен ВР ОГТ), распростра-
распространяются приблизительно вертикально.
Численным способом отыскивают решение
уравнения
д*М (х, h, z)
dhdz
о (г)
v(h)
X
(х, h, г)
(VI. 184)
в области г^> 0 с граничным условием
M\ZSB0=f(x,h). Здесь /(ж,А) —ВР ОГТ
(или ВР ЦЛ) на поверхности наблюдений
z = О, записанный в координатах х и h =
= fcp {h) tl2. Величину h определяют нз
уравнения
h I
t = 2 | dz/v (г), ц (I) = \ v (z) dz. (VI.185)
о б
Динамический глубинный разрез ф (Р) =
=• ф (х, г) получают по правилу
Ф (х, г) = F (х, v = 0, г), (VI. 186)
F (x, v, г) = М (х, h = v -f- z, z).
Описанная выше краевая задача [см.
формулу (VI. 184)] является приближенной
математической записью следующей задачи:
а) для каждой первичной k-й сейсмограммы,
использованной для суммирования по МОГТ,
найти на глубине z решение F^k двумерного
волнового.уравнения (т. е. пересчитать сей-
сейсмическое? поле каждого пункта взрыва на
указанную глубину);
б) сейсмограммы F\k (x, z, t), пересчитанные
на глубину z, преобразовать во временной
разрез ОГТ на этой глубине.
Величина F (x, v, г*) приближенно пред-
представляет собой такой временной разрез,
пересчитанный с поверхности наблюдений на
361
глубину г = 2* и записанный в координатах
х, v, где v — решение, уравнения
f=2 j dz/v z).
*
(VI. 187)
Если через точку (**, г*) проходит сейсми-
сейсмическая граница, то функция F (x, v = 0, г)
должна, очевидно, иметь экстремум вблизи
указанной точки. В результате на ДГР
Ф (х, г) сейсмические границы прослеживают
как коррелируемую совокупность экстре-
экстремумов.
2. Скорость v = const, наклон сейсмиче-
сейсмических лучей произволен.
Отыскивают в области z /> 0 такое решение
F (х, г, t) уравнения
=A-Sr. (vr-188)
которое удовлетворяет граничному условию
F \2=q = / (x, t) и не содержит в себе волн,
уходящих от поверхности наблюдений. По-
Поскольку ВР ЦЛ можно рассматривать как
запись волн, приходящих к поверхности со
скоростью у/2 и занимающих в момент t = О
местоположение сейсмических границ, ДГР
«р (ж, г) получают по правилу ф (х, г) = F (х,
z, t = 0). Здесь / (х, 0 — ВР ЦЛ (или ВР
ОРТ) на поверхности наблюдений z = 0;
t»i = vl2.
В трехмерном случае методика остается
прежней, но нужно решать трехмерное волно-
волновое уравнение со скоростью vx и строить
функцию ф (х, у, г) = F (х, у, z, t= 0).
Способы требуемого решения волнового урав-
уравнения описаны выше [см. формулы (VI. 168)—
(VI. 177), (VI. 180), (VI. 181)].
Преобразование временных разрезов со
сносом в динамические глубинные разрезы.
Вертикальной координатой временного раз-
разреза со сносом является вертикальное время
t0 (см. § 68). Трансформация по вертикали
этого разреза, переводящая вертикальную
ось в масштаб глубин по закону z = vto/2,
преобразует временной разрез со сносом
в динамический глубинный разрез.
Построение динамических
изображений мнимых источников,
мнимых пунктов приема
и их преобразование в ДГР
Функция Fik (P, t) описывает волны,
приходящие снизу из бесконечности к поверх-
поверхности наблюдений. Эти волны в момент t = (У
фокусируются в мнимых источниках. Поэтому
распределение фМ? (Р) = Frk (P, t = 0) дает
динамическое изображение мнимых источни-
362
ков. Вблизи последних функция фм* (Р)
имеет экстремумы.
Под мнимыми пунктами при-
приема понимают зеркальные отражения пунк-
пунктов приема в сейсмических границах. Пусть
fi (x, t) — колебания, зарегистрированные
в фиксированном пункте приема- i в зависи-
зависимости от координаты х пункта возбуждения.
В соответствии с принципом взаимности
функцию /(• (л:, t) формально рассматривают
как колебания на поверхности наблюдений
при взрыве в пункте i. В рамках справедли-
справедливости последнего предположения зеркальные
отражения пункта взрыва i в сейсмических
границах становятся мнимыми источниками
колебаний // (х, t). Тогда распределение
Фм» (Р) = Fu (P, t = 0) дает динамическое
изображение мнимых пунктов приема.
Здесь Fu — решение волнового уравнения
в нижнем полупространстве с граничным
условием Fu \s= ft, не содержащее в себе
волн, уходящих от поверхности наблюде-
наблюдений 5.
Динамическое изображение фм& (Р) мни-
мнимых источников при взрыве в пункте возбуж-
возбуждения k можно получить и по алгоритму
фм* (Р) н J] Fki [тм (Р, i)], (VI. 189)
i
где тм (Р, /) — время распространения волны
от точки Р до пункта приема i. Величина
тм, очевидно, представляет собой теоретиче-
теоретический годограф волны, исходящей из мнимого
источника, расположенного в точке Р, в мо-
момент t = 0. Если в какой-либо точке действи-
действительно находится мнимый источник, то вслед-
вследствие синфазного накопления сигналов функ-
функция фмй приобретает экстремум вблизи этой
точки. Аналогично динамические изображе-
изображения фМг- мнимых пунктов приема формируют
по алгоритму
Фм/
(VI. 190)
где тм (Р, к) — время распространения волны
от точки Р до пункта возбуждения k.
Преобразование изображений фм& в изо-
изображения сейсмических границ проводят
по алгоритму
Ф
— xk, 2г — zk)
(VI.191)
Аналогично используют мнимые изображе-
изображения пунктов приема
Ф(ж, г)= 2фм*Bж —*,, 2г — г,).
(VI.192)
Преобразование (VI.191) математически
описывает перенос каждого мнимого источ-
источника на середину отрезка, соединяющего
мнимый источник с соответствующим пунктом
взрыва [т.е. трансформацию х, г-Млг-f-
-+¦ xk)B, (z-j- Zfc)/2], и наложение трансфор-
трансформированных изображений мнимых источников
друг на друга. Алгоритм (VI. 191) используют
в тех случаях, когда участок сейсмической
границы, прослеживаемый с одной базы
наблюдений k, можно считать практически
плоским.
Алгоритмы (VI. 191) применяют в качестве
средств для подавления волн-помех, посколь-
поскольку обычно происходит расфокусировка и
ослабление интенсивности мнимых источни-
источников волн-помех из-за различия скоростей
распространения волн-помех и полезных волн.
Способы учета преломления
сейсмических лучей
при построении динамических
глубинных разрезов .
При использовании дифракционного пре-
преобразования рассчитывают времена пробега
прямой и дифрагированной волн с учетом
преломления на промежуточных сейсмических
границах [105].
Для построения ДГР на основе решения
волнового уравнения вычисляют поле FXk на
первой существенно преломляющей границе
Sx. Величину Ftk Is, рассматривают как
сейсмограмму, пересчитанную с поверхности
наблюдения S на границу Sx. Считая границу
Sj поверхностью наблюдений, а величину
FXk | S, сейсмограммой, преобразуют послед-
нюю по приведенным выше алгоритмам
в ДГР среды, лежащей ниже поверхности
St, вплоть до следующей существенно пре-
преломляющей границы S2. Далее поле Fifc|s,
пересчитывают в поле FXk Is,, строят более
глубокие горизонты и т. д. Используют также
эвристическую замену величины Fxk \s сум-
суммой ?/<¦(/>, k, i)fki [/+т(Р, i)]PSt, где
i
т (Р, i) — время пробега волны от точки Р
до пункта приема i. f
Аналогично осуществляют послойное при-
применение алгоритмов раздела «Преобразование
в ременных разрезов ОГТ в динамические
глубинные разрезы».
При решении уравнений распространения
волн способом конечных разностей преломле-
преломление сейсмических волн автоматически учиты-
учитывается, если в исходной информации задается
с качок скорости вдоль преломляющей гра-
н ицы.
Способ общей глубинной
площадки построения
динамических глубинных разрезов
Для построения ДГР на сейсмограммах,
полученных подсистеме многократных пере-
перекрытий, производятЛ.например, суммирова-
суммирование сигналор вдоль годографов волн, отра-
отраженных от фиксированной плоской пло-
площадки. Проводят перебор возможных место-
местоположений площадки, углов ее наклона и
скоростей распространения волн. Если при
некоторое наборе этих параметров сигналы
накапливаются синфазно, то их сумма при-
приобретает экстремум, по наличию которого
делается вывод о существовании соответ-
соответствующей глубинной площадки. Последнюю
изображают на глубинном разрезе либо
кинематически — в виде черты, либо дина-
динамически — в виде суммарного сигнала.
Используют также другие меры когерент-
когерентности для определения наличия синфазных
сигналов нэ ..годографах плоской площадки
[105].
§ 67. ИНТЕРПРЕТАЦИЯ
ДИНАМИЧЕСКИХ ХАРАКТЕРИСТИК
СЕЙСМИЧЕСКИХ ВОЛН
Модель среды и основные
предположения, используемые
при интерпретации
• Количественные методы интерпретации ди-
динамических характеристик сейсмических волн
основываются на предположении о линей-
линейности среды, т. е. о независимости параметров
среды от свойств распространяющегося в ней
сигнала.
Для линейно-неупругих горизонтально-
слоистых сред справедливы равенства
Sm (со) = -=" 5о (©) Sd (to) X
X ехр —2
»пл т
или
/ т~\ \
X ехр —2 J) ссплтгт
\ }
Sxm (ft)) S,» (©),
(VI. 193)
(VI.194)
Здесь Sm (со) — комплексный спектр си-
сигнала, отраженного от т-го слоя; Ат —
363
амплитуда сигнала, отраженного от т-й
границы; So (со), Ао — соответственно ком-
комплексный спектр и амплитуда сигнала в ис-
источнике; Stf (со) — комплексная частотная ха-
характеристика среды для двукратно проходя-
проходящей волны; Syjn (со) — то. же, для т-го
отражающего слоя; \lR — функция геометри-
геометрического расхождения; П dj — произведения
/
коэффициентов преломления волны на всех
промежуточных границах по пути от источ-
источника к границе и обратно; аПЛт. гт — соот-
соответственно пластовый коэффициент поглоще-
поглощения и длина пути волны в m-ом слое; У.т —
коэффициент отражения на m-й границе;
Sw (со), Aw — соответственно комплексный
спектр и амплитуда сигнала области приема.
Спектральный подход, описываемый выра-
выражением (VI. 193), является более общим, он
справедлив для тонкослоистых поглощающих
сред. Амплитудные соотношения [см. фор-
формулу (VI. 194)] базируются на асимптоти-
асимптотических формулах для амплитуд волн, отра-
отраженных от границы полупространства (тол-
(толстого слоя). Все величины, входящие в пра-
правые части формул (VI. 193), (VI.194), зависят
от углов падения волны на промежуточные
и отражающие- границы.
Способы определения
коэффициентов поглощения
Известные способы определения коэффи-
коэффициентов поглощения могут быть разделены
на две группы, отличающиеся представле-
представлениями о модели сейсмогеологического раз-
разреза. В первой группе предполагают наличие
опорных сейсмических горизонтов и связан-
связанных с ними динамически выраженных отра-
отражений, во второй — вводят предположение
о статистически равномерном распределении
отражающих горизонтов по глубине.
Определение коэффициентов поглощения
r случае динамически выраженных отражений.
По встречным амплитудным графикам А (х)
[33]. Способ применим в случае однородной
покрывающей среды и границы произволь-
произвольной формы с постоянным вдоль границы
коэффициентом отражения. Средний коэффи-
коэффициент поглощения в покрывающей однород-
однородной среде со скоростью v на некоторой фикси-
фиксированной частоте
, .
*(е,)
k(d ) ' выРажает зависимость коэффи-
коэффи^ Alti — tj) fcp '
(VI. 195)
где А — разности измеряемых величин для
всех каналов расстановки; % = In—— f-
х,2
364
циента отражения х и коэффициента конвер-
конверсии k, учитывающего влияние земной поверх-
поверхности, соответственно от угла i падения волны
на границу и угла подхода волны к поверх-
поверхности наблюдения 8 для пунктов взрыва I и 2.
Величина % может быть вычислена, если
известны основные параметры разреза.
По отношению амплитуд или спектров двух
отраженных волн [33]. Способ применим
в случае горизонтально-слоистой среды при
нормальном падении луча. Пластовый коэф-
коэффициент поглощения между границами 1 и 2
на некоторой фиксированной частоте
(VI. 196)
где у = In •
зависит от величин
коэффициентов отражения, которые следует
определять по известным данным о модели
среды; h1>2, vl2 — соответственно мощности
и скорости в слоях над границей 1 и между
границами 1 и 2.
При использовании спектров St (/) и S2 (/)
соответствующих отраженных сигналов мож-
можно получить частотную зависимость пласто-
пластового коэффициента поглощения
«пл (f) = [
In
-TZ' (VL197)
где С — постоянная, не зависящая (для
толстых слоев) от частоты.
Определить абсолютные значения апл (/),
т. е. учесть величину постоянной составляю-
составляющей С, можно с помощью аппроксимации
графика In [Sx (/)/53 (/)] линейной или сте-
степенной функцией — в зависимости от пред-
предположения о закономерности изменения коэф-
коэффициентов поглощения с частотой — и смеще-
смещения его в начало координат (при / = О
апл = 0).
По отношению амплитуд или спектров
отраженной и прямой волн. Способ применим
в случае однородной среды и отражения от
полупространства при нормальном падении
лучей. Предполагают, что при взрыве на
глубине Нв одним и тем же каналом реги-
регистрируется прямая волна, имеющая спектр
5Пр (/)> и волна, отраженная от границы на
глубине #в + НГ (Яг — глубина границы),
со спектром SOTp (/). Этим исключается влия-
влияние условий возбуждения и приема.
Зависимость среднего коэффициента погло-
поглощения от частоты в среде ниже точки взрыва
где С — постоянная, не зависящая от частоты.
С = In 2tjH+Hb *
Исключение постоянной С и определение
истинных величин аср (/) возможно путем
аппроксимации графика In [Snp (f)/S0Tp (/)]
линейной или степенной зависимостью и
смещения его в начало координат. Неучет
слоистости приводит к получению вместо
коэффициентов поглощения а (/) коэффи-
коэффициентов затухания аэф, обусловленных сов-
совместным влиянием неидеальной упругости
среды и прохождения через промежуточные
границы. Различие между коэффициентами
затухания и поглощения
Да (/) = аэф (/) - а (/) = ±- In П <*? (/).
(VI. 199)
Величина аЭф (/) всегда больше, чем а (/).
Разность между ними увеличивается с воз-
возрастанием числа слоев и скоростной диффе-
дифференциации разреза. Погрешность величины
Да (/) может в некоторых случаях достигать
и даже превышать истинные значения коэф-
коэффициентов поглощения ос(/).
По отношению спектров отраженного си-
сигнала, зарегистрированного в системе много-
многократных перекрытий. Способ применим в слу-
случае горизонтально-слоистой среды, покры-
покрывающей отражающий тонкий слой произволь-
произвольной мощности и строения. Предполагают, что
частотные характеристики SKm (/) отражаю-
отражающего слоя и Sj (/) прохождения не зависят
соответственно от углов падения и прохожде-
прохождения волны (при малых диапазонах их изме-
изменения).
Из совокупности сигналов отраженной
волны, зарегистрированных во взаимных
точках встречной системы многократных пе-
перекрытий, выбирают четыре сигнала Сх—С4,
имеющие времена вступлениД (после ввода
статических поправок) tx—14 и комплексные
спектры Sx (/)—S4 (/). Сигналы* Clt C2 заре-
зарегистрированы из одного и того же пункта
взрыва, С3, С4 — из одного и того же сопря-
сопряженного пункта взрыва: сигналы С1г С4
соответствуют общей глубинной точке с коор-
координатой г по профилю, причем сигнал С4
получен на большем удалении от пункта
взрыва, а сигналы С2, С3 — наблюдениям на
взаимных точках.
Комплексный спектр среднего коэффи-
коэффициента поглощения аср г (/) для участка
разреза, симметричного относительно точки г,
A
, (VI.200)
где &tf = tA — tx; vQTT — скорость ОГТ
для глубинной точки г; A In Sw (/) — вели-
величина относительного изменения частотной
характеристики области приема в точках
регистрации сигналов d—С4, которая либо
предполагается равной нулю, либо может
быть определена путем постановки специаль-
специальных работ.
Определение коэффициента поглощения
в случае статистического распределения отра-
отражений. По амплитудным графикам A (t) [33].
Способ применим в предположении, что
коэффициенты отражения от всех границ
в разрезе примерно одинаковы, все слои
толстые, коэффициенты преломления близки
к единице. Используют точки наблюдения
вблизи пункта взрыва (нормальное падение).
Возбуждение производят из одного пункта
взрыва, регистрацию — на одном и том же
канале.
Пластовые коэффициенты поглощения апл
определяют путем построения графика зави-
зависимости In (A(Vcpt) от t и аппроксимации его
отрезками прямой
Aln(AtvCVt-t)
<VI'201>
По функциям автокорреляции двух времен-
временных интервалов [87]. Способ применим
в случае тонкослоистых разрезов при допу-
допущениях: распределение коэффициентов отра-
отражения в разрезе является белым шумом,
отражения распределены во времени стати-
статистически равномерно, значения времени вы-
выборки t[ и амплитуды сигнала на этом вре-
времени Л/ статистически независимы, падение
нормальное. Анализируют два достаточно
больших временных интервала Тг и Тг
с центрами /х и t2. Функцию расхождения и
частотную характеристику прохождения
между границами, соответствующими вре-
временам ti и /2> не учитывают. Амплитудный
спектр пластового коэффициента поглощения
<*пл № в т0ЛЩе между границами, соответ-
соответствующими временам tt и tiy
(VI.202)
где Sf! (f), Sf2 if) — комплексные спектры
мощности (квадраты амплитудных спектров)
365
ФАК соответственно для интервалов Тх
и Т2; А/= t%—tx\ С- In (Ц/С\); Сь С2 —
коэффициенты, зависящие от среднего числа
импульсов в интервалах Тх, Г2 и от дисперсии
их амплитуд.
Для суждения об относительном изменении
поглощающих свойств исследуемой части
разреза можно также использовать некоторые
параметры, которые находят по характерным
точкам ФАК: параметр р\ определяющий
изменение периода ФАК,
•» П9 Тк
1
2Д* ' •
(VI. 203)
параметр 8, характеризующий затухание
энергии сигнала,
е = Тп2 In
Bi@)
В2@)
(VI.204)
Здесь Гщ, Тл2 — периоды ФАК: Вх @),
Въ @) — значения максимумов ФАК соот-
соответственно в интервалах Tj и Т2.
По разностным графикам A2 (t). Способ
применим для тонкослоистых разрезов при
допущении, что разрез можно разделить на
ряд пластов, характеризующихся мощностью
h, постоянной пластовой скоростью опл
и пластовым коэффициентом поглощения
апл (/)• Предполагается, что отражения
внутри пласта распределены статистически
равномерно с параметрами: р — число отра-
отражений в единицу времени, а — среднее
квадратическое отклонение коэффициентов
отражения. Падение нормальное. Проводят
узкополосную фильтрацию сейсмограмм
с центральными частотами fx и /2 фильтров
и анализируют трафики затухания энергии
колебаний A2ft (t) и Azf г (f) во времени соответ-
соответственно на этих частотах. Предполагают, что
при сделанных допущениях о строении среды
функции коэффициентов отражения х2 (/),
прохождения йг (t) и расхождения \lR в сред-
среднем с точностью до постоянной равны для
различных частотных составляющих колеба-
колебаний.
При линейной зависимости, пластового
коэффициента поглощения от частоты
апл if) — a/, величину коэффициента про-
пропорциональности а определяют по разностным
графикам затухания энергии
_' «пл (/а)--«пл (/г)
(VI.205)
По разрыву разностных графиков могут
быть выделены пласты с различными пара-
параметрами р и о*.
366
Способы определения
коэффициентов отражения
По экспериментальным записям отражен-
отраженных волн могут быть определены лишь отно-
относительные изменения величины х для различ-
различных границ раздела или для разных точек
одной и той же отражающей границы.
Определение коэффициента отражения по
отношению амплитуд или спектров двух
отраженных волн [33]. Предполагают, что
величина пластового коэффициента поглоще-
поглощения апл для толщи, заключенной между
исследуемыми границами 1 и 2, известна.
Для случая отражения от толстых слоев,
рассмотренного в § 67 выше, из формулы
(VI. 196) для осПл пРи условии малой вели-
величины щ, когда можно пренебречь двойным
преломлением на границе 1
(VI.206)
Если при прочих равных условиях верх-
верхний отражающий горизонт 1 представляет
собой тонкий слой, то спектр коэффициента
отражения от этого слоя, т. е. его комплекс-
комплексная частотная характеристика
(VI. 207)
Определение коэффициента отражения по
отношению спектров отраженной и прямой
волн. Предполагают, что зависимость сред-
среднего коэффициента поглощения аср (/) от
частоты в среде между точкой взрыва на
глубине Нв и тонким слоем на глубине Яг +
-f ЯБ известна. В соответствии с формулой
(VI. 198) спектр коэффициента отражения
Sx (/) тонкого слоя
^(/) 2а <!)НГ
(VI.208)
Разработаны также способы раздельного
определения коэффициентов отражения и
поглощения на основе изучения амплитуд
или спектров однократных и многократных
отражений с известными схемами их образова-
образования [33]. Однако практическое использова-
использование этих способов, как правило, затрудни-
затруднительно вследствие сложности определения
траекторий многократных отражений.
Определение коэффициента отражения по
отношению спектров отраженного сигнала,
зарегистрированного в системе многократных
перекрытий. Способ сейсмических ансамблей
[86]. Применим для произвольной системы
многократных перекрытий. Позволяет анали-
5пр(/)
зировать степень изменения частотной харак-
характеристики отражающего горизонта- в точке г
профиля по сравнению с точками г — 1
и г + 1. Предполагают, что для не очень
больших удалений от пункта взрыва можно
не учитывать расхождение, частотную харак-
характеристику прохождения и зависимость частот-
частотной характеристики отражения от угла паде-
падения. Из совокупности сигналов отраженной
волны, прослеженной в каждой точке системы
наблюдений, выбирают четыре сигнала Сх—С4
с комплексными спектрами Sx (/)—S4 (/).
Сигналы Сг, С2 зарегистрированы из одного
и того же пункта взрыва, С3, С4 — из одного
и того же нагоняющего пункта взрыва,
причем сигналы Съ С3 и С2, С4 попарно имеют
общие пункты приема; сигнал С3 соответ-
соответствует общей глубинной точке с координатой
г — 1 по профилю, сигналы С1г С4 — общей
глубинной точке с координатой г, сигнал
С2-г+ I.
Степень изменения коэффициента отраже-
отражения (частотной характеристики отражающего
горизонта) по профилю в окрестности точки г
определяется параметром
sir if)
(VI.209)
Так как логарифм параметра Lr (/) про-
пропорционален второй производной коэффи-
коэффициента отражения
(VI.210)
то суждение о величине коэффициента отра-
отражения может быть получено путем логариф-
логарифмирования и двойного интегрирования пра-
вой части уравнения (VI.209).
Способ комбинированной обработки комп-
комплексных спектров [60]. Применим для встреч-
встречной системы многократных перекрытий. Поз-
Позволяет определить величину изменения ча-
частотной характеристики отражающего гори-
горизонта в каждой точке г профиля по сравнению
с некоторой исходной точкой J. Предполагают
независимость частотных характеристик от-
отражающего горизонта Sy, (/) и прохождения
$d (f) °т углов падения и прохождения волны
при малых диапазонах их изменения.
Из совокупности сигналов отраженной
волны, прослеженной во взаимных точках
встречной системы многократных перекрытий,
выбирают сигналы Спб, пп в пунктах взрыва
и приема, имеющие • комплексные спектры
Sub, пп- Координаты сигналов и соответ-
соответствующих им спектров обозначают через
координаты пункта взрыва и пункта приема,
причем последние записывают через коорди-
координату общей глубинной точки, соответствую-
соответствующей данному сигналу, и удаление пункта
приема от пункта взрыва Ах. Например,
запись Sr—д, r+bx (f) обозначает, что исполь-
используют спектр сигнала, имеющего координату
общей глубинной точки г и зарегистрирован-
зарегистрированного из пункта взрыва г — Дл: на пункте
приема г + Ах.
Величина изменения комплексного спектра
$xr if) отражающего горизонта в точке г
профиля по сравнению с той же характери-
характеристикой 5>t> / (f) горизонта в исходной точке
профиля /
In
(/)
Sxj (/)
"Г lnS,
~Ах, г+&.х
j-Ax,
/-Д*
.
+ 1п
(VI.211)
Здесь A In 5j — поправка, учитывающая
влияние частотных характеристик прохожде-
прохождения и поглощения, которая может быть
вычислена по временам вступления и комп-
комплексным сяектрам зарегистрированной отра-
отраженной волны на основе формул, основываю-
основывающихся на определении среднего коэффициента
поглощения [см. формулу (VI.200)]; A In Sw—
поправка, учитывающая изменение частот-
частотных характеристик области приема в окрест-
окрестностях точек г, ].
Возможно непосредственное определение
частотной характеристики отражающего гори-
горизонта в каждой точке профиля, если его
характеристика в исходной точке / известна,
например, поданным АК глубокой скважины,
находящейся на этом пикете профиля.
Интерпретация амплитуд
преломленных (головных)
волн [33]
Амплитуда волны, преломленной на пло-
плоской наклонной границе толстого или тонкого
поглощающего слоя, покрытого однородной
367
поглощающей средой, в зависимости от рас-
расстояния пункт взрыва — пункт приема х
имеет вид
1
Лоехр
н
Sing?
аср „_ .- h
COSf
cos (i + ф)
COS I
и
(VI.212)
где \lR (x) — функция расхождения, равная
l/xn или ^г~; Ф — Угол на-
х»Ц-(хн)/х?/2
клона границы; i — критический угол; дгн —
расстояние пункта взрыва до начальной
точки; п — показатель степени расхождения;
аг — граничный коэффициент поглощения.
Так как изменение амплитуды волны с рас-
расстоянием зависит от л, аг и аСр, то при
определении коэффициентов поглощения
предварительно должна быть найдена по
экспериментальным данным величина п и вид
функции расхождения. Степень п для
\/R(x) — \/xn определяют как угловой коэф-
коэффициент прямой
1 «1 1 X
In ~ = — п In ——г-
Аг х -\-Ь
4- с,
(VI.213)
где AJA2 — отношение амплитуд нагоняю-
нагоняющих амплитудных графиков, полученных
из пунктов взрыва 1 и 2, находящихся друг
от друга на расстоянии Ь\ С — постоянная, не
зависящая от х.
Величину аг находят по встречным ампли-
амплитудным графикам Аг (х) и А2 (х)
2 cos фД
(VI.214)
где для IJR (х) = 1/хп приведенное значение
амплитуды In Лпр = In A -f n In х; Д —
разность значений для двух точек аппрокси-
аппроксимирующей прямой.
Пластовы й коэффициент поглощения апл
в толстом слое мощностью h, расположенном
между границами тир, при известных
значениях n, arm и агр
«плЧ In—?
Ар
368
т COSlp
(VI.215)
где In (Am/A'p) — прямая, проведенная
параллельно экспериментальной прямой
In (Ат1 Ар) через некоторую точку, в которой
значение In (А'т[А'Л вычислено теоретически
на основании известных величин скорости и
плотности на обеих границах раздела.
Способы определения мощности
и скорости тонкого
однородного слоя
Если каким-либо способом, например по
формуле (VI.208), удалось получить в доста-
достаточно широком диапазоне частот комплексную
частотную характеристику 5х (!) тонкого
однородного слоя, то можно определить
следующие параметры.
1. По амплитудной частотной характери-
характеристике | SK (/) | можно определить двойное
время т прохождения волны в слое: а) по
разности частот Д/ между двумя последую-
последующими минимумами характеристики х = 1/Д/
[33], б) путем повторного преобразования
Фурье [20]. Может быть также определена
скорость v2 в слое
Р2
(VI.216)
где pi, p2 — плотности слоев; kmax, kmln —
соответственно максимальное и минимальное
значения графика J 5"x (f) /•
2. По фазовой частотной характеристике
arg Syi (f) может быть установлено соотноше-
соотношение между скоростями ох—v3, отношение
коэффициентов отражения в кровле и подошве
слоя и величина т
X =
1
26/ '
(VI,217)
где б/ — разность частот между нулевыми
точками графика arg Sx (/).
Возможность определения акустических
параметров отдельных слоев разреза также
рассматривается при решении обратной дина-
динамической задачи.
Эффективная сейсмическая
модель
Метод основан на сопоставлении экспери-
экспериментальных данных со сведениями, получен-
полученными в результате расчетов по некоторым
моделям разреза. При достаточно хорошем
совпадении данных параметры модели могут
быть приняты за искомые параметры разреза
[57].
Эффективную сейсмическую колонку (ЭСК)
строят по материалам, полученным на некото-
некотором ограниченном участке в окрестностях
скважины, где имеются достаточно полные
данные ВСП и позиционных наблюдений
MOB. Все кинематические и динамические
расчеты выполняют в нулевом приближении
лучевого метода; рассматривают закономер-
закономерности изменения амплитуды (для некоторой
средней частоты) и формы записи отраженного
сигнала. Схема операций при построении
ЭСК заключается в следующем.
I. Находят нулевое приближение для за-
закона изменения с глубиной: а) скорости
продольных волн ур (Я) — по псевдоакусти-
псевдоакустическим кривым, проводят неформализованное
осреднение реперов и промежутков между
ними, б) скорости поперечных волн vs (Я) —
по табличным значениям соотношения vp/vs,
в) плотности среды р (Я) — по табличным и
скважинным данным, г) коэффициента по-
поглощения продольных волн ар (Я) — по ма-
материалам динамического ВСП и данным,
полученным при изучении верхней части
разреза.
II. Находят первое приближение vp (Я)
путем процедуры кинематического согласо-
согласования модели с вертикальным годографом
ВСП.
III. Уточняют параметры каждого отра-
отражающего репера в отдельности и включающей
их толщи путем последовательного прибли-
приближения экспериментальных и расчетных зави-
зависимостей.
1. По графикам А (х) на основании фор-
формулы (VI. 195) для отражения от n-го репера
находят первое приближение среднего коэф-
коэффициента поглощения асрп в толще, покры-
покрывающей репер.
2. По отношению амплитуд волн, отражен-
отраженных от n-го и п + 1-го реперов, на основании
формулы (VI. 196) находят первое приближе-
приближение величины пластового коэффициента по-
поглощения апл в толще между реперами и
проверяют правильность задания коэффи-
коэффициентов- отражения xrt и у.п+х для этих репе-
реперов. Полученные значения апл сопоставляют
также с величинами апл, вычисленными по
графикам A (t) на основании формулы
(VI.201).
3. Путем расчета (с учетом поглощения)
теоретических сейсмограмм волны, отражен-
отраженной от исследуемого репера при изменении
угла падения (изменении х), и сопоставления
их с экспериментальными закономерностями
изменения формы записи отражения уточняют
параметры репера: коэффициент отражения,
суммарную мощность, мощности и скорости
слагающих его более тонких пропластков.
Форму записи падающего импульса для
теоретических расчетов выбирают на основе
осреднения импульса прямой волны при
ВСП.
4. Путем сопоставления эксперименталь-
экспериментальной и расчетной форм волны, отраженной от
исследуемого репера при нормальном паде-
падении, анализируют вклад отдельных границ
внутри репера в различные фазы зарегистри-
зарегистрированного интерференционного отражения,
что способствует последующему уточнению
параметров репера.
5. Дальнейшие уточнения параметров репе-
реперов и разделяющей их толщи производят
также путем включения в анализ динами-
динамических характеристик кратных волн, обра-
образовавшихся на нескольких реперах.
Решение обратной динамической
задачи
При решении обратной динамической за-
задачи сейсморазведки, т. е. восстановлении
акустического разреза среды по данным пози-
позиционных сейсмических наблюдений, пола-
полагают, что обратное преобразование Фурье
от комплексной частотной характеристики
5Х (<•>) области отражения дает последователь-
последовательность (временной разрез) коэффициентов отра-
отражения х (t), т. е. полностью определяет вре-
времена прохождения Д/у в слагающих разрез
слоях и коэффициенты отражения Ху на их
границах. При известном в одном из слоев
значении акустической жесткости q.= 9vPi
(р — плотность, vp — истинная скорость про-
продольных волн) может быть восстановлен весь
акустический разрез, а при постоянном или
известном законе изменения плотности с глу-
глубиной р (Я) — скоростной разрез vp (Я).
Щ Основанием для применения указанного
подхода является представление сейсмограм-
сейсмограммы F (t), имеющей спектр S (со), как резуль-
результата свертки временного разреза коэффи-
коэффициентов отражения х (t) 9 одним и тем же
импульсом Fo (t), имеющим спектр 50 (со).
Представление во временной области
/40 =
-T)dx,
(VI.218)
где т— переменная интегрирования.
369
Решение в спектральной области
S (со) = So (о)) Sx (со),
Sx (со) = S (со)/5о (со),
,.!
(VI.219)
При практической реализации данного
подхода из реальной сейсмограммы должны
быть исключены кратные, обменные, поверх-
поверхностные и другие волны-помехи, а величины
Atj, зависящие в общем случае от угла паде-
падения, фиксированы. Рассматривают одномер-
одномерную обратную задачу, основанную на анализе
колебаний вблизи пункта взрыва, при нор-
нормальном падении.
Определение частотной характеристики
Sx (со) области отражения по эксперимен-
экспериментальным данным всегда сопровождается ошиб-
ошибками, вследствие аппаратурных искажений,
помех и неточного выбора границ анализи-
анализируемых сигналов. Анализ возможности реше-
решения обратнрй динамической задачи по экспе-
экспериментальным данным содержится в работах
[20 и др.]. Из этого анализа, в частности,
следует, что снижение верхней граничной
частоты /в приводит к сглаживанию реаль-
реального разреза среды, т. е. к возможности
выделять в разрезе только те слои, для кото-
которых Atj ;> 1/2/в. Неучет особенностей спект-
спектров в области низких частот вызывает почти
неконтролируемое искажение истинного раз-
разреза.
ГЛАВА VII
МЕТОДИКА И ТЕХНОЛОГИЯ ПОЛЕВЫХ
НАБЛЮДЕНИЙ
§ 68. ВЗРЫВНОЕ ВОЗБУЖДЕНИЕ
ВОЛН
Классификация взрывчатых
веществ
Все взрывчатые вещества (ВВ) классифи-
классифицируют по физическому состоянию, составу
и взрывчатым свойствам. По физическому
состоянию В В могут быть твердыми,
пластичными и жидкими. По
составу ВВ подразделяют на индиви-
индивидуальные и смесевые. По взрыв-
взрывчатым свойствам (условиям перехода горения
в детонацию и обусловленными ими обла-
областями применения) ВВ подразделяются на
инициирующие (первичные), бри-
бризантные (вторичные) и метатель-
метательные (пороха).
Основные взрывные характеристики бри-
бризантных ВВ, наиболее часто применяемых
при сейсморазведке, приведены в табл. VII. 1.
Гранулированные бризантные ВВ дешевы,
характеризуются низкой чувствительностью
к механическим воздействиям (это позволяет
механизировать транспортные и зарядные
операции) и надежно детонируют от проме-
промежуточного детонатора. Свойства некоторых
негранулироваиных
ВВ приведены
гранулированных и
аммиачно-селитровых
в табл. VI 1.2.
Игданит непригоден для скважин, запол-
заполненных водой. Для полной детонации зарядов
Основные характеристики бризантных ВВ
Таблица VII.1
си
X
се
о
О QQ
ФСЯ
S
X
я
К
Тротил
Гексоген
Октоген
Тэн
Нитроглицерин
ТНБ
ГНДС
ю
s
и
ть, г/
нос
1
1,66
1,80
1,84
1,77
1,60
1,67
1,76
плав-
се
о.
?и
се°
о. .
ф (R
ф о>
Н ч
80
204
279
142 *
13,5
123
232
ва,
взры
||
ей х
Н *
1000
1320
1380
1400
1480
1000
1020
со
ев Ч
S С
Оае ч
685
900
900
800
715
820
685
ость
л
н .
^ со
4—28
70—90
96
100
100
8—12
60
s
s
НОСТЬ
ант
со
S
о.
[Q
16
25 2
25 а
25 а
26
17
—
юсть,
ЮСОб}
и
8
о
IX S
285
475
480
470
590
330
—
со
s j:
ч?
ский
:онащ
|е-
«SS
3
1—2
1
1—2
2
3
1,5—3,5
•на-
U
о. .
и §
7
8,4
8,4
8,2
3,0
7,0
7,5
НОСТЬ
среде
! за-
м, °С
абиль
иной
1метрс
20 м
ё^
So ™
О.д X Ч
Н ю и о.
130
180
200-
100
—
270
220
1 Плавится с разложением.
2 Плавится при плотности 1,3 г/см3.
371
зерногранулита требуется мощный дополни-
дополнительный детонатор, применяют его для сква-
скважин диаметром более 80 мм.
Для возбуждения взрыва применяют раз-
различны средства взрывания
(инициирования) — капсюли-дето-
капсюли-детонаторы, взрывные патроны, шашки-детона-
шашки-детонаторы, детонирующие шнуры (ДШ) и др.
Шашки и ДШ используют в сейсморазведке
как основные ВВ. Некоторые характеристики
шашек-детонаторов приведены в табл. VI 1.3.
Детонирующий шнур состоит из сердцевины
(бризантного ВВ) и гибкой оболочки. Наибо-
Наиболее широкое применение имеет ДШ с сердце-
сердцевиной-из кристаллического или гранулиро-
гранулированного ТЭНа со скоростью детонации 6,5—
7,5 км/с. В 1 м шнура содержится 12—14 г
ТЭНа. Детонирующий шнур выпускается
в бухтах по 50 м и имеет три марки: ДШ-А,
ДШ-Б, ДШ-В (водоустойчивая оболочка).
Для возбуждения В В в сейсморазведке
в основном используют электродетонаторы
(ЭД) мгновенного действия ЭД-8-56. Время
срабатывания ЭД-8-56 не превышает 12 мс
с разбросом ±3 мс; они безотказно взрыва-
взрываются в группах от постоянного тока силой
1 А при последовательном соединении. Пред-
Предназначены для работы в сырых местах и для
проведения подводных взрывов.
Механизм возбуждения
продольных волн
Взрыв бризантного ВВ пред-
представляет быстрое физическое или химическое
превращение вещества, при котором его энер-
энергия быстро переходит в энергию сжатия и
движения самого вещества, или, продуктов его
превращения и окружающей среды [18].
Возбуждаемое начальным импульсом взрыв-
взрывчатое превращение распространяется по за-
заряду за счет энергии, выделяемой частью
вещества, уже претерпевшей превращение, и
Таблица VII.2
Основные характеристики гранулированных и негранулированных ВВ
Наименование ВВ
Игданит
Гранулит С-2
Зерногранулит 79/21
Алюмотол
Гранулотол
Акватол
Детонит М
Плот-
Плотность,
г/сма
0,9
0,9
0,9
1,1
1,0
1,4
1,1—1,3
Теплота
взрыва,
ккал/кг
920
917
967
1260
870
1100
1382
Крити-
Критический
диаметр,
мм
150
130
60
80
80
120
Скорость
детонации,
км/с
2,2—2,8
2,4—3,2
3,0—3,6
4,3—4,8
4,5—5
4,9—5,3
3,9—5
Работо-
способ-
способность,
мм
320
320
360
420
2Ь5
400
460
Чувстви-
Чувствительность
к удару,
%
0
0-4
4—24
12—44
4
0-4
40—60
Основные характеристики шашек-детонаторов
Таблица VII.3
Марка
Т-400
Ш-200
Ш-400
ТГ-500
ТСТ-150
ПТ-150
Тип ВВ
Тротил
»
»
Тротил-
гексоген
Тетрил
Пентолит
Масса
шаш-
шашки, г
400
200
400
500
150
150
Номинальные раз-
диа-
диаметр
70
51
51
70
50
50
меры, мм
длина
70
101
101
83
50
50
высо-
высота
26
51
—
Диаметр
отверстия,
мм
14
7,7—8,2
7,8—8,2
14
6
6
Примечание
Для сухих и влажных
зарядов игданита,
гранулитов, зерно:
гранулитов и других
ВВ
Для обводненных за-
зарядов гранулотола,
зерногранулитов
372
образует волну детонации, скорость
распространения которой характерна для
данного ВВ. Она зависит от давления и
температуры, развиваемых при взрыве, и
для разных ВВ составляет от 2,2 до 8,4 км/с.
За пределами заряда волна детонации воз-
возбуждает ударную волну, представ-
представляющую процесс распространения сжатия
среды с резким скачком давления, плотности
и температуры на ее переднем фронте.
Промышленные ВВ обладают способностью
взрываться через влияние (детонация на
расстояние), что имеет положительное значе-
значение при взрывных работах. При этом первый
заряд, называемый активным, получает
начальный импульс от капсюля-детонатора
или электродетонатора и, взрываясь, оказы-
оказывает влияние на второй заряд, называемый
пассивным. Наиболее благоприятной
средой для передачи детонации на расстоянии
является воздух, менее благоприятной —
вода, глина и песок.
Воздушные взрывы. При взрыве в воздухе
сферического заряда ВВ продукты взрыва
движутся вслед за ударной волной и отрыва-
отрываются от нее на расстоянии 10—14 радиусов
заряда г0. Избыточное давление (в Па) во
фронте ударной волны при взрыве в неограни-
неограниченном воздушном пространстве
где R — приведенное расстояние I R = ^-=- 1,
при расчете которого вместо массы заряда G
(в кг) используют его тротиловый эквивалент.
Тротиловый эквивалент —
энергия, выделяемая взрывом заряда ВВ,
равная энергии взрыва 100 г тротила в воз-
воздухе на высоте 1 м от поверхности.
Взрыв на поверхности грунта эквивалентен
взрыву удвоенного заряда в неограниченном
воздушном пространстве и избыточное давле-
давление определяют по формуле [18]
Скорость фронта ударной волны Оув (в м/с),
скорость потока воздуха за фронтом vn
(в м/с) и плотность воздуха во фронте р
(в кг/м3), определяют по формулам [18]
vVB = 340 VI
235р
"~ V1 + 0.83АР!
_ l,225-6APl-f7,2
Р А
где А/?! равно Арв или Арн в зависимости
от характера взрыва.
Стабильность условий возбуждения при
воздушных взрывах выше, чем при взрывах
в скважинах.
Для получения при воздушном взрыве
такого же сейсмического эффекта, как при
взрыве в скважинах, требуется в 15—25 раз
больше ВВ. При этом возникают интенсив-
интенсивные помехи, обусловленные звуковой волной,
в связи с чем приходится удалять пункт
взрыва (ПВ) от сейсмоприемников на рассто-
расстояние, определяемое временем вступления це-
целевой отраженной волны.
Существенную роль при воздушных взры-
взрывах играет приведенная высота подвеса за-
ряда Н = з , которая для различных
¦/G
видов верхних слоев грунта изменяется от 1,4
до 1,8 м. Например, для заряда массой 40 кг
оптимальная высота подвеса Я составляет
5—7 м. Подвешивать заряды на такой высоте
в полевых условиях сложно, вследствие чего
их рассредоточивают в группы, имеющие
также и направленные свойства. Расчеты па-
параметров группы зарядов для направленного
действия выполняются в соответствии с тео-
теорией группирования (см. § 70).
Взрывы в воде. При взрыве заряда ВВ
в водной среде образуется пузырь из нагре-
нагретых и сжатых до высокого давления газов.
Вследствие расширения пузыря возникает
ударная волна, параметры и характер рас-
распространения которой зависят от свойств
среды. Давление во фронте ударной волны р
(в Па) в зависимости от массы заряда G
(в кг) и расстояния R (в м) в области 10—
100 радиусов заряда может быть рассчитана
по формуле [53]
•1,15-10*.
R
После взрыва наблюдается пульсация га-
газового пузыря, приводящая к возникновению
помех. Обычно наблюдаются три-четыре
цикла пульсации, а .при очень глубоких
взрывах — до десяти циклов.
Период полной пульсации газового пу-
пузыря Т в зависимости от массы заряда G
(в кг) и глубины его погружения h (в м)
рассчитывают по формуле
Т =
k-Vg
(VH.1)
где К— коэффициент, характеризующий свой-
свойства ВВ (для тротила К = 2,1).
Когда глубина взрыва только в несколько
раз превышает максимальный радиус газо-
373
и летальные (смертельные)
определяют по формуле
20 -
О
h, м
Рис. VII.1. Зависимость глубины погруже-
погружения заряда ВВ в воду от его массы при со-
соблюдении условия, что глубина погруже-
погружения h равна радиусу газового пузыря гп
вого пузыря, формула (VII. 1) дает завышен-
завышенное значение периода. Максимальный радиус
газового пузыря приближенно определяют
по формуле [18]
3,3 VG
з
V Ю.З + h
(VII.2)
Для определения глубины погружения
заряда, при которой исключается пульсация
газового пузыря, можно пользоваться графи-
графиком (рис. VII. 1), построенным по формуле
(VII.2) при условии гп = h. В этом случае
при максимальном расширении газового пу-
пузыря продукты взрыва достигают поверхности*
воды и выбрасываются в воздух. Поскольку
график построен с приближением, получен-
полученную глубину заложения заряда для обеспече-
обеспечения большей надежности следует уменьшить
приблизительно в 1,5 раза. При взрывах
на дне водоема (в грунте) по его заданной
глубине из условия гп = h определяют массу
заряда G.
Наиболее эффективным методом подавле-
подавления пульсации газового пузыря является
группирование источников х; разным пери-
периодом пульсации. Синфазное сложение первых
волн и несинфазное последующих волн поз-
позволяет при группировании (например, 10)
источников достичь 6—8-кратного превыше-
превышения амплитуды первой волны над последу-
последующими.
Для уменьшения поражающего действия
источника на водную фауну необходимо сни-
снижать давление в ударной волне. Для боль-
большинства видов рыб нижняя граница поража-
поражающего давления во фронте волны находится
в пределах F—30)- 10а кПа. Безопасные Rq
374
расстояния
(VI 1.3)
Действие взрыва определяется не только да-
давлением, но и видом импульса волны. Коэф-
Коэффициент Кб в формуле (VI 1.3) зависит от
разновидности рыбы и изменяется от 7 до
27 [45].
Уменьшение зарядов с 10—15 кг до 50 г
без снижения сейсмической эффективности
взрыва возможно за счет размещения заряда
на оптимальной глубине и накапливания сиг-
сигналов по ОГТ.
Взрывы в грунтах. Взрывы в грунтах —
наиболее распространенный способ воз-
возбуждения, осуществляемый в шурфах или
скважинах. При сжатии грунта сначала про-
происходит сближение твердых частиц, а затем
их уплотнение. Основная часть энергии взры-
взрыва в грунтах (90—97%) необратимо расхо-
расходуется на разрушение частиц грунта и пре-
преодоление сил трения при пластическом тече-
течении последнего.
В результате взрыва в грунте образуются
три зоны: зона вытеснения с образованием
полости, называемой котлом или каверной;
зона разрушения, в которой грунт уплотнен
и структура его нарушена (зона пластических
деформаций при взрыве в мягких пористых
грунтах); зона сотрясения или упругая зона,
в которой волна сжатия ослабевает настолько,
что уже не в состоянии нарушить связь
между частицами грунта.
Для мягких грунтов радиус каверны (в м)
определяют по формуле [18, 45]
RK =0,4 — 0,5
(VII.4)
где С — тротиловый эквивалент (в кг).
На расстояниях, превышающих размеры
каверны, движение и разрушение грунта
происходит за.счет энергии волны сжатия,
так как давление р в продуктах очень быстро
падает с расстоянием в соответствии сзависи-
мостью р = \/Re. При приближении заряда
к поверхности грунта или увеличении его
массы возникает критическое для данного
грунта отношение расстояния от поверхности
грунта до центра взрыва W к массе заряда G,
при котором произойдет выброс грун-
грунта и образуется воронка выброса. Размер
воронки зависит от отношения радиуса во-
воронки г на поверхности к W, т. е. r/W = п,
называемого показателем дей-
действия взрыва. Объем воронки нор-
нормального выброса (п= 1)
Масса заряда, необходимая для этого вы-
выброса
G = K*VHttKBW3, /Св = 0,95 — 2,2.
Колебание среды под влиянием
ударной волны от взрыва выражают затуха-
затухающей синусоидой:
v (t) =p _* e
" sin (of,
(VI 1.5)
где (х — константа Ламэ, т = t (R — гУ°р,
vp — скорость продольной волны в среде;
to = =
ог
радиус эквивалентной полости (Кп — коэф-
коэффициент пропорциональности). Формула
(VII.5) справедлива для т> 0 и при рассто-
расстоянии от центра полости до точки наблюдения
Амплитуда и частотный спектр упругой
волны мало зависят от скорости детонации
(от 3500 до 8000 м/с) и определяются лишь
выделившейся при взрыве энергией. Они за-
зависят в основном от массы заряда и глубины
его заложения.
Амплитуда упругой волны
при взрывах в скважинах изменяется по
закону
A=KGx/m,
(VII.6)
где К — коэффициент, определяемый усло-
условиями возбуждения и регистрации; т изме-
изменяется от 1 (для грунта, не содержащего
воды в породах) до 3 (для обводненных грун-
грунтов).
При взрыве в грунтах с т = 1 значение
коэффициента К резко уменьшается, т. е.
сейсмическое действие взрыва сильно
ослабляется.
Зависимость A (G) в разных сейсмогеоло-
гических условиях различна, в связи с чем
перед началом' полевых работ ее целесооб-
целесообразно определять экспериментально.
С учетом влияния глубины заложения за-
заряда выражение (VII.6) преобразуют к виду
А =
I
/(я)
KG]/m,
где л — показатель действия взрыва, / (п) =
= у^п при я> 1 и f (n) = 1, когда п <. 1.
В случае нормального и особенно ослаблен-
ослабленного выброса потери, связанные с прежде-
преждевременным прорывом продуктов взрыва в воз-
воздух, малы, и ими можно пренебречь. Если
свойства грунта не изменяются с глубиной,
то амплитуда волны слабо растет с увеличе-
увеличением глубины заложения заряда.
При увеличении массы заряда частотный
спектр обычно смещается в область более
низких частот и становится уже. Частота
fm максимума спектра определяется
где Кг — коэффициент; т — изменяется от 6
(для водонасыщенных грунтов) до 3 по мере
увеличения количества газовой компоненты
в грунтах/
Зависимость амплитуды составляющей А
спектра колебаний очага взрыва на соответ-
соответствующей частоте Д, от массы заряда имеет
вид [32]
G
— видимая частота; г= Кп y^G~— а ¦ (G) =
V[-
v
+ 4Y5
G2/3
Здесь у = vs/vp — относительный коэффи-
коэффициент затухания колебаний очага взрыва;
at — постоянная величина; G; связано с /,•
соотношением
где /{- — частота собственных колебаний очага
взрыва; v$ — скорость распространения по-
поперечных волн; Кп — коэффициент пропор-
пропорциональности, изменяющийся от 1 до 2,6;
g = 35—42 для водонасыщенных грунтов,
а для сухих — 50 и более.
Форма заряда влияет на частотный
спектр, амплитуду возбуждаемых *волн
и характеристику направленности источ-
источника.
Предельным называют наименьший
линейный размер заряда ВВ, при дальнейшем
уменьшении которого скорость детонации
начинает уменьшаться. Критическим
называют такой наименьший линейный раз-
размер заряда, при дальнейшем уменьшении
которого скорость детонации резко пони-
понижается и детонация может прекратиться до
взрыва всего заряда. Критический размер
заряда зависит от свойств ВВ, его плотности,
размеров зерен, прочности оболочки, содер-
содержания взрывчатой смеси и ее обработки.
Сейсмическое действие взрыва значительно
понижается, когда линейный размер заряда
приближается к предельному или к критиче-
критическому. Размеры зарядов должны быть больше
предельных, которые в 5—8 раз больше кри-
критических (для тротила в 5 раз, аммонитов
в 6—7 раз). Критические диаметры ^удлинен-
^удлиненного цилиндрического заряда ВВ указаны
в табл. VII.1.
В сейсморазведке чаще применяют сосредо-
сосредоточенные и удлиненные заряды, реже пло-
плоские. Сосредоточенный заряд
имеет примерно изометрическую форму; ли-
375
нейные размеры в разных направлениях
различаются между собой не более чем
в 4 раза. Удлиненный заряд имеет
длину, которая более чем в 4 раза превышает
его поперечные размеры. Удлиненные заряды
применяют главным образом для взрывов
в скважинах. При этом длина заряда опре-
определяется диаметром скважины и массой
заряда. С увеличением массы снижается
отношение радиуса заряда (в виде цилиндра)
/0 к его длине Lo, что приводит к уменьшению
части энергии взрыва, направленной вер-
вертикально вниз, и увеличению энергии, на-
направленной по горизонтали. В связи с этим
не рекомендуется применять заряды, у кото-
которых длина более чем в 12—15 раз превышает
диаметр. Для размещения заряда большой
массы либо бурят несколько скважин, либо
производят в одной скважине предваритель-
предварительный взрыв для образования полости, в кото-
которую затем помещают основной заряд. Массу
заряда предварительного взрыва оценивают
по формуле (VII.4). Удлиненные заряды
могут применяться для подавления волн-
спутников. При этом подбирают ВВ со
скоростью детонации, близкой к скорости
продольных волн в окружающем заряд
грунте.
Плоский заряд имеет один относи-
относительно малый размер (высоту или толщину),
который меньше 1/1 наименьшего из других
размеров. Наименьший размер плоского за-
заряда должен быть больше предельного. Пло-
Плоские заряды иногда применяют для взрывов
на поверхности земли или в ямах.
Уменьшение начального давления на
среду и увеличение объема образующихся
при взрыве газов целесообразно для снижения
потерь энергии взрыва на разрушение и не-
необратимые деформации среды и понижения
преобладающей частоты возбуждаемых ко-
колебаний.
Для удобства погружения удлиненных за-
зарядов в скважину применяются рассре-
рассредоточенные (составные) заряды
с инертными промежутками.
Обычный удлиненный заряд делят на ча-
части, промежутки между которыми заполняют
водой или другими инертными материалами.
Величины этих промежутков должны быть
наибольшими из тех, при которых обеспечи-
обеспечивается передача детонации от одного заряда
к другому через инертную среду.
Возбуждение поперечных волн
Для эффективного возбуждения попереч-
поперечных волн необходимы направленные гори-
горизонтальные усилия, вызывающие деформа-
деформацию сдвига в очаге. Удары по вертикальному
уступу грунта ограничены по энергии и не
376
нашли практического применения. В основ-
основном применяется возбуждение с использова-
использованием ВВ в траншеях и скважинах [74].
Усилие прикладывают перпендикулярно
К направлению линии профиля, т. е. осуще-
осуществляют Y воздействия, и таким образом воз-
возбуждают волны SH. Ни один из способов
не позволяет полностью избавиться от вли-
влияния продольных волн Р при регистрации,
поэтому горизонтальные воздействия осу-
осуществляют дважды на каждом пункте взрыва:
вправо и влево по отношению к линии про-
профиля (+У, —Y).
При разнонаправленных (по смещению)
взрывах поперечные волны меняют фазу,
а фаза продольных волн не зависит от напра-
направления взрыва. Вследствие этого при после-
последующем «вычитании» сейсмограмм от разно-
разнонаправленных взрывов поперечные волны
суммируются, а продольные волны га-
гасятся.
При взрывах в траншеях прокапывают
вдоль линии профиля канаву длиной 2—3 м,
шириной 0,8—I м и глубиной до 1,5 м. На
двух стенках канавы закрепляют заряды ВВ
небольшой массы @,2—0,4 кг) в два-три ряда
и канаву засыпают рыхлым грунтом. Гори-
Горизонтальное действие взрыва передается той
стенке канавы, на которой взорван суммар-
суммарный заряд. Затем операцию возбуждения по-
повторяют в противоположном направлении.
В этом способе можно использовать детони-
детонирующий шнур вместо В В или специальные
пластиковые ВВ в виде листов.
При взрывах в скважинах вдоль линии
профиля бурят три ряда скважин с расстоя-
расстоянием между рядами 1—1,5 м и между сква-
скважинами в ряду 2—3 м. Число скважин в ряду
изменяется от 3 до 10 в зависимости от сей-
смогеологических условий. В каждый ряд
скважин опускают суммарный заряд, опти-
оптимальный для возбуждения поперечных волн
в требуемом временном диапазоне. Сначала
взрывают средний ряд и регистрируют про-
продольные волны на Z приборах. Этот взрыв
является предварительным и позволяет соз-
создать благоприятные условия для последу-
последующего горизонтального воздействия. После
этого поочередно осуществляют взрыв в пра-
правом и- левом рядах скважин. Регистрацию
поперечных волн осуществляют Y приборами,
установленными перпендикулярно к линии
профиля. В этом способе также используют
детонирующий шнур длиной 50—100 м, укла-
укладываемый на глубине 50—80 см в два-три
ряда.
Способы взрывных работ
Скважинные заряды — основной
способ в сейсморазведке, при котором дости-
достигается максимальное использование вы-
деленной взрывом энергии для создания
упругих колебаний в грунте, что обеспечи-
обеспечивается погружением заряда ВВ на оптималь-
оптимальную глубину (на 3—10 м под зону малых
скоростей) и хорошей закупоркой водой
или глинистым раствором.
Основными факторами, определяющими
энергию упругой волны взрыва заряда ВВ,
помещенного в скважине, являются: среда,
в которой размещен заряд; его масса и состав
ВВ; глубина и диаметр скважины; уровень
жидкости, заполняющей ствол скважины;
форма заряда. Заряды применяют сосредото-
сосредоточенные, дающие наибольшую мощность,
и удлиненные. Чтобы довести заряд до забоя,
к нему присоединяют грузило или заряд
проталкивают сверху шестом. Затем грузило
или шесты извлекают, а заряд остается на
месте. Боевик, как правило, помещают
в верхней части заряда.
Взрывы в шурфах применяют,
когда отсутствует возможность бурения
скважин; часто используют при изучении
ЗМС и при работах КМПВ. Глубина шурфов
1—5 м, поперечник устья 1,5—4 м. В шурфах
применяют только сосредоточенные заряды.
Взрывы на поверхности (на-
(накладные) и в воздухе применяют
в условиях, тяжелых для проведения буро-
буровых работ. Расход ВВ при этом увеличивается
в 10—15 раз по сравнению со способом сква-
жинных зарядов. Используются сосредото-
сосредоточенные (плоские), удлиненные и фигурные
(круг, квадрат) заряды*.
Взрывы в водоемах применяют
в открытых морях и океанах. В исключитель-
исключительных случаях их применяют во внутренних
водоемах при строгом согласовании с Госу-
Государственными органами защиты окружающей
среды.
Взрывы линий детониру-
детонирующего шнура (ЛДШ) [42] применяют
для направленного излучения сейсмических
волн (см. § 71). Наилучший сейсмический
эффект получается при использовании не-
нескольких (от 3 до 10) линий ДШ, уклады-
укладываемых специальным плугом в борозды глу-
глубиной от 0,3 до 0,8 м. Глубину укладки
определяют опытным путем с учетом техно-
технологии работ, степени разрушения грунта
и образования звуковой волны при взрыве.
Обычно пользуются соотношением
Яу/?>р>2,5 — 4,
где Ну — минимальная глубина укладки, при
которой не образуется выброс и звуковая
волна- Dp — диаметр видимой зоны разру-
разрушения.
Установлено, что в грунтах при использо-
использовании шнура типа ДША Dp « 8—10 см.
В зимних условиях хорошее экранирование
от выброса и звука достигается слоем снега
толщиной 0,8—1,0 м при укладке ЛДШ на
поверхность грунта. Расстояния между
отдельными ЛДШ составляют обычно от 0,4
до 3,0 м. Предельная длина ЛДШ для на-
направленного излучения определяется по
формулам §71.
§ 69. НЕВЗРЫВНОЕ ВОЗБУЖДЕНИЕ
ВОЛН
Основные способы
Невзрывными в сейсморазведке
условно называют источники, в которых для
возбуждения упругих волн используют раз-
различные виды энергии, кроме ядерной и энер-
энергии взрывчатых веществ. По видам и способу
получения энергии источники подразде-
подразделяют на группы, указанные в табл. VII.4.
Скважинный (шурфовый)тро-
тиловый эквивалент — энергия,
.N=3
N=Z
«^
/V=7
10 20 30 кО 50 ВО 70 80 П
2 5
3 1112 п
I
810IZ16 2b3Zt1
Рис. VII.2. Характеристики накопления невзрывных воздействий.
а — по прямым волнам от импульсного источника; б — по прямым волнам от вибрационного источника:
в — по отраженным волнам при регистрации на поверхности для разного количества N одновременно
действующих импульсных невзрывных источников; 1,2 — теоретические графики соответственно для
А% «* пАг и А% <» У~П'Аг\ 3 — импульсный источник, действующий в одной точке; 4 — вибрацион-
вибрационный источник, действующий в одной точке; 5 — вибрационный источник, действующий в различных
точках на неоднородных грунтах; е — изменение отношения сигнал/помеха; /, //, /// — для задерно-
задернованного, незадернованного и уплотненного песка
377
выделяемая невзрывным источником при
одном воздействии (ударе) на грунт, равная
энергии взрыва определенного количества
тротила в скважине на оптимальной глубине
или в мелком шурфе.
Накопление — сложение сигналов от
большого числа воздействий при малых
(по сравнению с периодом) сдвигах фаз.
Позволяет при малой энергии одиночного
излучателя повысить отношение сигнал/по-
сигнал/помеха. Накопление сигналов от одиночных
воздействий выражается зависимостью As =
= пА[, где Л2 — амплитуда полезной волны
после суммирования п одинаковых воздей-
воздействий; А[ — амплитуда полезной волны от
одного воздействия. Более медленное на-
накопление выражается теоретической кривой
для суммирования колебанм со случайным
разбросом по фазе Az = Yti' A\. На графике
эти две теоретические кривые ограничивают
область, внутри которой находятся значе-
значения экспериментально наблюдаемых вели-
величин (рис. VII.2).
Синхронность воздействия
излучателей определяется разницей
во времени прихода волн к контрольным
приборам от нескольких одновременно рабо-
работающих источников. Она определяется по
записям колебаний, возбуждаемых последо-
последовательными воздействиями излучателей:
Характеристики невзрывных источников
Таблица VII.4
Группа
источников
Импульсная
Вибро-
Виброимпульсная
Вибра-
Вибрационная
Тип источ-
источника
Электроди-
Электродинамический
Газодина-
Газодинамический,
Пневмати-
Пневматический
Механиче-
Механический
Электриче-
Электрический
Электроди-
Электродинамический
Электроди-
Электродинамический
Гидродина-
Гидродинамический
Источник
Сейсмодин-20,
Сейсмодин-40,
Сейсмодин-250,
Пуск-1, Пуск-2
СИП-1, ГСК-4
гск-ю, гск-б,
СИ-32, ПИ-1Б,
ПИ-1А
ПГЭ-75 (падаю-
(падающий груз)
ЭИС-1 (электро-
(электроискровой)
ГУК-1, ГУК-2,
Девон-1
Вибросейс ВС-5
Вибролокатор-1
Вибросейс:
СВ-10-100,
СВ-5-150
Характеристика возбуждения
Возбуждают одиночные им-
импульсы энергии продолжи-
продолжительностью существенно
меньше времени егистра-
ции сейсмических колеба-
колебаний. Все спектральные со-
составляющие сигнала вводят-
вводятся в среду одновременно
Возбуждают быстро следу-
следующие короткие или длинные
пачки импульсов энергии
продолжительностью мень-
меньше или больше времени ре-
регистрации сейсмических ко-
колебаний. Спектральные со-
составляющие сигнала вводят-
вводятся в среду как одновремен-
одновременно, так и в заданной после-
последовательности
Возбуждают синусоидаль-
синусоидальные, частично-модулирован-
ные сигналы продолжитель-
продолжительностью более или соизмери-
соизмеримой с длительностью реги-
регистрируемых сейсмических
колебаний. Спектральные
составляющие сигнала вво-
вводятся в среду последова-
последовательно
Скважинный
тротиловый
эквивалент от
одного удара
источника
20—35 Г
(ГСК-Ю); 11 г
С 'ч-4 СИ-32)
9 г (ПГЭ-75)
10 г (ГУК-1)
18 г (ГУК-2)
20 г (СВ-5-150)
378
Т абл ид a VII.5
Значение коэффициента уменьшения
для различных типов источника
Тип источника
и характер
возбуждения
Вибратор в
одной точке
Вибратор в
разных точках
на однородном
грунте
Вибратор в
разных точках
на разнород-
разнородных грунтах
Импульсный
источник в
одной точке
Значение К на участках
1
0,96
0,80
—
0,83
2
0,90
—
0,53
—
3
—
—
0,75
(грунт I)
0,65
(грунт II)
0,90
(грунт III)
Примечание. Грунты: I — задернован-
задернованный увлажненный песок и глины; II — рыхлый
незакрепленный песок и суглинок; III — плотный
грунт.
для источников СИГМ, ГСК-Ю и ГСК-4
среднее квадратическое отклонение во вре-
времени воздействий составляет 2—3 мс.
Влияние условий установ-
к и невзрывных источников на амплитудные
характеристики накопления прямых волн
аналитически выражается формулой Az =
= КпАс, где К — коэффициент уменьшения,
значения которого по экспериментальным
данным приведены в табл. VII.5.
Динамические и кинематические
характеристики возбуждаемых
волн
Все импульсные поверхностные источники
возбуждают объемные волны практически
одного спектрального состава в полосе частот
20—45 Гц. Преобладающая частота спектра
уменьшается с увеличением энергии источ-
источника; при этом увеличивается длительность
импульса. При использовании вибраторов
практически не применяют сигналы с полосой
частот более 1,0—2,5 октавы. Это объяс-
объясняется тем, что система, образуемая источни-
источником и средой в процессе возбуждения, обла-
обладает резонансной амплитудно-частотной
характеристикой.
В табл. VI 1.6 представлены эксперимен-
экспериментальные данные изучения спектрального со-
состава прямой волны во внутренних точках
среды при возбуждении вибрационным источ-
источником. Из нее следует, что спектры прямых
волн при возбуждении сигналами развертки
с увеличением и уменьшением частоты (при
равной полосе частот) остаются практически
идентичными. Амплитудно-частотные ха-
характеристики системы вибратор — среда
В (со) и спектры прямых волн во внутренних
точках среды Sx (со) связаны выражением:
Si (ю) = 50 (со) В (со) К (со),
где 5л (со) — спектр управляющего сигнала;
/С ((о) — спектральная характеристика,
включающая фильтрующее действие среды
за счет расхождения и поглощения в интер-
интервале от точки возбуждения до точки реги-
регистрации.
При работах с поверхностными невзрыв-
невзрывными источниками на долю отраженных волн
приходится примерно около 10% от общей
энергии, на долю прямых продольных волн —
около 5%, поперечных — 20% и низкоскоро-
низкоскоростных поверхностных — 65%.
• Поверхностные волны мешают выделению
отраженных волн у пунктов возбуждения.
Основная энергия спектра поверхностных
волн сосредоточена в полосе частот 6—15 Гц
(рис. VII.3). С удалением от пункта возбу-
возбуждения поверхностные волны затухают
в среднем на 20 дБ/100 м.
Преломленные и кратные отраженно-
преломленные волны на 20—25 дБ слабее
поверхностных волн у пункта возбуждения
и с удалением затухают слабо. Основная
энергия спектра преломленных волн сосре-
сосредоточена в полосе частот 12—22 Гц, отра-
отраженно-преломленных — 10—30 Гц.
В связи с незначительной интенсивностью
отраженных волн наиболее благоприятным
ФНЧ
10 20 30 40 50 60 70 80- f, Гц
Рис. VI 1.3. Спектральный состав и соотно-
соотношение интенсивностей врлн, возбуждаемых
импульсным невзрывным источником.
Спектры волн: / — поверхностных, 2 ~ прелом-
преломленных, 3 ¦— отраженно-преломленных, ¦ 4 —
волн-помех типа микросейсм, 5 — регулярных
отраженных
379
для их выделения является промежуток
между областями регистрации поверхно-
поверхностных и преломленных волн.
Существенным препятствием, осложня-
осложняющим проведение работ с невзрывными
источниками, являются микросейсмы, поле
которых имеет сложный харалтр и обусло-
обусловлено нерегулярными шумами со спектром
30—60 Гц, слабо регулярными колебаниями
в полосе частот 15—25 Гц от двигающегося
транспорта, а также работой промышленных
установок и линий электропередач.
Сигнал развертки вибра-
вибрационного источника — генериру-
генерируемые цуги колебании регулируемо?' частоты
от 5 до 250 Гц продолжительностью от 3
до 24 с.
Временная длительность регистрируемой
полевой записи включает длину сейсмической
записи и продолжительность сигнала
развертки. Так, запись длительностью 18 с
складывается из временного интервала иссле-
исследования, равного 5 с, и длительности сигнала
развертки, равной 13 с.
Преобразование виброза-
виброзаписей в обычного вида сейсмограммы
осуществляют с помощью взаимной корреля-
корреляции между каждой трассовой полевой записи
и сигналом развертки.
Оценка сложности и эффек-
эффективности применяемой методики работ
с невзрывными источниками осуществляется
по коэффициенту накопления, под которым
понимается произведение числа сейсмо-
приемников в группе п, количества накопле-
накоплений т на одной физической точке, кратности
системы наблюдений N и числа одновременно
работающих излучателей а.
Э = птМа.
Для районов, характеризующихся срав-
сравнительно несложными поверхностными и
глубинными сейсмогеологическими усло-
условиями, суммарный коэффициент накопления
равен 500—800, при более сложных условиях
он увеличивается до 2500—3500 и более.
Таблица VII.6
Количественная оценка сигналов и спектров
прямых волн для различных грунтов
Параметры исходных сигналов
и спектров прямых волн
Полоса частот исходного сигна-
сигнала развертки, Гц
Частота /0 исходного сигнала,
Гц
Максимум, спектра прямой вол-
волны /max, Гц
Полоса частот амплитудного
спектра прямой волны на уров-
уровне 0,7 от максимума А/0O, Гц
Полоса частот амплитудного
спектра прямой волны на уров-
уровне 0,0 А/О,о, Гц
Параметры исходных сигналов
и спектров прямых волн
Полоса частот исходного сигна-
сигнала развертки, Гц
Частота /0 исходного сигнала,
Гц
Максимум спектра прямой вол-
волны /щах, Гц
Полоса частот амплитудного
спектра прямой волны на уров-
уровне 0,7 от максимума А/0,7, Гц
Полоса частот амплитудного
спектра прямой волны на уров-
уровне 0,0 A/OiO, Гц
Задернованная земля
(луг средней «жесткости»)
12—62
30
34
28—42
12—61
62—12
37
35
29—45
12—61
18—62
40
35
29—43
19—62
62—18
40
35
30—42
19—62
12—48
30
35
28—41
12—47
48—12
30
34
27—40
11—50
Асфальт (шоссейная дорога)
12—62
37
30
23—43
14—62
62—12
37
30
23—43
15-63
18—62
40
30
24—44
14—63
62—18
40
30
24—45
14—64
12—48
30
30
23—36
13—53
48—12
30
30
23—36
13—53
380
§ 70. ТЕОРИЯ ГРУППИРОВАНИЯ
Группированием приемников называют
методику полевых работ, при которой к входу
каждого регистрирующего канала подклю-
подключают группу из определенного числа п иден-
идентичных приемников (п :> 2), соединяемых так,
что их э. д. с. либо токи складываются. Спо-
Способ электрического соединения может быть
последовательным, параллельным/ либо
смешанным и в оптимальном случае должен
обеспечивать согласование импедансов груп-
группы и входа усилителя канала.
Группированием источников
называют методику возбуждения волн,
при которой сейсмограммы записываются
в поле от группы п источников (п :> 2),
возбуждаемых одновременно, либо с не-
небольшой заранее выбранной задержкой.
Группы приемников и источников обла-
обладают общими основными свойствами. Они
образуют интерференционные системы [30,
32, 72, 109], которые обладают свойствами
направленности, частотной фильтрации,
относительного ослабления случайных (не-
(некоррелированных) помех. Эти свойства
практически начинают проявляться при
L :> Я/2 и AZ. > г, где L — расстояние между
крайними элементами (приемниками, источ-
источниками) или — база группы, AL —
расстояние между смежными элементами,
г — радиус корреляции случайных помех,
Я, — преобладающая длина регулярной вол-
волны. Группы, сосредоточенные на малой базе
(L < Я и AL < г), при приеме используют
для усреднения условий установки приемни-
приемников и повышения абсолютной чувствитель-
чувствительности на входе каналов, а при возбуждении —
для повышения сейсмического эффекта
взрывов либо ударов.
Группирование приемников позволяет
решать те же задачи, что и группирование
источников, но с меньшей затратой усилий
и средств и с минимальным ущербом окружа-
окружающей среды. Однако для повышения ампли-
амплитуды полезного сигнала над уровнем помех,
особенно в трудных сейсмогеологических
условиях, целесообразно сочетание груп-
группирования приемников и источников.
По форме и расположению относительно
профиля различают линейные и площадные
группы. Когда элементы расположены вдоль
линии профиля, — они образуют линей-
линейную продольную группу. При рас-
расположении элементов поперек линии профиля
образуется линейная попереч-
поперечная группа. Особым видом линейных
групп является вертикальная груп-
группа в скважине или в толще воды. Множество
элементов, расположенных на некото-
некоторой площади, образуют площадную
группу.
Известны однородные группы и неодно-
неоднородные. Однородные группы имеют
одинаковое распределение чувствительности
(интенсивности источников в случае воз-
возбуждения) вдоль группы.
Рав номерные группы имеют одина-
одинаковые AL. В современной сейсморазведке
MOB используется массовое группирование
приемников, когда л « 10—25 и более. Базы
групп всегда ограничены определенными
условиями, при которых различия AL ста-
становятся несущественными. Эти обстоятель-
обстоятельства, а также технологические требования
стандартизации и простоты расстановки
групп в полевых условиях обусловливают
преимущественное применение однородных,
равномерных групп. Неоднородные, не-
неравномерные группы рассмотрены в [14,
30, 99].
Комплексная обобщенная характеристика
линейной группы. Для плоских гармони-
гармонических волн выражается формулой [32]
р =
Здесь 7 — обобщенный аргумент,
о 2л/ _ 2л со sin a
со
у = =
2л sin a
TvK
2я
Як
где со — круговая частота; vK — кажущаяся
скорость вдоль базы группы; f — частота;
Т — период; Я — длина волны; а — угол
между заданным направлением и вер-
вертикалью или фронтом волны и базой группы;
Я^ — кажущаяся длина волны (Як = TvK).
Величина | Р | представляет обобщенную ам-
амплитудную характеристику, а е =
= arg P — фазовую характеристику.
Если в качестве аргумента в отошениях у
принимают только частоту: то Р трактуют,
как комплексную частотную
характеристику Р (о), определя-
определяющую частотные искажения, которые вносит
группа в сигналы, распространяющиеся вдоль
группы с фиксированной скоростью vK. Функ-
Функцию \ Р (со) | называют частотной
характеристикой группы. Если
в качестве аргумента принимают а, то Р
трактуют как комплексную харак-
характеристику направленности
или как характеристику нап-
направленности 2-го* рода Р (а),
определяющую чувствительность группы
к волнам фиксированной длины волны в за-
зависимости от угла их подхода (излучения)
к базе группы. Функцию Р (а) называют
характеристикой ^направ-
^направленности группы.
381
0,7
Рис. VII.4. Обобщенные нормированные ха-
характеристики дискретной группы для раз-
различных п
Перечисленные характеристики выражают
сумму конечного числа гармонических коле-
колебаний, обладают периодичностью с бесконеч-
бесконечным числом экстремумов. Среди них выделяют
абсолютный максимум, соответствующий
у = о (ик -> оо; а = 0), и его называют о с -
н о в н ы м (главным) максимумом; все
остальные абсолютные экстремумы называют
побочными. Абсолютные экстремумы
обладают периодичностью, равной 2я, и
располагаются при значениях аргумента
7К = 2kn/AL (k = 0, 1, 2, ...). Относитель-
Относительные экстремумы, расположенные между аб-
абсолютными, называют промежуточ-
промежуточными (рис. VII.4). Увеличение л при посто-
постоянных AL приводит к расширению промежут-
промежутков между основным и побочным экстрему-
экстремумами, увеличению числа промежуточных
экстремумов и снижению их уровня и соот-
соответственно к сужению основного и побоч-
побочных максимумов. Увеличение AL при постоян-
постоянном л приводит к сжатию промежутков между
основным и побочными • экстремумами и
к их сужению. Отмеченные изменения ха-
характеристик заметны при малых п. При боль-
больших л (n^s 10) и соответствующем уменьше-
уменьшении AL в пределах практически применяемых
баз группирования форма характеристик из-
изменяется незначительно.
Амплитудная характеристика линейной
группы (нормированная к единице)
sin
sin
Здесь Р = yAL = 2я-~-, где • Д* — время
пробега волны на интервале AL.
п — 1 . .
Фазовая характеристика в = —х— t\Ly.
Фазовый центр (точка отнесения суммарного
п — 1 . ,
колебания) находится в точке —~— Л?*>
т. е. в середине группы.
Характеристика направленности линей-
линейной группы. При п Ss 10' с достаточной точ-
точностью (так как nAL « L с точностью 10%
и более) она выражается через волно-
волновую длину L/X — основной параметр,
определяющий направленность группы.
Нормированную характеристику вычисляют
по формуле
sin (я -у sin <x J
sin ( — -?- sin a )
Характеристику направленности изобра-
изображают диаграммой направленности (ДН),
непосредственно выражающей зависимость
амплитуды суммарной волны от направле-
направления [32]. На рис. VII.5, а приведено семей-
семейство ДН линейной группы для значений
WK от 0,5 до 4,0 (при AL < Я/4, когда про-
промежуточными экстремумами можно пре-
пренебречь).
Пространственную направленность ли-
линейной группы изображают фигурой вра-
вращения лепестков плоской ДН вокруг оси,
совпадающей с базой группы.
Полоса пропускания группы. Это область
изменений аргумента у0 < у <оТо,? (Угла>
кажущейся скорости, кажущейся длины
волны, частоты и т. п.) внутри основного
максимума, где значения соответствующей
амплитудной характеристики выше уровня
0,7 от максимального. Такая область опре-
определяет также допустимые амплитудно-фазо-
амплитудно-фазовые искажения полезного сигнала [109].
Полосу пропускания оценивают по гранич-
граничному значению аргумента у0>7:
С достаточным приближением граничные зна-
значения а0>7 и уко,7 выражаются через волновую
длину L/Я:
сс0O = arcsin -щ? 1 &к о,7 =
Угол ао,7 лежит в любой плоскости, про-
проходящей'через'базу группы. Граничные зна-
значения частот выражаются формулами
и0O = nvK/L, /0>7 = vK/2L.
382
30
20
4 L/X
Рис. VI 1.5. Диаграммы направленности одновременно возбуждаемой линейной группы из-
излучения (или приема) при различных L/X (а) и кривые зависимости ширины зоны излучения
(или приема) 8 от L/X (б).
1 — группа только на излучении или приеме; 2 — сочетание групп одинаковой длины при излучении и
приеме (AL < Я/4)
Направленности в плоскости, проходящей
через базу группы, оценивают по ДН ш и-
риной зоны приема (излучения), опре-
определяемой углом 0 = 2а0>7- Чем больше вол-
волновая длина, тем острее'характеристика на-
направленности. На рис. VII.5, б показаны кри-
кривые 0 (UK) для линейных групп приема или
излучения и их сочетания, которыми поль-
пользуются для выбора L в зависимости от тре-
требуемого угла 0. При сочетании приемных
и излучающих групп результативные ДН
рассчитывают путем перемножения векто-
векторов, определяемых лучами между центрами
групп источников и приемников.
Максимальные расстояния между эле-
элементами AZ-max u максимальные базы Lmax-
Волны с переменными аргументами а •<
< а0,7> % < UK0,7>. К. < ^К0,7> /</о,7'СООТ:-
ветствующими обобщенному аргументу у <
< v0>7 характеристик, попадают в полосу
пропускания группы при
Sin a0>7
2л
0,7
2п
bmav
(VI 1.7)
л— 1 я
п То,7 Yo,7 2 sin a0|7
VK 0,7* ЛК Q^ QK
(VI 1.8)
Этими формулами пользуются для опре-
определения ALmax и Lmax.
Коэффициент направленного действия
{КНД) [14]. Он определяется как отношение
энергии суммарного колебания на выходе
группы к максимальной энергии:
п-г) dt
-со 1
п J f*(t)
dt
где Atn — разность времени прихода волны со
скоростью vK между первым и последующими
элементами. Для расчетов КНД задаются
аналитическим выражением / (/) и ампли-
амплитудно-фазовыми соотношениями колебаний
между элементами интерференционной си-
системы. В качестве / (t) обычно принимают
импульс с колокольной огибающей:
h2T* ( t \
= e v I sin 2я -~
( 2я ~y I jr j 7
где h — коэффициент затухания амплитуды.
При условии /i2T2 = а = const длительность
такого импульса в долях Т для различных
частот остается постоянной. Случай а = 0
соответствует гармоническому колебанию.
Амплитудно-фазовые соотношения опреде-
определяют по годографам интерферирующих волн
и распределению чувствительности элемен-
элементов.
Рассчитаны палетки — набор кривых КНД
(или V КНД для амплитудных оценок) как
функция отношения At/Т. Каждая из кривых
соответствует параметрам л, а и заданному
распределению чувствительности. На рис.
VII.6 приведены типичные кривые VКНД
для однородной равномерной группы. Вы-
383
0,Z O.it 0,6 0,8 1,0 1,2
Рис. VII.6. Типичные кривые 1^КНД =
f{MlT) при о= 1,7
бор кривой V КНД определяет граничное
значение Д//Т = AL/^k, откуда находят AL
и L = (п — 1) AL, при которых волны с за-
заданными Як попадают в область подавления
или пропускания. Кривые КНД позволяют
оценивать полосу гашения — об-
область значений AtlT, в пределах которой
КНД < 1/ла {]/"К~НД < 1/л). Значения
V КНД в полосе гашения определяют макси-
максимально возможную величину В — отношения
средних квадратических амплитуд отраже-
отражения и регулярных помех. Величина В слабо
зависит от формы импульсов. С допустимым
приближением
В =
Понятие КНД удобно и наглядно для тео-
теоретического анализа сложных интерферен-
интерференционных систем. Кривые КНД, так же как
и другие известные формы представления ре-
результатов сложения импульсных колебаний,
отражают свойства интерференционных си-
систем в отношении реальных сейсмических
сигналов более верно, чем характеристики,
рассчитываемые для гармонического ре-
режима колебаний. Из сравнения рис. VI 1.4
и VII.6 видно, что при сложении импульсных
колебаний суммарные амплитуды не обра-
обращаются в нуль, а принимают лишь минималь-
минимальные значения в области гашения. Не обра-
образуются промежуточные экстремумы: место
побочных экстремумов характеристик за-
занимает широкий максимум КНД, плавно
переходящий в область одинаковых суммар-
суммарных амплитуд, когда фазовые сдвиги стано-
становятся больше длительности интерферирую-
интерферирующих импульсов. Однако все эти существен-
существенные отличия имеют место вне полосы про-
пропускания. В области основного максимума
кривые КНД и соответствующие характери-
характеристики практически совпадают. Поэтому
384
расчеты параметров групп по кривым КНД,
либо по другим характеристикам с учетом
ограничений, налагаемых системами наблю-
наблюдений и реальной точности определения
исходных параметров полезных волн и по-
помех, приводят к одинаковым результатам.
Статистический эффект. Он достигается
наибольшим в однородных группах и рассчи-
рассчитывается по формуле U = V п.
Характеристика направленности пло-
площадных групп. Ее рассчитывают путем пере-
перемножения характеристик направленности
линейных элементов, на которые можно раз-
разложить площадную группу [30]. Посредством
площадных групп возбуждения можно
сконцентрировать излучение сейсмических
волн в относительно узкой трубке в заданном
направлении. Однако для этого требуются
группы больших размеров с высокой плот-
плотностью распределения источников. Они
еще не получили распространения из-за
громоздкости; аналогичные системы легче
осуществлять на приеме.
, § 71. ГРУППИРОВАНИЕ
источников
Направленность излучения
линейных групп
Характеристики направленности 2-го
рода рассчитывают по формулам § 70, спра-
справедливым в дальней зоне, т. е. на расстояниях
Z от группы, при которых волновое поле опре-
определяется преимущественно фазовыми сдви-
сдвигами. С достаточным приближением Z :>
При плотности распределения источников
вдоль группы, определяемой условием AL <:
<: А/4, в дальней зоне может быть сформиро-
сформирована (вследствие синфазного сложения им-
импульсов от элементарных источников) сум-
суммарная волна максимальной амплитуды и ста-
стабильной формы. Положение и размеры фронта
суммарной волны оценивают по диаграммам
направленности и ширине зоны излучения
(см. рис. VI 1.5). Когда AL > А/4, возникают
побочные максимумы направленности высо-
высокого уровня, а при AL ^ А побочные макси-
максимумы достигают основного максимума, что
делает направленность неоднозначной.
Направление максимального излучения
волны фиксированной частоты в любой
плоскости, содержащей базу группы, опре-
определяется соотношением
sin аи = vfvB,
(VI 1.9)
аи — угол излучения,„измеряемый между ма-
максимальным вектором ДН и перпендикуляром
к базе группы, равный углу между линией
Рис. VII.7. Схематическое изображение ДН излучения (или приема) линейной группа АВ
в полупространстве со скоростью v при различной скорости vB возбуждения элементов группы.
а — v/vo = 0; 6—1 > v/va > 0; в — и/у — 1
сечения фронта суммарной волны и группой
в указанной плоскости; v — скорость упру-
упругой волны в окружающем пространстве;
vB — скорость возбуждения источников, вдоль
группы (рис. VII.7).
При v/vB = 0, <хи = 0 (одновременное воз-
возбуждение) максимальное излучение напра-
направлено вдоль плоскости, перпендикулярной
к группе и проходящей через середину базы.
Фронт суммарной волны параллелен базе
и образует в пространстве цилиндрическую
поверхность; в этой же плоскости находятся
лепестки ДН.
При 1 > v/vB > 0, 0< аи<и90°ц(последо-
аи<и90°ц(последовательное возбуждение с линейной задерж-
задержкой) максимальное излучение направлено по
поверхности конуса с вершиной в середине
базы и осью, совпадающей с базой группы.
Фронт суммарной волны наклонен к базе
под углом аи и образует в пространстве кони-
коническую поверхность. Лепестки ДН образуют
сложную конусовидную поверхность. Этот
случай является кинематическим аналогом
образования головной волны.
При v/vB = 1, аи = 90° (последовательное
возбуждение со скоростью в окружающей
среде) максимальное излучение направлено
в одну сторону вдоль прямой, являющейся
продолжением группы. Фронт суммарной
волны перпендикулярен к группе; лепестки
ДН образуют каплевидную поверхность. Этот
случай известен, как «осевое излучение».
Статистический эффект группового источ-
источника определяется тем, что при группирова-
группировании п одинаковых по мощности рассредоточен-
рассредоточенных источников относительный уровень не-
некоррелированных помех возрастает в У п
раз, в то время как уровень синфазных сигна-
сигналов возрастает в и раз. Если при этом при-
применяют группирование сейсмоприемников,
число которых равно т, то уровень некорре-
лированных помех возрастает в V тп раз,
а синфазного сигнала в тп раз.
13 зак. 80
Сейсмический эффект
группового источника
Такой эффект повышается за счет нелиней-
нелинейной зависимости интенсивности сейсмических
колебаний от мощности источника (массы
заряда). Если используется группа на малой
базе, то ее форма не имеет особого значения
и выбирается в зависимости от удобства ра-
работы. Максимальные интервалы ALmin
между зарядами ВВ определяют эксперимен-
экспериментально. При этом учитывают, что они должны
быть больше удвоенного радиуса зоны пла-
пластических деформаций Rnn. В зависимости от
условий взрыва ALmin вычисляют по следу-
следующим формулам [18]:
при камуфлетном взрыве
= 3
где G — масса единичного заряда ВВ;
при взрывах с выбросом породы
mi" ~
7Щ\ -
Здесь N — показатель выброса породы
1.67G
N =
— 0,67,
где п3 — глубина заряда в м.
Оптимальные расстояния между зарядами
различной массы (Gx и Gz) в группе опре-
определяют по формулам:
взрыв в скважинах (полный камуфлет)
взрыв в шурфах или мелких скважинах
ус;утттг]_ +
385
VgYi + Щ
3/0,4A+ 1,5Л/з2)
Для оценки сейсмического эффекта поль-
пользуются соотношением [18]
где tii и щ — число зарядов; d и G2 — массы
сравниваемых групп; /li и А% — соответству-
соответствующие амплитуды сигналов; s — изменяется
от 1 до 3 в зависимости от условий взрывов.
При увеличении п возрастает s(s> 1). Одна-
Однако увеличивать число зарядов более 12—15
нецелесообразно, так как амплитуда сейсми-
сейсмического сигнала возрастает пропорциональ-
пропорционально числу зарядов в группе только до указан-
указанного значения.
Наиболее экономичную массу группового
заряда определяют по формуле
Y
где Y — стоимость одной скважины; Z — сто-
стоимость 1 кг ВВ; 1 < s < 3 [18].
Для возбуждения поперечных волн
бурят не менее двух рядов скважин. Взры-
Взрывают группу зарядов во вспомогательных
скважинах и создают ослабленную зону в од-
одном из горизонтальных направлений. После
этого производят рабочий (регистрируемый)
взрыв во втором ряду скважин, при котором
возбуждаются поперечные волны [74]. Такая
методика может использоваться для одно-
одновременной регистрации продольных и по-
поперечных волн. При этом наиболее техноло-
технологичным является трехрядный групповой
источник. Вначале производят взрывы в сред-
среднем ряду и регистрируют продольные волны,
а затем поочередно в левом и правом рядах,
что создает —Y и -\-Y горизонтальные воздей-
воздействия. Массу заряда и расстояние между
скважинами выбирают по приведенным выше
формулам. Особенностью является исполь-
использование предварительных взрывов ВВ для
создания камуфлетов. Взрывы для создания
камуфлетов могут быть также использованы
для накопления при регистрации продольных
волн.
Группирование на длинных
продольных базах
Этот вид группирования отличается длиной
базы L, значительно (в 2—4 раза) превосходя-
превосходящей наиболее длинноволновую составляющую
спектра регистрируемых волн, что создает
острую направленность излучения в широ-
широком диапазоне частот. Известны следующие
варианты такого группирования при рас-
расположении базы вдоль профиля:
I) способ плоского фронта (СПФ), когда
группу возбуждают одновременно [10];
386
2) способ управляемого плоского фронта
(УПФ), когда группу возбуждают последова-
последовательно с одного из концов с постоянной за-
задержкой [10]. Близким аналогом является
взрыв ЛДШ, детонируемого с его конца [42];
3) способ фокусирования падающих волн,
когда группу возбуждают с задержками, изме-
изменяющимися вдоль базы по криволинейному
закону для управления формой фронта пада-
падающей волны или фокусирования ее в заданной
области пространства [10]. Производственное
применение получили СПФ и УПФ, в которых
большая часть приемной расстановки раз-
размещается в пределах группы источников.
Любым вариантам группирования на длин-
длинных продольных базах свойственна острая
боковая направленность излучения относи-
относительно профиля (см. § 71), что может при-
приводить к наложению боковых волн на целе-
целевые отражения.
Длину базы группы источников выбирают
предельно допустимой, при которой не
возникают существенные амплитудно-фазо-
амплитудно-фазовые искажения суммарных импульсов отра-
отражений. При углах наклонов отражающих
границ до 30° и наблюдениях внутри и вне
базы группы
L = Vq* — 2lkh — ?,, (VII.10)
q = I — 2h ) sin <p — x; x — рассто-
расстояние до наиболее удаленного приемника;
"К — длина волны (видимая) отражения; ф —
максимально ожидаемый угол падения
границы; h — глубина наиболее мелкой
отражающей границы.
При ф <: 5° можно пользоваться упрощен-
упрощенной формулой:
где
L = 1Лс2 — 2/Л — х.
Если ф <: 5° и х « h, можно пользоваться
с практически достаточной точностью простым
соотношением: L « Я,.
Для СПФ, когда приемная расстановка
выходит за пределы базы группы источников,
длину базы с достаточной точностью опре-
определяют по формуле
1 = 1,4/М. (VII.II)
Когда в этом способе приемная расстановка
размещается только внутри базы (в «прожек-
«прожекторной зоне») [42], длина базы может быть
несколько увеличена:
L=2VIh. (VII.12)
Для УПФ приведенные выше формулы
отличаются множителем cos аи в правой
части, где аи — угол поворота суммарного
фронта [см. формулу (VII.9)], определяемый
по априорным данным о средних углах паде-
падения границ в исследуемой толще.
Интервалы между источниками AL в пре-
пределах указанной базы L выбирают, исходя
из условия AL <: Х/4. Число источников
п= L/AL + 1.
При взрывах в скважинах ниже подошвы
ЗМС обычно п = 5—10. При взрывах в мелких
скважинах (в ЗМС) п целесообразно увеличи-
увеличивать до 15—20 при одновременном уменьше-
уменьшении массы каждого из зарядов, что прибли-
приближает свойства такого источника к свойствам
ЛДШ.
Группирование на длинных
поперечных базах
Этот вид группирования отличается попе-
поперечным расположением базы симметрично
относительно профиля. При одновременном
возбуждении такое группирование источ-
источников применяется в методике остронаправ-
остронаправленного профилирования.
Длину базы L выбирают возможно большей
для создания острой направленности (малого
угла 0) излучения в вертикальной плоскости
профиля с учетом ограничения при неизве-
неизвестных азимутах падения целевых границ.
Вначале определяют 9 из условия: Э <: 2г|),
где г|э — максимальный истинный угол паде-
падения целевых границ. Далее по кривым
6 {UX) (см. рис. VI 1.5) определяют волновую
длину, по которой при известной величине X
находят L. При известном азимуте падения
целевых границ профиль может быть напра-
направлен вкрест простирания. Тогда длина группы
ограничивается практически лишь техно-
технологическими условиями. Учитывая, что 6
мало изменяется после достижения значения
L/X = 2 (см. рис. VII.5), большее удлинение
практически нецелесообразно. Сочетание
поперечных групп источников и приемников
позволяет примерно в 1,5 раза сократить
каждую из указанных групп (при равной их
длине) для достижения того же значения 8,
что и при группировании только источников
или приемников (см. рис. VII.5).
Число источников п и интервалы AL между
ними определяют по соотношениям, приведен-
приведенным в предыдущем разделе.
Вертикальное группирование
Этот способ применяют в двух скважинных
вариантах: при одновременном возбуждении
источников для повышения сейсмического
эффекта и при последовательном возбужде-
возбуждении сверху вниз со скоростью, равной скоро-
скорости в окружающей среде для создания вер-
вертикальной направленности излучения. Для
последнего случая нормированную харак-
13*
&, градус
180
то
100
60
20
L/X
Рис. VII.8. Кривая зависимости ширины зоны
излучения (или приема) 6 при vlvB = 1 для
различных LlX
теристику направленности рассчитывают
по формуле '
sin [2кр sin2 (a/2)]
sin [•
sin2
(o/2)J
где а — угол между вертикальной осью
и данным направлением; р = L/X — волновая
длина группы; п — число источников.
Характерной особенностью простран-
пространственных диаграмм направленности (ДН)
в рассматриваемом случае является их сим-
симметрия относительно оси группы, что предста-
представляет интерес для излучения в одну сторону.
На рис. VII.8 показан график зависимости
8 (LlX), вычисленный по приведенной выше
формуле. Из графика видно, что для дости-
достижения ощутимой . направленности F ^
^ 100°) необходимо использовать группы
с LlX > 1,5. Учитывая, что X отраженных
волн обычно составляет больше 100 м, для
направленного излучения этим способом
необходимы скважины глубиной более
150 м.
Непрерывный линейный
источник [42]
Непрерывный линейный источник реали-
реализуется взрывом ЛДШ (см. § 68). При доста-
достаточной длине зарядов ЛДШ такой источник
обладает свойствами направленности излуче-
излучения, аналогичными изложенным в § 71. Прак-
Практическое применение получили продольные
ЛДШ (по отношению к профилю), детони-
руемые с одного конца, что создает кониче-
конический суммарный эффект, как это имеет место
в способе УПФ. Длину заряда ЛДШ рассчи-
рассчитывают по формулам способа УПФ. Оценку
ширины зоны излучения 0 производят по
графикам (см. рис. VI 1.5), а угла поворота
направленности сси по формуле (VI 1.9). Ре
387
гулирование величины сси ограничено в связи
с практическими трудностями управления
скоростью детонации ЛДШ. Практическим
приближением к непрерывным источникам
является группирование малых зарядов
в большом числе мелких скважин (в ЗМС)
или других поверхностных источников, рас-
распределенных на базе, обеспечивающей задан-
заданную ширину направленности излучения.
Группирование невзрывных
источников
Приведенные выше данные применимы
и для невзрывных источников. Соотношение
числа воздействий п и источников N для до-
достижения требуемого сейсмического эффекта 8
выражается зависимостью:
где N — число одновременно работающих
источников при расстоянии между ними,
меньшем половины минимальной длины пря-
прямой волны.
Из приведенного на рис. VII.2, в графика
следует, что для достижения величины 8 =
= 2,85 необходимо произвести синхронное
суммирование 16-ти воздействий для одного
источника, пяти воздействий для двух и двух
воздействий для трех источников^ Уменьше-
Уменьшение величины 8 после некоторого числа воз-
воздействий, зависящее от типа и числа источ-
источников, а также от характера грунта не суще-
существенно для практической реализации ука-
указанной зависимости. Всегда можно осуще-
осуществить в процессе работ незначительный сдвиг
источников с тем, чтобы добиться линейного
накопления сигналов, но для этого необхо-
необходимо предварительное проведение соответ-
соответствующих экспериментов с целью определе-
определения предельной величины е для конкретных
условий.
Увеличение отношения сигнал/помеха (?д>)
в зависимости от числа источников и воздей-
воздействий определяют по формуле
ek = 20 lg W V"n.
Из этого соотношения следует, что каждое
последующее удвоение числа совместно
работающих источников при фиксирован-
фиксированном п дает выигрыш в величине в на 6 дБ.
При фиксированном числе источников N
достижение такого же выигрыша в величине ?
реализуется при увеличении числа воздей-
воздействий п в 4 раза.
Группирование пневмоисточников. Ампли-
Амплитуда прямого импульса от единичного источ-
источника в дальней зоне пропорциональна корню
кубическому из объема камеры [6]:
388
где С — коэффициент, зависящий от механи-
механической конструкции источника.
Более эффективно применение несколь-
нескольких близко расположенных малых источни-
источников, соединение которых обеспечивает одно-
одновременный выстрел, что ослабляет помехи
от пульсации газового пузыря, формирует
сигнал с равномерной спектральной плот-
плотностью в широком диапазоне частот и создает
направленность излучения.
Направленность излучения группы из п
излучателей, размещенных на одной глубине
h с шагом / для гармонической составляющей
(о с учетом отражения от поверхности воды
определяют ло формуле [6].
Р'(о), а) =
. / tual . \ . ( mh \
sin I —г.— s"i a I sin ( cos a )
\ Ча ) \ а}
где а — скорость звука в воде; а ~ угол
между направлением наблюдения и вер-
вертикалью.
Для максимального подавления повтор-
повторных волн период пульсации должен изме-
изменяться от одного источника к другому или
от одной подгруппы идентичных источников
к другойттак, чтобы повторные волны находи-
находились в противофазе. Этого добиваются раз-
размещением источников с одинаковой энергией
на разных глубинах или путем изменения их
энергии в 1,5—2,2 раза, что соответствует
перемене периода пульсации на 15—30%.
При группировании источников с одинако-
одинаковой энергией глубина их погружения должна
изменяться так, чтобы гидростатическое да-
давление на глубине взрыва изменялось при-
примерно в 1,3 раза.
При группировании достаточно большого
числа излучателей сказывается статисти-
статистический разброс моментов их срабатывания
и в результате рост амплитуды отстает от
линейного. Рост амплитуды суммарного сиг-
сигнала при группировании пневмоизлучателей
одинакового объема пропорционален не
числу излучателей п, а /г0'85. Чрезмерное сбли-
сближение источников нежелательно, но если
оно имеет место, то следует учитывать их
взаимное влияние, в результате чего ампли-
амплитуда суммарной первой волны будет умень-
уменьшаться, что можно учесть коэффициентом
Kl« 1 — 1Рак/(Рн — РгI>
гДе Рак — давление в суммарной акустической
волне от соседних источников; рн — избыточ-
избыточное давление, обусловленное соседними источ-
источниками; рг — гидростатическое давление.
Сокращение длительности фазы сжатия
первой волны учитывается коэффициентом
§ 72. ГРУППИРОВАНИЕ
ПРИЕМНИКОВ
Выбор параметров продольных
групп
Основное назначение продольных групп
состоит в подавлении регулярных волн-
помех, распространяющихся от -источника
в направлениях, близких к горизонтальным.
К таким волнам относятся преимущественно
поверхностные волны и объемные преломлен-
но-отраженные волны, образующиеся в при-
приповерхностной зоне. Выбор группы является
компромиссным решением, учитывающим
ряд ограничений и противодействующих фак-
факторов.
Параметрами групп являются п, AL и L;
параметрами полезных волн (сигнала)
и регулярных помех являются, соответ-
соответственно: амплитуды А, Ап, периоды Т, Тп
и кажущиеся скорости vK, vKn. По двум
последним параметрам рассчитывают ка-.
жущиеся длины волн Як, Я^п- Исходные
параметры определяют непосредственно
по записям, либо путем спектрального
анализа.
Полезные сигналы и помехи выявляются при
анализе экспериментальных данных. С этой
целью проводят специальные опытные ра-
работы в характерных участках района исследо-
исследования с целью получения минимально иска-
искаженной корреляционной записи волнового
поля. Регистрацию производят обычно одиноч-
одиночными приемниками в возможно более широ-
широком частотном и амплитудном диапазонах
при постепенном изменении расстояния
источник — приемник, вплоть до максималь-
максимальных удалений, обусловленных системой на-
наблюдений. Для подавления нерегулярных
помех иногда применяют поперечное группи-
группирование на относительно малой базе при
расстояниях между приемниками, большими
радиуса корреляции помех. Наиболее пол-
полные данные получают путем трехкомпонент-
ной регистрации, при которой выявляется
относительная роль волн Р и S как полезных
сигналов или помех. Возбуждение производят
способами, принятыми при последующих
полевых работах. При этом тщательно из-
изучают сейсмогеологические условия верх-
верхней части разреза, а при взрывном црзбу-
ждении — устанавливают оптимальную глу-
глубину погружения заряда. Проводят также
дополнительные наблюдения при явно не-
неблагоприятных условиях возбуждения,
когда регулярные помехи наиболее ичте-i-
сивны.
В результате получают сейсмограммы, на
которых наглядно представлено интерферен-
интерференционное поле и могут быть различимы полез-
полезные сигналы и помехи. В районах, где ранее
проводилась сейсморазведка, эти данные
анализируют совместно с сейсмограммами
и временными разрезами, полученными при
стандартных наблюдениях и обработанными
по оптимальным процедурам. Обязательно
привлекаются данные ВСП, АК, электриче-
электрического каротажа и геологической документа-
документации глубоких скважин. Совместный анализ
всех указанных данных с учетом геологи-
геологической задачи позволяет с определенной сте-
степенью обоснованности отнести отдельные
волны к категории полезных сигналов или
помех и наметить области их прослежива-
емости. После этого этапа, являющегося по
существу интерпретационным, определяют
указанные выше параметры сигналов и по-
помех. При наличии данных о средних ско-
скоростях определяют длину волны полезного
сигнала — отражения, за которую в рамках
метода средних скоростей принимают вели-
величину К = vcvT.
При расчетах приходится учитывать
определенные требования, налагаемые тех-
технологией работ.
1. Параметры групп должны быть одина-
одинаковыми на всех каналах — требование, осо-
особенно жесткое в МОГТ. Производят такой
расчет для канала, наиболее удаленного от
источника, где скорость vK отражений мини-
минимальна.
2. Соседние группы не должны перекры-
перекрывать друг друга. Последнее требование яв-
является достаточно строгим, однако при ма-
малых расстояниях между каналами допускают
некоторое перекрытие групп, но не более чем
на L/2. В этих случаях учитывают возмож-
возможность появления ложных коротких осей син-
фазности и излишнюю регуляризацию за-
записи, что- заставляет пренебрегать при кор-
корреляции волнами, прослеживающимися ме-
менее чем на 4—5 каналах.
В качестве vK m\n принимают соответству-
соответствующие значения vK для отражений от наиболее
мелких и крутых границ, прослеживание
которых необходимо для решения геологи-
геологической задачи. При расчетах Хк и Я принимают
периоды наиболее высокочастотных спек-
спектральных составляющих полезного сигнала,
используемых при последующей обработке
и интерпретации. Учитывают также измене-
изменения б/ при резких систематических колеба-
колебаниях поверхности земли, мощности и свойств
ЗМС. В этом случае L ограничивают усло-
условием б/щах < Т/4, где б/шах— максимальные
колебания задержек времени прихода отра-
отражения относительно .среднего уровня
в пределах базы, вызванные изменениями
рельефа и ЗМС.
Длину базы с учетом упомянутых требова-
требований стремятся сделать возможно большей для
389
подавления более широкого спектра помех,
соблюдая условие
I ^ vk mln^mln ^-к mln
L<- 2 Г~*
Приближенные оценки Lmax по априорным
данным К и ф делают по формулам (VII. 10)—
(VII.12). При этом условие Lmax^X с практи-
практически достаточной точностью справедливо
для большинства ситуаций применения MOB.
Диаграмма направленности для этого усло-
условия (при я ;> 5), соответствующая кривой
Wk= 1, показана на рис. VI 1.5, а.
Число приемников я при- фиксированной
базе выбирают возможно большим, для до-
достижения максимальной величины В =
= А/Ап на выходе группы:
где (Лптах/^т1п)вх — отношение средних
квадратических амплитуд максимальной
регулярной помехи к минимальному сигналу
на входе группы в области регистрации целе-
целевых отражений; а — изменяется от 2 до 10
в зависимости от конкретных сейсмогеологи-
ческих условий [14].
Увеличение я при фиксированном L со-
сопровождается сокращением AL, что при-
приводит к уменьшению промежуточных макси-
максимумов характеристик и сужению полосы про-
пропускания (к обострению основного макси-
максимума). При L <.'к, я ^ 5 и AL < Х/4 проме-
промежуточными максимумами можно практи-
практически пренебречь. Поэтому для обеспечения
лишь однозначной направленности в пло-
плоскости группы достаточно условие: п ^» 5.
Максимальная острота направленности при
указанных выше ограничениях L дости-
достигается, когда я = 10, поскольку форма
основного максимума при я> 10 изменяется
незначительно. Дальнейшее увеличение я
целесообразно только с позиций достижения
максимальной величины В и усиления стати-
статистического эффекта U. Однако при этом
учитывают, что статистический эффект на-
начинает ослабляться, как только A.L (за счет
увеличения я) становится равным радиусу
корреляции г случайных помех. В пределах
группы роль случайных помех принадлежит
в основном микросейсмам, для которых в ча-
частотном диапазоне MOB г = 5—9 м.
Расстояния между приемниками выбирают
так, чтобы по возможности ослабить наиболее'
сильную регулярную волну-помеху с пара-
параметром Якп. Для этого стремятся сделать
А? = 0,5^. При фиксированной базе вы-
выбор AL определяется в основном числом я
и соответствующими условиями, приведен-
приведенными выше.
Указанные выше ограничения и условия
оставляют мало свободы выбора параметров
390
продольных групп. При прослеживании
глубоких горизонтов, отражения от которых
обычно слабы, применяют мощные группы
с предельно допустимыми L. Относительно
менее жесткими являются параметры ли AL,
от которых зависит в значительной мере тру-
трудоемкость расстановки приборов в поле.
В современной практике МОГТ при поисках
и разведке нефтяных и газовых месторожде-
месторождений преимущественное распространение
получили группы с параметрами L « 50 —
100 м, я « 10—25 и AL « 4—10 м. Эффек-
Эффективность группирования с выбранными
параметрами окончательно оценивают по
качеству целевых отражений при специаль-
специальных опытных работах и по результатам теку-
текущих рядовых наблюдений.
Выбор параметров поперечных
групп
Основное назначение поперечных групп
состоит в подавлении боковых волн, которые
возникают при отражении прямых волн от
локальных неоднородностей — резких форм
рельефа земной поверхности и ЗМС, линз
вечной мерзлоты, неровностей морского
дна, а также от глубинных крутых отража-
отражающих поверхностей — зон разрывных нару-
нарушений, соляных куполов, диапиров, распо-
расположенных в стороне от профиля. При доста-
достаточной длине групп может быть достигнута
острая направленность приема отражений
в вертикальной лучевой плоскости.
Поперечные группы между каналами не
перекрываются. Времена подхода отражений
от субгоризонтальных границ к отдельным
приемникам поперечной группы практи-
практически подвержены только влиянию дневного
рельефа и ЗМС. Эги особенности в значитель-
значительной мере снимают ограничения при выборе L,
что позволяет усилить направленные и стати-
статистические свойства групп. Некоторые огра-
ограничения выбора L возникают при изучении
наклонных отражающих границ (q> ^ 15°),
когда азимут падения заранее неизвестен,
так как при этом учитывают требования мини-
минимальных искажений сигналов целевых отра-
отражений в направлениях, перпендикулярных
к профилю. »
Практические расчеты параметров L, я,
AL с учетом ф делают так же, как и для
длинных поперечных групп источников. Раз-
Различие состоит в возможности увеличения я
до предела, при котором еще сохраняется
условие AL > г (г — радиус корреляции
микросейсм),
Недостатком поперечных групп является
их свойство не ослаблять волны, распростра-
распространяющиеся вдали от источника, в направле-
направлениях, близких к горизонтальным. Эгот не-
достаток преодолевают выбором оптималь-
оптимальной фильтрации, условий возбуждения,
а в более трудных случаях — выносом рас-
расстановки (см. § 73). Практическое неудоб-
неудобство возникает из-за размещения приемников
поперек профиля. Этот недостаток свойствен
любым системам приема (возбуждения), за-
занимающим определенную полосу вдоль
основного профиля и дающим возможность
пространственного разделения волн по
признаку направленности. С ним считаются
в зависимости от важности поставленной за-
задачи в конкретных сейсмогеологических усло-
условиях. Опыт показывает, что поперечное груп-
группирование приемников (источников) поз-
позволяет достичь, по сравнению с продольным
группированием, существенного упрощения
и разрешения волновой картины, повышения
частоты записи за счет подавления интерфе-
интерференционного фона регулярных и случайных
боковых волн-помех глубинного происхожде-
происхождения и малых амплитудно-фазовых искажений
полезного сигнала группой. Основное при-
применение поперечное группирование получило
при разведке подсолевых горизонтов и в дру-
других условиях сложного строения промежу-
промежуточной толщи. Параметры групп при этом
обычно составляют: L « 100—200 м, я »
« 10—20.
Выбор параметров площадных
групп
Назначение площадных групп состоит
в подавлении волн, приходящих к профилю
в направлениях, заметно отличающихся от
вертикального, и в реализации максималь-
максимального статистического эффекта. Площадная
группа любой конфигурации может быть
разложена на линейные элементы — про-
продольные и поперечные группы относительно
профиля. Свойства направленности таких
групп и ограничения параметров рассмотрены
выше. Жесткие ограничения накладываются
на продольный размер группы Lx, который
должен удовлетворять требованиям неиска-
неискаженного пропускания полезного сигнала
на крайнем канале расстановки и отсутствия
перекрытия смежных групп. Практически
Lx < Аде, где Ах — расстояния между кана-
каналами. Поперечный размер Ly не столь кри-
критичен, что позволяет несколько удлинять
группу поперек профиля с учетом ограниче-
ограничений, указанных в §71. Наибольшие п при
сохранении условия AL< r, необходимые для
максимального статистического эффекта,
можно достичь в группах прямоугольной кон-
конфигурации. Такие группы обладают макси-
максимальной разрешающей способностью по vK.
Учитывая возможность стандартизации ли-
линейных элементов, целесообразно приме-
применять площадные группы с расположением
приемников по прямоугольной сетке, ориен-
ориентированной вдоль и поперек профиля. Среди
них различают квадратные и п р я -
моуголь ные, вытянутые, вдоль или
поперек профиля. Опробованы прямоуголь-
прямоугольные группы, ориентированные диагонально
по отношению к профилю, а также группы
других конфигураций (конус, окружность,
круг, шестиугольник, спираль Архимеда)
[14], но они не создают преимуществ, кото-
которые могли бы оправдать сложность их рас-
расстановки.
Направленность площадных групп коли-
количественно оценивают по картам изолиний
КНД [14]. На таких картах выделяют об-
области пропускания и гашения, форма кото-
которых зависит от степени изометричности груп-
группы. У изометричных групп область пропуска-
пропускания близка к окружности. У вытянутых
групп полоса пропускания эллипсовидна, что
соответствует преимущественной направлен-
направленности в плоскости, перпендикулярной к длин-
длинной оси группы. При соотношении Lmax/L min-^
< 4 пространственная направленность пло-
площадных групп приближается к таковой
для линейных групп с длиной Lmax.
Трудоемкость расстановки приемников
и их соединений ограничивает использование
площадных групп. В тех случаях, когда
они находят применение при производствен-
производственных работах, их параметры обычно не пре-
превышают: Lx « 40—50 м, Ly « 25—30 м,
п « 20—30. При этом вертикальная напра-
направленность ощутима лишь для составляющих
сигнала сЯ< 30—50 м, а основной эффект
обязан статистическому подавлению микро-
сейсм и усреднению условий установки.
Реализация групп больших размеров, обла-
обладающих вертикальной направленностью
к отражениям, обычно имеющим А. ^ 100 м,
сопряжена при многоканальной регистра-
регистрации со значительными техническими трудно-
трудностями. Близкие методические задачи можно
легче решать с помощью поперечного груп-
группирования, преимуществом которого яв-
является возможность выделения отражений
не только от субгоризонтальных, но и от кру-
крутых наклонных границ, падающих в вер-
вертикальной плоскости профиля, а также спо-
способом широкого профиля (см. § 74).
§ 73. СИСТЕМЫ НАБЛЮДЕНИЙ
В MOB
Взаимное расположение пунктов воз-
возбуждения и приема сейсмических волн
называют системой наблюдений.
Система наблюдений выбирается таким обра-
образом, чтобы при наименьших затратах решать
поставленную геологическую задачу.
391
Системы наблюдений могут быть профиль-
профильными и площадными. Наиболее распростра-
распространены системы наблюдений на продоль-
продольных профилях, когда пункты воз-
возбуждения и приема расположены на одной
прямой; иногда применяют непродоль-
непродольные профили, когда пункты возбужде-
возбуждения расположены в стороне от линии, где
размещены пункты приема.
Участок профиля (или площади), занима-
занимаемый совокупностью пунктов приема, при
одновременной многоканальной регистра-
регистрации сейсмических волн от одного пункта воз-
возбуждения называют расстановкой
(стоянкой) приемников. Расстояние
между крайними пунктами приема, относя-
относящимися к общему пункту возбуждения, на-
называют длиной годографа (базой
приема) L. Расстояние между пунктом воз-
возбуждения и относящимся к нему пунктом
приема называют дистанцией х. Рас-
Расстояние между соседними пунктами приема
называют шагом приема (наблюде-
(наблюдения) Ах. Расстояние <• пункта возбуждения
до относящегося к нему ближайшего пункта
приема называют в ы н о сом г.
Расстояние между соседними "пунктами
возбуждения называют и н т е р^в алом
возбуждения А/ (взрывным интер-
интервалом).
В приведенных выше определениях пункты
возбуждения и приема относят к центрам
соответствующих групп.
Системы наблюдений на продольных про-
профилях изображают на плоскости годографа
при различном положении пунктов возбу-
возбуждения или на обобщенной плоскости [32].
Системы наблюдений на продольных npoj
филях изображают в плане в виде линий
этих профилей с обозначением пунктоз воз-
возбуждения.
Системы наблюдений
В настоящее время практически исполь-
используют только полные корреляционные системы
наблюдений, позволяющие прозодигь не-
непрерывную корреляцию полезных волн
вдоль протяженного участка профиля.
При уверенной корреляции отражений
применяют непрерывное одно-
однократное профилирование
(рис. VII.9, а, б) с возбуждением в центре
расстановки, либо на ее концах. При сильных
помехах вблизи пункта возбуждения при-
применяют непрерывное профилирование через
один 'интервал или через два интервала
(рис. VII.9, в, г). В сложных условиях при
затруднительной корреляции и для получе-
получения протяженных годографов с целью более
уверенного определения оЭф применяют
392
о, ог
о, о2 о.
о, о2 а3
V V V V У
о, о2 о3 о,,
os
о, о2 о3
XXX
О, 02 03 Oi,
О, 02 О3 Oi, 05 Off
Рис. VI 1.9. Примеры систем наблюдений
в'MOB
полуторное и двойное про-
профилирование (рис. VII.9, д, е, ж).
Специфической системой наблюдений яв-
является способ центрального
луча, применяемый преимущественно
в морской сейсмоакустике. В этом способе
используют каналы, располагаемые вблизи
пункта возбуждения. При этом регистри-
регистрируют отраженные волны, распространяющи-
распространяющиеся вдоль лучей, нормальных к отража-
отражающим границам.
При рекогносцировочной съемке и на
стадии опытных работ с целью предваритель-
предварительного изучения волнового поля в районе
исследований широко применяют сей-
сейсмозондирования. Система наблю-
наблюдений при этом должна обеспечивать получе-
получение информации о глубинах и углах наклона
исследуемых отражающих границ с доста-
достаточной степенью точности, а также определе-
определение эффективных скоростей. Различают л и -
нейные сейсмозондирования,
представляющие собой короткие отрезки
продольных профилей, и площадные
(крестовые, радиальные, круговые) сей-
сейсмозондирования, когда наблюде-
наблюдения производят на нескольких (от двух и
более) пересекающихся продольных или
непродольных профилях.
10 8 6 4 2
5
9 11
ЛВ9|
ПВ6
ПВ5
П92
TTR 1
а/т
/в
7/9
/5
4/6
/2
3/5
/I
1/2
\3
\
пвз
?\1
ЛВ4
ПВ7
5\3
\7
ПВ8
\
SV
V/
Рис. VII.10. Система наблюдений сейсмозон-
дированной по методу ОГТ (а) и монтаж сейс-
сейсмограмм (б)
Из линейных зондирований наибольшее
применение получили зондирования
общей глубинной площадки.
Взаимное расположение пунктов возбужде-
возбуждения и расстановок выбирают так, чтобы ре-
регистрировались отражения от одного уча-
етка изучаемой границы (рис. VII. 10, а).
Монтаж сейсмограмм осуществляют в соот-
соответствии с рис. VII. 10, б. Наиболее распро-
распространенные системы наблюдений на пло-
площадных зондированиях изображены на
рис. VII.11. Использование зондирования
по способу синтезированной апертуры
(рис. VII.II, в) позволяет изучить волновое
поле и характер отражающих границ на пло-
площади, равной, произведению полудлин двух
пересекающихся профилей.
Веерное сейсмозондирова-
сейсмозондирование представляет собой совокупность 7—12
радиальных профилей — лучей (длиной обыч-
обычно 500 м) с азимутами от 0 до 360° через рав-
равные интервалы и с пунктом возбуждения
в точке пересечения лучей —• центре зонди-
зондирования. Исследуют и используют для про-
пространственной интерпретации: времена при-
прихода отдельных волн ко всем точкам приема
на лучах, их первые и вторые производные
по расстояниям вдоль профилей (компоненты
градиентов времен и их производные), коор-
координаты минимумов годографов, кажущиеся
углы выхода, видимые амплитуды и периоды
записей.
Системы наблюдений на непродоль-
непродольных профилях применяют с целью
выявления угловых несогласий, выклини-
выклинивающихся пластов, выяснения местополо-
местоположения трассирования тектонических на-
нарушений. Для непрерывной корреляции
в случае узкой области прослеживаемое™
волн применяют дуговые профили
(рис. VII. 12, а). Радиусы дуг выбирают так,
чтобы обеспечить непрерывность корреля-
корреляции волн. При исследованиях на средние
глубины радиусы могут составлять 400—
1500 м. Шаг наблюдений по дуге при неболь-
небольших углах наклона границ может быть зна-
значительно большим, чем на продольных про-
профилях. Для определения элементов про-
пространственного залегания . границ наблю-
наблюдают по дополнительному не-
непродольному профилю АВ,
пересекающему продольный (рис. VII.12, б).
При этом пункты возбуждения находятся на
продольном профиле, а участок прослежи-
прослеживания на непродольном.
Для прослеживания и определения элемен-
элементов пространственного залегания круто-
крутопадающих границ, а также трассирования
тектонических нарушений применяют
сопряженные профили
(рис. VII. 12, в). Такие профили приблизи-
приблизительно параллельны; расстояние между
ними выбирают с учетом непрерывной кор-
корреляции волн; оно составляет 100—1000 м.
При регистрации на одном профиле пункт
возбуждения располагают на другом, и
наоборот. Такая система обеспечивает непре-
непрерывную корреляцию по сопряженным про-
профилям.
В последние годы широко применяют
многократные системы на-
наблюдений (с кратностью от 6 до 48
и более), позволяющие при обработке синте-
синтезировать указанные выше системы и соз-
создавать определенную направленность при-
приема. Они дают возможность использовать
избыточные независимые данные, относя-
относящиеся к общим участкам земной поверхности
и отражающим границам для учета искажений
амплитуд и времен в приповерхностной зоне
и более точного определения кинематических
и динамических параметров волн (см. гл. 5).
Наибольшее (почти повсеместное) распро-
распространение получило многократное
393
i -10, ::
профилирование, лежащее в основе
метода общей глубинной точки (МОП).
На обобщенной плоскости кратность си-
системы определяется числом точек пересече-
ния линий прямых и обратных ходов с перпен-
перпендикуляром, восставленным к развернутому
профилю.
В МОП используют центральные системы
(рис. VII. 13, а, б), системы с изменяющимся
пунктом возбуждения в пределах базы приема
(рис. VII. 13, в), фланговые односторонние
системы без выноса (рис. VI 1.13, г, д) и с вы-
выносом пункта возбуждения (рис. VII. 13, е),
а также фланговые двусторонние (встречные)
системы без выноса и с выносом пункта воз-
возбуждения (рис. VII.13, ж). К наиболее удоб-
удобным для производства, обеспечивающим ма-
кбимальную производительность относятся
системы, изображенные на рис. VI 1.13, а, б,
г—ж, при которых расстановку и пункт воз-
возбуждения смещают после каждого взрыва
в одном направлении на равное расстояние.
Многократное профилирование по не-
нескольким (от 3 до 9) сопряженным профилям
(рис. VII. 14) составляет основу способа
широкого профиля. Пункты на-
наблюдения располагают на центральном
профиле, а возбуждение производят последо-
последовательно с пунктов, расположенных на па-
параллельных сопряженных профилях. Крат-
Кратность прослеживания отражающих границ
по каждому из параллельных профилей мо-
Рис. VI1.11. Системы наблюдений площадных сейсмозондирований.
а — крестовых; б — дуговых; в — по способу синтезированной апертуры;
/ — пункты взрыва; 2 — пункты наблюдений; 3 — линии профилей; 4 — вертикальные сечения, в ко-
которых можно строить изображения среды
\ж ПИ*
Рис. VII.13. Системы наблюдений в МОГТ.
а, б, — центральные системы; в — система с пи-
пикетом взрывы в пределах базы приема; г. д —
фланговые односторонние системы без выноса
пункта взрыва; е — фланговая односторонняя
система с выносом пункта взрыва; ж — двусторон-
двусторонняя (встречная) фланговая система наблюдений
без выноса и с выносом пункта взрыва при на-
наличии препятствий на профиле между точками А
и В; 1 — пункты приема; 2 — пункты взрыва;
3 — трассы, составляющие общую глубинную
точку
жет быть различной. Общая кратность на-
наблюдений определяется произведением крат-
кратности прослеживания по каждому из сопря-
сопряженных профилей на их число.
Выбор параметров систем
наблюдении в MOB [32]
Параметры систем наблюдений в MOB
выбирают в соответствии с геологической за-
задачей на основе имеющегося производствен-
производственного опыта и специальных работ. Прежде
всего определяют зону прослежи-
прослеживаем о с т и, т. е. участок профиля, на
котором при определенном положении пункта
Рис. VI 1.14. Система многократных наблю-
наблюдений по способу широкого профиля.
/ — базовая система: //, ///. IV — системы на-
наблюдений по трем линиям взрывов
возбуждения можно коррелировать данные
отражения. Для этого используют резуль-
результаты специальных опытно-методических
работ, проводимых с целью изучения волно-
волнового поля (см. § 72), и теоретических расче-
расчетов, основанных на имеющихся представле-
представлениях о сейсмогеологической модели среды.
На плоскость годографа наносят годограф
фронта и тыла полезных волн и помех, на-
наблюдаемых в данном районе исследований
при выбранном способе возбуждения. Значи-
Значительную помощь оказывают данные ВСПГ
Располагая данными ВСП при различных
удалениях источника от скважин, определяют
области существования полезных волн
и волн-помех на вертикальном профиле и
на поверхности и их геологическую при-
привязку.
Участок наблюдений — это
отрезок профиля, на котором фактически
производят регистрацию при данном поло-
положении пункта возбуждения и пункта при-
приема. Его располагают внутри зоны прослежи-
ваемости. Основной задачей MOB является
изучение разреза в большом диапазоне глу-
глубин. Поэтому при выборе участков наблюде-
наблюдений учитывают наиболее сильные помехи,
которые обычно не удается ослабить поле-
полевыми .методическими средствами и при
обработке. Такими помехами являются звук
и сильные поверхностные волны от взрывов
в неглубоких скважинах (и в воздухе), а так-
также возбуждаемые невзрывными источниками.
395
Чтобы избавиться от таких помех, исполь-
используют определенный вынос
г =
где h — минимальная глубина;' разведки,
иср — средняя скорость до наиболее мелкого
горизонта, ,укп — кажущаяся скорость вол-
волны-помехи.
Максимальную ,;д и станцию
*тах выбцрают с учетом' глубины раз-
разведки, достаточной точности определения
аэф и ослабления кратных отражений сум-
суммированием по ОГТ, что приводит к увели-
увеличению хтах. При однократном непрерывном
профилировании хтах » 0,4—0,8/г, где h —
средняя глубина разведки. При многократ-
многократном профилировании, когда основной за-
задачей является ослабление кратных отраже-
отражений, величину хтах определяют из условия
обеспечения необходимой остаточной кру-
крутизны годографа ослабляемой кратной волны
[62]. При этом хтах достигает 2—3/г C—
5 км). Следует учитывать, что увеличение
*тах неизбежно приводит к нежелательным
явлениям: интерференции отражений от близ-
близких границ, регистрации сторонних (и в том
числе боковых) волн, возникающих в боль-
большом объеме пространства, неполным учетом
преломления на промежуточных границах,
что снижает разрешающую способность и
эффективность МОП.
Шаг приема Да; приближенно оце-
оценивают по кажущейся скорости vK и види-
видимому периоду полезных волн Т:
Дх
vKT
(VII.13)
При выборе величины Ах следует иметь
в виду, что от нее зависит производительность
работ и качество получаемого материала.
В большинстве районов при однократном
профилировании Дх обычно составляет 25—
50 м; в сложных сейсмогеологических усло-
условиях Дх уменьшают до 15 м. При многократ-
многократном профилировании Дх увеличивают до
50—100 м. Однако при решении таких задач,
как одновременное прослеживание мелких
и глубоких опорных горизонтов, а также
при обработке данных многократного про-
профилирования по МРНП Дл: существенно
уменьшают. В этих условиях целесообразно
использовать аппаратуру с повышенной ка-
нальностью D8, 72 и более) либо проводить
наблюдения по профилю раздельно с малым
A5—25 м) и большим A00 м и более) шагом
приема.
Интервал возбуждения А1
при однократном профилировании выбирают
равным *тах- При многократном профили-
396
ровании Д/ = -дт-, где N — кратность про-
профилирования. Обычно Д/ = п Дх, где я =
= 1, 2... Величина Д/ в МОГТ должна
удовлетворять условию Д/ <: А,/2, чтобы из-
избежать дополнительной горизонтальной и
наклонной направленности суммирования по
ОГТ.
Вынос устанавливают как при выборе
участка наблюдений, так и с целью улучше-
улучшения свойств направленности за счет линеари-
линеаризации функции запаздывания при суммиро-
суммировании по ОГТ. В этом случае вынос может
достигать 1 км и более {62]. Малые значения
Дх А
выноса, равные -~- и Дх, применяют для
ослабления влияния пункта возбуждения на
ближайшие каналы расстановки и установле-
установления симметрии расстановки относительно
пункта возбуждения.
Кратность профилирова-
Кратность профилирования N в МОГТ соответствует степени
накопления сигналов отражений и опреде-
определяется относительным уровнем помех. Крат-
Кратность профилирования оценивают по формуле
где А — амплитуда полезного сигнала; Ап —
амплитуда помехи.
Это выражение справедливо при: высокой
точности определения статических поправок,
правильно выбранном скоростном законе,
идентичных полезных сигналах на суммируе-
суммируемых каналах, линейности функции запазды-
запаздывания регулярных волн-помех, случайном
распределении энергии нерегулярных волн-
помех.
Практика показывает, что кратность бы-
бывает достаточной,, если
где Алр и Модн —'соответственно ампли-
амплитуды кратных и однократных волн.
. При выборе системы многократного профи-
профилирования на практике предпочтение обычно
отдается фланговым и выносным системам.
Однако центральные системы обладают луч-
лучшими статистическими и направленными
свойствами по сравнению с фланговыми. При-
Примером такой системы • является 12-кратное
профилирование с Д/= Дх (см. рис. VII.13,
б). Фланговые системы с тем же взрывным
интервалом Д/ обеспечивают лишь 6-кратное
профилирование (см. рис. VI 1:13, г). В данном
случае при сохранении взрывного интервала
удваивается кратность перекрытий или при
сохранении кратности вдвое уменьшается
объем буровзрывных работ.
Рис. VII.15. Системы наблюдений по способу
широкого профиля.
/ ~ профили источников; 2 — профили приемников
Для способа широкого про-
профиля (ШП) на рис. VII. 15 приведены
варианты систем наблюдений, которые отли-
отличаются параметрами Р, q> R, г, где Р — рас-
расстояние между линиями взрывов; q — рас-
расстояние между пунктами взрыва с различных
профилей при одной расстановке приемников;
R — вынос пункта взрыва на линии на-
наблюдения; г -^ сдвиг косы по профилю на-
наблюдения при производстве взрывов на этой
линии.
Если сдвиг г по отдельным профилям равен
qm (m — число линий взрыва), то создается
система с равномерным проецированием всех
пунктов взрыва на линию наблюдения.
Кратность перекрытия по профилю можно
определить по формуле
К
2qm '
где К—число приемных каналов.
Если г < qm, получается перекрытие про-
проекции пунктов взрыва с различных профилей
на линию наблюдения, что приводит к сни-
снижению эффективности системы по способу
широкого профиля. При q = 0 пункты взрыва
с различных профилей проецируются друг
в друга, т. е. наблюдается 100%-ное перекры-
перекрытие их и поперечное расположение пунктов
взрыва (рис. VII. 15, г). При этом суммарная
кратность совпадает с кратностью перекры-
перекрытия каждого в отдельности профиля.
Использование 24-канальной станции и
пяти линий взрыва система на рис. VII. 15, а
обеспечивает равномерное проецирование
всех пунктов взрыва на линию наблюдения
и 2—3-кратное перекрытие каждого профиля,
а в целом 10—15-кратное суммирование
общих глубинных точек. В системе на
рис. VII. 15, б наблюдается периодическое
перекрытие двух пунктов взрыва и 3-кратное
перекрытие по отдельным профилям, а в це-
целом 15-кратное суммирование. В системе
на рис. VII. 15, в отмечается перекрытие трех
пунктов взрыва, 6-кратное перекрытие каж-
каждого профиля и в целом 30-кратное суммиро-
суммирование. Система (рис. VII. 15, г) характери-
характеризуется полным перекрытием всех пунктов
взрыва, 6-кратным профилированием и в це-
целом 30-кратным суммированием.
§ 74. СИСТЕМЫ НАБЛЮДЕНИЙ
В МПВ [32]
При работах по МПВ наблюдения прово-
проводят на некотором удалении R от пункта
возбуждения, поскольку вблизи его прелом-
преломленные волны не прослеживаются. Целе-
Целесообразно располагать участок прослежива-
прослеживания волны в области ее первых вступлений.
Для правильного выбора участков просле-
прослеживания строят теоретические годографы
на основе априорной модели, а также резуль-
результатов опытно-методических работ. Анализ
волновой картины позволяет определить по-
положение области первых вступлений и зон
интерференции различных волн.
Допустимая длина участков наблюдения
ограничивается только техническими .воз-
.возможностями и ослаблением волн на большом
удалении.
Шаг лриема Л* оценивают по формуле
(VII. 13). При разведке неглубоких гори-
горизонтов Ах составляет 10—15 м. При раз-
разведке глубоких горизонтов Ал: можно уве-
увеличить до 100 м и более.
Для непрерывного прослеживания основ-
основных преломленных волн используют полные
корреляционные системы, содержащие на-
наблюдения из различных унктов возбужде-
возбуждения. Когда изучаемые преломленные волны
наблюдают в достаточно протяженной зоне
прослеживания, начинающейся на расстоя-
расстоянии R от пункта возбуждения, применяют
397
а
4/ V
Oo
простые типы корреляционных систем
(рис. VII. 16, а), аналогичные системам на-
наблюдений MOB через 1, 2, .... т взрывных
интервалов А/, определяемых соотношением
Рис. VII.16. Корреляцион-
Корреляционные системы наблюдений
в МПВ.
/ — зоны прослеживания пре-
преломленных волн; 2 — участок
регистрации волн
где D — длина участка прослеживания.
Если D < R, то наименьшее целое число т
пропускаемых интервалов должно превы-
Н
шать отношение
D '
Часто для различных преломленных волн,
регистрируемых одновременно, применяются
отдельные системы наблюдений, поскольку
области их прослеживаемости не совпадают
(рис. VII. 16, в, г). Иногда системы наблюде-
наблюдений изменяют вдоль профиля в зависимости
от изменений сейсмогеологических или по-
поверхностных условий (рис. VII. 16, б, д).
Интерпретация годографов преломленных
волн может быть уверенной при наличии
двух встречных пересекающихся годографов,
относящихся к одному участку преломля-
преломляющей границы (рис. VII. 17, а). Если область
пересечения мала или отсутствует, то система
встречных годографов оказывается неинтер-
претируемой (рис. VII. 17, б). В МПВ, как
правило, применяют системы нагоня-
нагоняющих годографов (рис. VII. 18, а).
Исходя из предположения о скольжении
преломленной волны, что устанавливается
признаком параллельности нагоняющего и
нагоняемого годографов, путем параллель-
параллельного смещения по оси времен одного из
годографов получают сводный годограф.
Длина участков перекрытия нагоняющих
и нагоняемых годографов должна быть до-
достаточной для надежного определения их
398
формы и составляет обычно 20—50% длины
годографов. При определении эффекта про-
проницания перекрытия могут быть большими,
вплоть до создания систем двойного просле-
прослеживания (рис. VII.18, б).
Рис. VI 1.17. Системы встречных интерпрети-
интерпретируемых (а) и неинтерпретируемых (б) годогра-
годографов
VSAA
о, az o3 a4
' xxxy
ччЛ.Л,/Х\
О, 0z 03 Z74
Рис. VI1.18. Система нагоняющих годогра-
годографов в МПВ
ххххххх>
о, о2
ххх>
о„ о5 о6
/ХАЛЛЛЛ
ххххххх
о, oz о3
а5 о6
Рис. VI 1.19. Неполные корреляционные си-
системы наблюдений в МПВ
В простых сейсмологических условиях,
когда преломленные волны хорошо выде-
выделяются по форме записи и кажущимся скоро-
скоростям и нагоняющие годографы параллельны
нагоняемым, применяют неполные системы
наблюдений (рис. VII. 19).
Специфические задачи решают с помощью
непродольных профилей в сочетании с про-
продольными. Истинные углы и азимуты падения
границ определяют с помощью системы не-
непродольных профилей, пересекающих про-
продольный профиль под углами, близкими
к прямым (рис. VI 1.20, а). Для определения
угловых несогласий в залегании преломля-
преломляющих границ применяют дуговые про-
профили, корреляционно увязанные с про-
продольными (рис. VII.20, б). Крутопадающие
преломляющие границы прослеживают при-
применением системы сопряженных
профилей, направленных вкрест про-
простирания преломляющих границ (рис. VII.20,
в). Аналогичная система используется для
трассирования тектонических нарушений. Не-
Непродольные профили располагают в областях
прослеживаемости изучаемых преломленных
волн. В целях избежания больших искаже-
искажений за счет явления проницания наблюдения
на непродольных профилях обычно проводят
по возможности ближе к внутренним грани-
границам областей прослеживаемости. К суще-
существенным погрешностям может привести при
использовании непродольных профилей не-
недостаточный учет изменений граничных ско-
скоростей и рельефа границы между пунктом
возбуждения и профилем.
При региональных исследованиях, про-
проводимых с целью выяснения общих черт
геологического строения, применяют упро-
упрощенные системы наблюде-
наблюдений. Необходимым условием является воз-
возможность дискретной корреляции волн на
удаленных друг от друга участках наблюде-
наблюдений по характерным признакам — соотноше-
соотношениям кажущихся скоростей и амплитуд
•х—
—х-
°\
в
о,
—X-
Рис. VI 1.20. Системы наблюдений в МПВ на
непродольных профилях
а
А X X V
о, ог
X X /X
X X > X
/ Ч /
о, о,
о,. о.
Рис. VII.21. Системы наблюдений в точечном
сейсмозондировании МПВ
399
отдельных волн, взаимного расположения
записей этих волн на сейсмоленте, частотным
особенностям и форме колебаний.
Для изучения волновой картины в данном
районе применяют параметриче-
параметрические зондирования, которые пред-
представляют собой непротяженные продольные
профили, на которых подробно определяют
особенности изучаемых преломленных волн,
изучают системы дискретной корреляции
и т. д. Системы наблюдений при параметри-
параметрических зондированиях обеспечивают получе-
получение полных корреляционных систем вдоль
продольного профиля для всех волн, подле-
подлежащих изучению.
В районах сравнительно спокойного зале-
залегания изучаемых границ для регионального
прослеживания одного опорного преломляю-
преломляющего горизонта применяют точечные
зондирования (ТЗ). При этом ис-
используют корреляционные системы, состоя-
состоящие из встречных (рис. VII.21, а) или на-
нагоняющих годографов (рис. VII.21, б). Длина
участка прослеживания составляет от 1,5 км
при малых глубинах до 5—6 км при значи-
значительных глубинах залегания изучаемых гра-
границ.
§ 75. СЕТИ ПРОФИЛЕЙ
Для каждой разведочной площади суще--
ствует нижний предел числа наблюдений,
ниже которого невозможно построение струк-
структурных карт и схем, а также верхний предел
числа наблюдений, выше которого точность
построений не увеличивается, и, следова-
следовательно, дальнейшее сгущение сети наблюде-
наблюдений нецелесообразно. На выбор рациональ-
рациональной густоты сети наблюдений влияют сле-
следующие факторы: форма границ, диапазон
изменения глубин залегания, погрешности
измерения в точках наблюдения, сечение
сейсморазведочных карт и др. Приемлемых
для практики математических зависимостей
пока не найдено, в связи с чем приходится
пользоваться приближенными выражениями,
которые в ряде случаев бывают достаточными
для практического использования (см. §82).
Различают три стадии сейсморазведочных
работ: региональную, поисковую и деталь-
детальную. На региональной стадии профили от-
отрабатывают по редкой сети с расстоянием
между ними до 10—20 км. В эту стадию
на основании предыдущих геолого-геофизи-
геолого-геофизических исследований намечают наиболее ве-
вероятное расположение основных структур-
структурных элементов, размеры и амплитуды иско-
искомых поднятий и т. п. Основные профили
стремятся направлять вкрест простирания
структур. От этого правила отступают при
проведении связующих профилей и увязке
со скважинами.
400
На стадии поисковых и детальных площад-
площадных работ густота сети изменяется в зави-
зависимости от геологических задач, сейсмогео-
догических и топографических условий,
а также от качества сейсмического материала,
необходимости увязки профилей между собой,
привязки их к скважинам, определения
средних и граничных скоростей. Расстояния
между профилями определяют с учетом кон-
конкретных геолого-геофизических условий.
При поисковых работах расстояние между
соседними профилями не должно превышать
половины предполагаемой длины большой
оси исследуемой структуры, и обычно оно
составляет не более 4 км. При детальных
исследованиях густота сети профилей в раз-
разных частях структуры различна и не превы-
превышает обычно 2 км. Сгущение сети профилей
производят в наиболее интересных местах
структуры (свод, линии нарушения, зоны
выклинивания и т. д.). Максимальное рас-
расстояние между связующими профилями не
превышает удвоенного расстояния между
разведочными профилями.
При наличии разрывных нарушений на
площади исследования в каждом из крупных
блоков усложняют сеть профилей для созда-
создания замкнутых полигонов. Если размеры
блоков небольшие, то проводят только свя-
связующие профили. Разведку соляных куполов
осуществляют по радиальной сети профилей
с их пересечением над сводом купола, а свя-
связующие профили проходят по периферии
купола.
При проведении сейсмических работ на
площади, где ранее выполнялись сейсмиче-
сейсмические исследования, сеть новых профилей
должна частично повторять старые профили
для сопоставления качества нового и старого
материалов.
При наличии на изучаемой площади сква-
скважин глубокого бурения они должны быть
увязаны в общей сети сейсмических на-
наблюдений, и пункты взрыва и приема должны
располагаться вблизи скважин.
Профили должны быть по возможности
прямолинейными с учетом минимальных сель-
сельскохозяйственных потрав- При работах по
МОП на угол излома профиля должны быть
наложены ограничения, поскольку угол на-
наклона и направление падения границы могут
быть оценены до начала полевых работ лишь
приблизительно, а учет и коррекция этих
величин в процессе суммирования пред-
представляют значительные трудности. Если при-
принимать во внимание только искажения ки-
кинематики волн, то допустимый угол излома
можно оценить по соотношению
а = 2 arcsin
tg<p'
ос,граЭус
0,5 1,0 1,5 2,0 2,5 3,0 3,5 4,0 к,5
150
100
50
Рис. VI 1.22. Палетка допустимых углов из-
излома профиля в МОГТ (по Б. В. Шальнову)
., 2ДЛ
где At0 = приращение времени по
уср
нормали к границе; хтах — максимальное
удаление; ср — угол падения границы.
Зависимость величины а как функции
обобщенного аргумента
V
для различ-
различных хтах показана на рис. VII.22, который
может быть использован в качестве палетки
для оценки допустимых значений угла излома
профиля при конкретных предположениях
о строении среды. Задавшись допустимой,
величиной расфазирования слагаемых им-
импульсов (например V4 периода Т), рассчиты-
рассчитывают значение аргумента для максимально
возможного угла падения границы и мини-
минимально возможной средней скорости распро-
распространения волн. Ордината кривой с пара-
параметром хтах при этом значении аргумента
укажет максимально допустимый угол из-
излома профиля.
Участки местности с неблагоприятными
сейсмогеологическими условиями (болота,
дюны и т. п.), а также с высоким уровнем
промышленных помех по возможности об-
обходят. В первую очередь отрабатывают основ-
основные профили. Расположение связующих про-
профилей определяют в соответствии с резуль-
результатами, полученными на основных профилях.
Для определения точного расположения
профилей еще во время проектирования
проводят первую рекогносцировку профилей.
Детальную рекогносцировку проводят в пе-
период полевых работ.
§ 76. ТЕХНОЛОГИЯ ПОЛЕВЫХ
РАБОТ НА СУШЕ
Расстановка приемников
Каждую группу приемников включают
в отдельный провод, соединяющий ее с сей-
смостанцией. При использовании трехком-
понентных приемников или азимуталь-
азимутальных установок в одном пункте наблюдения
устанавливают по три приемника и больше,
из них каждый включают в отдельный провод.
Провода, соединяющие приемники с сейсмо-
станцией, связывают в косы или применяют
многожильные кабели, при перевозке ко-
которых их сматывают на катушки, установлен-
установленные на специальной автомашине. Если линия
профиля проходит по непроходимой для
автомашин местности, косы переносят вруч-
вручную. В некоторых районах применяют су-
сухопутные боны, которые волочат трактором.
При конвейерном способе во время
работы сейсмической станции на одной сто-
стоянке устанавливают второй комплект сейсмо-
приемников и кос на следующей стоянке.
Применение этого способа повышает произ-
производительность и экономичность работ, С одной
стоянки на другую косы перемещают спосо-
способом параллельного переноса; первый прием-
приемник последующей стоянки помещают на
место последнего приемника предыдущей
стоянки. Эти приемники, называемые свя-
связующими, служат для сопоставления сейсмо-
сейсмограмм, полученных на соседних стоянках.
Совокупность сейсмических записей, полу-
полученных на одной стоянке при возбуждении
волн в одном пункте, образует одну физи-
физическую точку, которая служит для
измерения объема сейсморазведочных работ.
В наиболее простом способе ведения работ,
называемом одноточечным, стоянку
приемников располагают симметрично отно-
относительно пункта возбуждения. При непре-
непрерывном профилировании MOB каждая по-
последующая стоянка занимает половину длины
предыдущей. Работы ведут с одним в зрывным
пунктом при сравнительно коротких косах.
Для ускорения применяют сквозные косы,
которые могут быть присоединены к станции
любым из концов.
В МОГТ, который характеризуется боль-
большими расстояниями взрыв—прибор и сравни-
сравнительно небольшими расстояниями между
пунктами взрыва, применяют два приема,
не требующие переноса косы после каждого
взрыва.
Первый прием предусматривает использо-
использование двусторонних сейсмокос, каждая из
которых рассчитана на 24 канала. Как пра-
правило, используются три таких косы при
работах с 24-канальной станцией либо четыре
при работах с 48-канальной станцией. Ком-
Комплект сейсмокос укладывают вдоль профиля
и подключают группы сейсмоприемников.
Косы соединяют с входом сейсмостанции
через специальный 48-канальный либо 72-
канальный коммутатор, позволяющий опера-
оператору в нужный момент выбрать требуемые 24
или 48 каналов (рис. VII.23, а). Например,
перед первым взрывом на вход сейсмостан-
401
2 3
_А А
25
2
д
.7
4
и
А
27
А
. 26
А
'25
21* 25
48
/ 2 3 li 5 6 7 8 9 10 JJ 12 13 74 15 15 17 Iff 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28
Рис. VII.23. Технология проведения полевых работ по МОГТ.
а — использование двусторонних кос по 24 канала; б — использование секционных кос по четыре ка-
канала; / — пункты взрыва; 2 — пункты приема
ции подключаются 1—24 каналы, перед
вторым взрывом (при 12-кратном перекры-
перекрытии) 2—25 каналы и т. д. Одна 48-канальная
расстановка обеспечивает прием 25 взрывов
без дополнительной перестановки. Как только
регистрация на первой косе заканчивается,
она перемещается на новую стоянку, а сей-
смостанция либо переезжает на длину второй
косы для подключения третьей косы, заранее
подготовленной к работе, либо остается на
месте и каналы третьей косы подключаются
с помощью коммутатора.
Второй прием предусматривает использо-
использование секционной двусторонней косы. Каж-
Каждая секция (рис. VI 1.23, б) включает четыре
канала и последовательно перемещается, как
только заканчивается прием на ее длине.
Этот прием мобильнее первого, но требует
надежных и простых в обращении соедини-
соединительных переходников.
Работы по смотке и размотке косы и рас-
расстановке сейсмоприемников рекомендуется
проводить разными группами рабочих.
Транспортировка секций косы и сейсмопри-
сейсмоприемников осуществляется специальными авто-
автомобилями. Необходима радиосвязь между
группой размотки косы и сейсмостанцией.
Группа смотки получает информацию о ходе
работ от взрывника, имеющего постоянную
радиосвязь с оператором.
В промежутке между взрывами оператор
производит регулировку аппаратуры, запол-
заполняет рапорт и протоколы пунктов взрыва
402
(ПВ). Для каждого 2-го или 3-го взрыва
воспроизводят магнитную запись с пара-
параметрами, установленными при регистрации.
По результатам воспроизведения оценивают
правильность выбранных параметров, ха-
характер работы аппаратуры, правильность
подключения кос и т. Д.
В процессе проведения полевых наблюде-
наблюдений оформляются следующие документы:
1) протоколы и абрис ПВ (табл. VJI.7 и
VII. 8); 2) сменные рапорты оператора
(табл. VII.9); 3) регистрационный лист
(табл. VI 1.10).
Перезаписи всего материала, полученного
за рабочий день, для первичной обработки
со специально подобранными фильтрами,
выполняются после окончания работы на
профиле в тот же день.
Буровые работы [9, 100]
При взрывном возбуждении в состав сейс-
сейсмической партии входят буровая бригада,
работой которой руководит старший буровой
мастер или инженер по бурению. Перед
началом работ проводят рекогносцировку
местности, выбирают подъездные пути к про-
профилям и ближайшим водоемам для обеспече-
обеспечения водой буровых установок. Учитывают
подземные и наземные коммуникации, ЛЭП
и промышленно-гражданские' сооружения.
Перед выездом на профиль буровому мастеру
Протокол ПВ
Таблица VII.7
О)
<а к
аз к
га »s
СО PQ Q}
w о ч
Й (О 5
Дата
Подпись
Название землепользователя
Адрес землепользователя
Замечания
Профиль
Район работ
? о «5
s: щ ь
да и к
СО «U Е=Г
м tr ©
«SO
«ко
> х м
со
Положение ПВ относительно линии профиля, от-
отклонения
Глубина
верхней
кромки
заряда, м
П— В—
Глубина
нижней
кромки
заряда, м
П— В—
Число
скважин
П—
В—
П В
Общий заряд -
число детона-
детонаторов/взрыв -
Тип ВВ
Подпись
взрывника
дата
П— | В—
время
взрыва
I
Условия взрыва, характер помех, отсутствующие
каналы, обратная полярность и т. д.
п
я
«
3
о,
со
Ш
о
3
03
Примечание. П — скважины, находящиеся на линии профиля; В — выносные скважины.
403
Таблица VII.8
Абрис ПВ
Описание разреза
СКВ1ЖИНЫ
Г — глина
П — песок
С — суглинок
Сп — супесь
Гр — гравий
Глубина
Порода
Дата
Подпись
Абрис
Данные листа топокарты
Масштаб
№
Название листа
Координаты, м
Долгота
Широта
Направление про-
профиля, градус
«
Высота над уровнем
моря, м
ПВ
Взрывная
скважина
404
Регистрационный лист
Таблица VII.10
МГ СССР
Союзгеофизика, КГЭ
Регистрационный лист Сейсмостанция ССЦ-3
Сейсмическая партия
Район работ
Профиль
Перекрытие
Система наблюдений
Дата
№ сейсмостанции -
№ магнитной ленты
Продолжительность регистрации
Число каналов
№ магнитограмм
Направление профиля-
Положение каналов
расстояние между ПВ А/, м
расстояние между центрами групп
сейсмографов А*
Расстояние от ПВ до центра 1-й груп-
группы сейсмоприемников 30
Расстояние от устья скважины до сей- 31
смоприемника вертикального времени 32
Каналы
1—24 -
25
26
27
28
29
Шаг квантования
Плотность записи
Задержка начального уси.
ления
Примечание
Оператор —
Технические характеристики буровых установок
Таблица VII.11
Основные параметры
Глубина бурения, м
Диаметр бурения, мм
Диаметр буровых штанг, мм
Число оборотов вращателя
в мин
Высота мачты, м
Грузоподъемность лебед-
лебедки, т
Скорость навивки каната
на барабан, м/с
Мощность двигателя, л. с.
Производительность насоса,
л/мин
Давление в насосе, МПа
Масса станка, кг
Базовый транспорт
Тип установки
УРБ-2А
200
168
60
106; 210;
320
9,5
2,5
0,67;
1,32;
2,03
90
300
4
10 050
Автома-
Автомашина
ЗИЛ-157
ЗИЛ-131
АВБ-ТМ
100
140
60,3
52; 334
9,42
1,25
0,24;
1,58
108
250
3
14,83
Трактор
Т-100М
УРБ-2А2
200
200
60,3
0—125;
0—335
8,3
2,5 D)
'0—0,64
104
390
4F).
10,06
Автома-
Автомашина
ЗИЛ-157
ЗИЛ-131
УГБ-50М
50
230
70; 125;
200
8
2,5
0,64;
1,24;
1,98
38
5800
Автома-
Автомашина
ГАЗ-63
УГБ-50Ш
50
180
65; 115;
180
7,3
2,5
0,64;
1,24;
1,98
38
5100
Автома-
Автомашина
ГАЗ-66
УШБ-16
80
273
105; 177;
292
8,25
2,5
1,4
109
,_
2520
Без авто-
автомашины
ЗИЛ-157К
406
выдается абрис отрабатываемого участка про-
профиля и протоколы тех пунктов взрыва, кото-
которые предполагается пробурить в этот день.
Бурение скважин осуществляют в основном
вращательным способом с выносом выбурен-
выбуренной породы промывочной жидкостью, сжатым
воздухом или шнеками. Применяют самоход-
самоходные буровые установки УРБ-2А, УРБ-2А2,
УГБ-50М, АВБ-ТМ и др. (табл. VII.И).
Бурение скважин в неустойчивых породах
производят с промывкой глинистым раство-
раствором. В исключительных случаях неустой-
неустойчивые породы перекрывают колонной обсад-
обсадных труб, при этом применяют гладкие
(безмуфтовые) трубы (табл. VI 1.12). Обсадка
обычно применяется в случае многократного
использования скважин при работах ВСП.
Диаметр скважин должен на 10—20 мм
превышать диаметр применяемых зарядов
для свободного их погружения на забой.
Глубина бурения на 10% больше глубины
Таблица VII.12
Характеристика обсадных труб
Таблица VII.14
Размеры долот РХ, наиболее часто
применяемых в сейсморазведке
Нормальный
размер
обсадных труб, мм
Диаметр
на-
руж-
ружный
146
127
108
89
73
вну-
трен-
тренний
137
118
99,5
81,0
65,5
Толщина
стенки
4,5
4,5
4,25
4,0
3,75
Межтруб-
Межтрубные за-
зазоры.
мм
5,0
5,0
5,25
4,0
4,25
Масса
1 м
стальной
трубы, кг
15,7
13,59
10,87
8,38
6,40
Таблица VII.13
Размеры шарошечных долот, наиболее
часто применяемых в сейсморазведке
Параметр
Диаметр до-
долота на ша-
шарошке, мм
Высота до-
долота, мм
Масса доло-
долота, кг
Е[
<N
112
175
4,95
Тип
—
CN
112
175
4,95
долота
<N
-
ffl
со
112
177
4,95
CN
н
со
QQ
132
180
5,4
Параметр
Размер лопат-
лопатки долота в
заправленном
и армирован-
армированном виде, мм
Высота до-
долота, мм
Масса доло-
долота, кг
Тип долота
и
:»
—
из
с
112
—
—
СО
а
СО
132
175
3,44
о
CN
-13
а
Е[
<?>
132
186
5,2
5IM
*—
3
а
~*
151
235
5,33
о
51М
3
а
~™
151
215
6,4
погружения заряда. Диаметр скважин со-
составляет 90—200 мм и зависит от вида при-
применяемых ВМ, типа и размера буровых- на-
наконечников (табл. VII.13 и VII.14).
В процессе бурения бурильщик ведет
сменный рапорт, в котором указывает тех-,
нические сведения и дает краткое описание
литологического разреза пробуренных сква-
скважин для уточнения категории буримости
(табл. VII. 15).
Взрывные работы
Для- производства взрывных работ в сейс-
сейсмической партии организуется одна или
несколько взрывных бригад, работой которых
руководит ответственный руководитель взрыв-
взрывных работ — старший техник или инженер
по взрывным работам.
Количество и массу зарядов, глубину их
погружения в скважины в каждом случае
устанавливает геофизик-оператор на осно-
основании данных сейсмокаротажа, нивелиро-
нивелирования, опытных работ и т. д. Используют ВВ,
указанные в табл. VII. 1, VII.2. Заряды ВВ
взрывают с помощью электродетонаторов
мгновенного действия ЭД-8-56 и специаль-
специальных сейсмических электродетонаторов. По
прибытии на пункт взрыва взрывник обязан
проверить состояние подготовленной сква-
скважины путем опускания шаблона на забой,
установить глубину, уровень воды. При
условии пригодности скважины к работе
взрывник определяет безопасное расстояние
для людей, зданий и сооружений, обозна-
407
Таблица VII.15
Классификация крепости пород по М. М. Протодьяконову
Кате-
Категория
крепости
пород
I
II
III
Ша
IV
IVa
V
Va
VI
Via
VII
Vila
VIII
IX
X
Степень
крепости
В высшей
степени креп-
крепкие
Очень крепкие
Крепкие
»
Довольно
крепкие
То же
Средней кре-
крепости
То же
Довольно
мягкие
То же
Мягкие
»
Землистые
Сыпучие
Плывучие
Порода
Плотный и вязкий кварцит, исключительные по кре-
крепости другие породы
Гранитовые породы, кварцевый порфир, гранит, крем-
кремнистый сланец, менее крепкий, чем указаны выше,
кварцит, самые крепкие песчаник и известняк
Гранит (плотный) и гранитовые породы, очень креп-
крепкие песчаник и известняк, кварцевые рудные жилы,
крепкий конгломерат, очень крепкая железная руда
Известняк, некрепкий гранит, крепкий песчаник,
крепкий мрамор, доломит, колчедан
Обыкновенный песчаник, железная руда
Песчанистый сланец, сланцевый песчаник
Крепкий глинистый сланец, некрепкие песчаник и
известняк, мягкий конгломерат
Разнообразные сланцы (некрепкие), плотный мергель
Мягкий сланец, очень мягкий известяк, мел, камен-
каменная соль, гипс, мерзлый грунт, антрацит, обыкновен-
обыкновенный мергель, разрушенный песчаник, сцементирован-
сцементированная галька, каменистый грунт
Щебенистый грунт, разрушенный сланец, слежавшаяся
галька и щебень, крепкий каменный уголь, отвердев-
отвердевшая глина
Глина плотная, мягкий каменный уголь, обводненные
суглинки
Легкая песчанистая глина, лёсс, гравий
Растительная земля, торф, легкий суглинок, сырой
песок
Песок, осыпи, мелкий гравий, насыпная земля, добы-
добытый уголь
Плывуны, болотистый грунт, разжиженный лёсс и дру-
другие разжиженные грунты
Коэффи-
Коэффициент
крепости
20
15
10
8
6
5
4
3
2
1,5
1
0,8
0,6
0,5
0,3
чает опасную зону красными флажками и
плакатами «Стой! Ведутся взрывы». Бригада
взрывника с наветренной от скважины сто-
стороны располагает оборудование и сменный
запас ВВ. Опасная зона устанавливается
с учетом глубины скважины, максимальной
массы заряда, характера пород, пройденных
скважиной, и рельефа окружающей местности,
но не ближе 30 м от скважины. При группи-
группировании взрывов на больших базах ведется
охрана всей опасной зоны постами, располо-
расположенными в пределах взаимной видимости.
Закончив подготовительные работы, взрыв-
взрывник докладывает оператору, получает раз-
разрешение на подготовку скважины к взрыву,
заряжает скважину и по команде оператора
производит взрыв. Взрывы проводят на
408
3—10 м ниже ЗМС либо на выбранных по
результатам опытных работ глубинах.
По истечении не менее 5 мин после произ-
производства взрыва взрывник обязан осмотреть
места и определить характер разрушений.
При обнаружении вздутий, трещин, котлова-
котлованов, завесов и т. п., создающих услозия для
последующего обрушения, взрывник докла-
докладывает об этом геофизику-оператору, а также
лицу, ответственному за ликвидацию по-
последствий взрывных работ, и обеспечивает
охрану места взрыва.
Ликвидация последствий взрыва произ-
производится в строгом соответствии со специаль-
специальной инструкцией [43].
Для повышения производительности сейс-
моразведочных работ применяется предвз -
.5
Рис. VI1.24. Устройство двурезцового погру-
жателя ДШ.
/ — нож-резец* 2 — нож заваливающий; 3. — ка-
катушка с ДШ B шт ); 4 — отверстие крепления
ножа пальцами; 5 — пружина прицепная; 6 —
тяга регулировки горизонтальности и заглубле-
заглубления; 7 — каток-ограничитель; 8 — кнопка сиг-
сигнала; 9 — трубка с воронкой подачи ДШ
рительное бурение и заряжание скважин [45].
Заранее подготовленные заряды используются
через несколько часов или суток. Чтобы
обеспечить сохранность заряда, применяют
специальные заглушки для скважины с рас-
распорными приспособлениями, предотвраща-
предотвращающими доступ к участковым проводам и за-
заряду посторонним лицам. Ключ от замка
заглушек находится у взрывника.
При использовании ЛДШ шнур помещают
в грунт с помощью погружателя линейных
зарядов (ПЛЗ), смонтированного на навес-
навесном плуге [42]. Буксировка ПЛЗ произ-
производится мощным трактором. Основным узлом
погружателя является нож-резец, который
при движении образует узкую борозду глу-
глубиной 0,4—0,8 м, в которую через специаль-
специальное трубчатое устройство укладывается де-
детонирующий шнур (рис. VII.24), разматывае-
разматываемый с бухты, помещенной на катушку по-
погружателя. При движении трактора взрыв-
взрывник наблюдает за ходом укладки ДШ. Ка-
Кабину трактора сзади оборудуют железной
заслонкой, исключающей возможность пора-
поражения тракториста и взрывника при случай-
случайном взрыве бухты ДШ.
Хранение взрывчатых
веществ [37]
Взрывчатые вещества требуют особых
условий хранения (табл. VII. 16), установлен-
установленных «Едиными правилами безопасности при
взрывных работах». Выполнение этих правил
контролируют организации Госгортехнадзо-
ра, а охрану складов ВВ — учреждения
милиции. Взрывчатые вещества должны хра-
храниться только в специальных складах.
При производстве временных работ до-
допускается кратковременное хранение ВВ
в упрощенных и передвижных складах,
соответствующих требованиям установленных
правил (рис. VII.25).
Все действующие и вновь вводимые в экс-
эксплуатацию склады для постоянного и вре-
временного хранения ВВ должны быть заре-
зарегистрированы на основании акта приемки
в организациях Госгортехнадзора СССР,
Госгортехнадзора РСФСР или горнотехни-
горнотехнических инспекций министерств и союзных
республик. Кратковременные и передвиж-
передвижные склады в указанных организациях не
регистрируют, но сообщают об открытии
складов до завоза в них ВВ.
Получение разрешений
и перевозка ВВ
Сейсмические партии или экспедиции до
начала работ обязаны получить непосред-
непосредственно от контролирующей организации
(Госгортехнадзора СССР, Госгортехнадзора
РСФСР, горнотехнических инспекций ми-
министерств и союзных республик) р а з р е -
шение на право производ-
производства взрывных работ.
На право хранения ВВ получают письмен-
письменное разрешение от республиканского или
городского учреждения милиции на основа-
основании письма начальника партии (экспедиции)
и копии акта, составленного комиссией
о приемке склада ВЗ.
Разрешение на приобретение ВВ выдается
республиканскими, краевыми, областными,
городскими и районными учреждениями ми-
милиции на основании заявления начальника
партии или экспедиции и свидетельства на
Рис. VII.25. Схема передвижного склада ВВ
в балке.
/ — балок; 2 — тракторные сани; 3 — двери; 4 —
засыпка шлаком; 5 — помещение для хранения
ВВ; 6 — помещение для хранения СВ; 7 — ящик
для электродетонаторов (изнутри обит войлоком);
8 — столик для выдачи электродетонаторов (обит
войлоком и имеет бортики); 9 — щиты с противо-
противопожарным инструментом; 10 — ящики с песком;
11 — прицепы
409
Таблица VII.16
Некоторые виды кратковременного хранения В В
в сейсморазведочных партиях
Условия крат-
кратковременного
хранения
В нежилых
строениях,
землянках и
других поме-
помещениях
В железно-
железнодорожных ва-
вагонах:
двуосных
четырехосных
В специально
приспособлен-
приспособленных плавучих
судах
На лодках,
оборудован-
оборудованных деревян-
деревянными ларями,
закрытыми
брезентом
На техниче-
технических судах
морского и
речного флота
(в специально
отведенных
каютах, отсе-
отсеках или на
палубе)
На автомаши-
автомашинах, повозках,
санях
В специальных
балках, на
тракторных
санях
В шалашах,
палатках, пе-
пещерах, и т. п.
На площадках,
приспособлен-
приспособленных для хра-
хранения ВВ
Предельный
срок хране-
хранения, мес.
12
12
12
12
10
1
На срок
продолжи-
продолжительности
рейса
На срок
продолжи-
продолжительности
работ
То же
12
2
Предельное количество
при совместном хранении
ВВ, т
3
1
2
25%
грузо-
подъем-
подъемности,
. но не
более
6 т
0,2
1,5
Не более
2/3
грузо-
подъем-
подъемности
То же
3
ЭД, шт.
10 000
5 000
10 000
10 000
660
6 000
5 000
5 000
10 000
ДШ, м
1000
2000
1000
1200
Необхо-
Необходимое
количе-
количество
То же
Необхо-
Необходимое
количе-
количество
при раздельном хранении
ВВ, т
18
3
6
50%
грузо-
подъем-
подъемности,
но не
более
10 т
0,1
на 1 м3
храни-
хранилища
¦
18
ЭД, шт
25 000
10 000
20 000
30 000
1000
25 000
ДШ. м
-
1000
2000
2000
—
—
—
—
Необхо-
Необходимое
количе-
количество
В зависимости от потребности и условий хранения
410
право приобретения ВВ, выданного непо-
непосредственно контролирующей организацией.
ВВ перевозят со склада одного
предприятия на склад другого предприятия
различных ведомств независимо от их тер-
территориального расположения, а также со
склада на склад одного и того же предприя-
предприятия, расположенных на территории разных
областей, краев и республик, не имеющих
областного деления, по разрешениям район-
районных, городских, областных, краевых и рес-
республиканских учреждений милиции; с одного
склада на другой, принадлежащий одному
и тому же предприятию, в пределах области,
края и республики, не имеющих областного
деления, — по наряду-накладной, выданной
руководителем или главным инженером пред-
предприятия; со склада к местам производства
взрывных работ— по наряду-путевке, подпи-
подписанной руководителем, отвечающим за взрыв-
взрывные работы.
Передвижение автомобилей и повозок
с ВВ, оборудованных под передвижные
склады для хранения этих материалов,
в пределах области, а также края и респуб-
республики, не имеющих областного деления, до-
допускается по разрешениям, выдаваемым уп-
управлениями милиции республик или городов.
Сейсморазведочные работы
в особых условиях
Особенности работ в боло-
болотистых и залесенных райо-
районах связаны с транспортными затрудне-
затруднениями и сложностью поверхностных и топо-
топографических условий. В залесенных районах
бригады лесорубов под руководством гео-
геодезиста прорубают просеки вдоль линий про-
профилей. Применяют ручные бензопилы и
«кусторезы», смонтированные на гусеничных
тракторах. Просеки расчищают бульдозе-
бульдозерами.
В болотистых районах перед началом работ
производят рекогносцировку, устанавливают
тип, размеры и глубину болота, состав
толщи и прочность покрова. Геодезическая
бригада намечает пути прохода по болоту
и соответственно разбивает профиль. О про-
проходимости судят по микрорельефу земной
поверхности и растительности. Иногда при-
применяют болотные тракторы. Работы в боло-
болотистых районах целесообразно проводить
зимой, когда болота замерзают. В некоторых
районах со множеством озер и развитой реч-
речной системой, особенно затрудняющих ис-
использование наземного транспорта, для сейс-
сейсмозондирований на больших площадях при-
применяют вертолеты.
В болотистых и залесенных районах сейсмо-
графные косы часто разматывают вручную.
Кроме переносных применяют и обычные
сейсмостанции, смонтированные .в балках,
установленных на тракторных санях. Ис-
Используют балки, обшитые 3 или 4-миллиме-
4-миллиметровым листовым железом, что позволяет
протаскивать их по бурелому.
Особенности работ в зим-
зимних условиях и в северных
районах связаны с низкими температу-
температурами и бездорожьем. В северных районах
возникают затруднения при выделении по-
полезных волн, вызываемые таликовой вечной
мерзлотой, а также особые затруднения,
указанные выше для лесистых и заболочен-
заболоченных районов. •
Сейсмическую аппаратуру и взрывное обо-
оборудование помещают в отапливаемые балки
на полозьях, передвигаемые тракторами.
Снег вдоль профиля разгребают бульдозе-
бульдозерами. Обычно применяют сухопутные боны.
Буровые станки утепляют, а бурение ведут
с продувкой скважины.
При работах на льду или твердом снегу
сейсмоприемники примораживают к его по-
поверхности. Катушки с косами устанавливают
на металлические сани. Отверстия во льду
для спускания зарядов в воду бурят шнеко-
выми станками. Отверстия должны быть
большого диаметра в связи с обмерзанием при
больших морозах. Заряды опускают на глу-
глубины, на которых при взрывах не образуются
полыньи, опасные для работы взрывников.
При мощности льда 0,5—0,6 м и глубине
взрыва 1,5 м такие полыньи появляются
при взрывах зарядов тротила массой 400 г
и больше.
Для бурения под водой в скважину, про-
пробуренную во льду, опускают обсадные трубы
с фрезерным башмаком. Вращая эти трубы,
погружают их на некоторую глубину в грунт
и через них бурят скважину. При работах
на льду наблюдаются специфические помехи.
Одной из них является прямая волна, рас-
распространяющаяся во льду со скоростью
3200 м/с. Кроме того, при толщине льда
примерно 1,5—2 м наблюдается поверхност-
поверхностная волна с преобладающей частотой около
30 Гц и фазовыми скоростями примерно 500—
600 м/с.
Затруднения при работах в пу-
пустыне возникают в связи с безводьем,
ветрами, наличием сыпучих песков, а следо-
следовательно, неблагоприятными условиями воз-
возбуждения волн и установки сейсмоприемни-
ков. Для бурения здесь применяют шнеко-
вые станки и очистку забоя продувкой возду-
воздухом. Широко используют группирование
взрывов и сейсмоприемников. Аппаратуру
устанавливают в специально оборудованные
балки, при работах нередко используют
сухопутные боны, перетаскиваемые автома-
автомашиной или трактором.
411
Работы с невзрывными
источниками
При работе с поверхностными невзрывными
источниками для получения приемлемых от-
отношений сигнал/помеха применяют следу-
следующие методические приемы: синхронное на-
накопление воздействий, группирование источ-
источников и приемников колебаний, частотную
селекцию, вынос наблюдений и др. (см. § 69).
Для обоснования и выбора перечисленных
методических приемов выполняют зондирова-
зондирования по изучению волновой картины способом
неподвижной расстановки и передвижного
пункта возбуждения в два этапа: на первом —
изучают особенности низкоскоростных, а на
втором — высокоскоростных волн-помех и
полезные отраженные волны (см. § 72).
Возбуждение осущестрляют в точках, от-
отстоящих друг от друга на длину расстановки.
' На основании полученных результатов
определяют области прослеживания полез-
полезных и мешающих волн, их кинематические
и динамические характеристики. По этим
данным рассчитывают параметры интерферен-
интерференционных систем, выбирают оптимальные си-
системы наблюдений и определяют необходи-
необходимое число накоплений.
При проведении работ с одним невзрывным
источником в каждой точке выполняют раз-
различное количество воздействий в соответ-
соответствии с принятой схемой. Например, для
группы, приведенной на рис. VII.26, с п= 1
число ударов в каждой точке изменяется
от 1 до 4, а общее число воздействий равно
шестнадцати. Та же группа может быть реа-
реализована при одновременной работе четырех
излучателей, отстоящих друг относительно
друга на шаг между элементами группы и пе-
переезжающих после каждого удара на то же
расстояние. Для реализации такой группы
нужно только четыре удара четырех одно-
одновременно работающих излучателей. Преиму-
Преимущества системы из четырех одновременно
работающих излучателей по сравнению с од-
одним заключаются в том, что она позволяет
а
7
сократить число ударов, приходящихся на
одну установку, и время, необходимое на
отработку одной физической точки.
Число ударов в одной точке выбирают из
следующих соображений. С увеличением но-
номера удара в одной точке повышается интен-
интенсивность возбуждаемых колебаний и улуч-
улучшается синхронизация воздействий. Связано
это с уплотнением грунта в точке удара,
повышением модуля упругости и стабили-
стабилизацией его физических свойств. Однако после
5—6 ударов наблюдается уменьшение интен-
интенсивности, обусловленное разрушением грунта.
Наиболее резкое увеличение амплитуд ре-
регистрируемых волн наблюдается при пере-
переходе' от первого удара ко второму. Первый
удар, как правило, выпадает из синхрониза-
синхронизации и поэтому регистрация его нежелательна.
В связи с этим первый удар производят для
уплотнения грунта, последующее число уда-
ударов в одной точке не должно превышать 5—6.
В зависимости от типа используемых источ-
источников, от их числа и характера решаемых
задач оптимальное число воздействий может
существенно изменяться и достигать 40—60.
Обычно точки воздействия равномерно рас-
распределяются в пределах линейной или пло-
площадной базы. Она играет роль базы соответ-
соответствующей группы возбуждения и может
достигать 100—120 м и более. Изменением
положения источника в процессе накопле-
накопления, помимо ослабления регулярных помех,
достигается также уменьшение относитель-
относительного уровня нерегулярных помех, возбуждае-
возбуждаемых самим источником.
В пределах баз возбуждения могут встре-
встречаться участки с различными по составу
грунтами. Поэтому важное значение приоб-
приобретает знание характеристик накопления
полезных сигналов в зависимости от типов
грунтов.
Характерной особенностью использования
невзрывных источников является примене-
применение фланговых систем наблюдения, поэтому
к важным параметрам системы относится
вынос. Обычно он составляет от 400—600
до 1300—1700 м. Наблюдения проводят в ос-
основном по системам многократного перекры-
перекрытия, обеспечивающим 6—12-кратное сумми-
суммирование по ОГТ. Выбор оптимального числа
одновременно работающих источников имеет
важное значение.
Рис. VI 1.26. Схема реализации разночувстви-
тельной группы источников возбуждения при
использовании одного (а) и четырех (б) не-
невзрывных источников
412
§ 77. ТЕХНОЛОГИЯ МОРСКИХ
И РЕЧНЫХ РАБОТ
Сейсмические работы в естественных водое-
водоемах осуществляют при наличии разрешения
на право производства этих работ, выданного
контролирующей организацией Госгортех-
надзора, и разрешения Государственной ин-
спекции по охране рыбных запасов и регули-
регулированию рыболовства (Главрыбвод). Работы
на водных магистралях согласовываются
с ближайшим портом речного или морского
флота и с управлением гидрографической
службы. Пуск в эксплуатацию, установление
пригодности судов для речных и морских
сейсмических работ с целью установки сейсми-
сейсмической аппаратуры и хранения взрывчатых
веществ производит комиссия с участием
инспекции речного и морского регистра,
представителей Госгортехнадзора, Госпож-
надзора, Управления внутренних дел и сейс-
сейсмической экспедиции (партии).
К проекту должна быть приложена деталь-
детальная карта разведочных профилей и точек
взрыва в водоемах. Копия карты прилагается
к заявлению начальника партии (экспеди-
(экспедиции), которое представляется Главрыбводу.
В заявлении указываются: наименование
сейсмической партии, сроки проведения ра-
работ, административные районы водоемов, где
будут проводиться взрывы или невзрывное
возбуждение, минимальные и максимальные
массы одиночных и групповых зарядов ВВ
или мощность невзрывных источников. На
основании заявления инспекция Главрыб-
вода принимает решение о возможности воз-
возбуждения волн в обозначенный точках водое-
водоемов. Разрешения на право производства
взрывных работ и на хранение ВВ получают
в обычном порядке.
Использование невзрывных
источников
Сейсморазведочные работы в море прово-
проводят с использованием специализированных
судов, оборудованных в соответствии с усло-
условиями морских исследований (рис. VII.27).
В качестве источников упругих волн исполь-
используют одиночные или групповые импульсные
пневматические излучатели, создающие ко-
колебания путем выхлопа в воду сжатого до
высокого давления воздуха, установки газо-
' .9
Рис. VI 1.27. Схема наблюдений в морской
сейсморазведке.
/ — источники возбуждения волн; 2 — пьезо-
пьезоэлектрические сейсмоприемники; 3 — сейсмо-
коса; 4 — регистрирующая аппаратура, установ-
установленная на корабле; 5 — кондепы. регулирующие
положение морской косы; 6 — поверхность воды;
7 — сейсмический кабель и буксировочный трос;
8 — лебедка для намотки сейсмокосы; 9 — нави-
навигационная система
вой детонации, электроискровые либо вибра-
вибрационные источники, буксируемые на расстоя-
расстоянии 30—40 м от кормы судна. Если исполь-
используют пневмоизлучатели, то сжатый воздух
подается к ним по магистрали высокого
давления от компрессоров, установленных
на борту. Производительность компрессоров
высокого давления ДК-2 и ДК-Ю составляет
12 и 24 л/мин воздуха, сжатого до 1500 кПа.
При использовании установок газовой дето-
детонации (УГД) применяют либо смесь пропан—
кислород, либо водород—кислород. В первом
случае запас газов хранится на судне в бал-
баллонах, во втором — газовая смесь выраба-
вырабатывается путем электролиза воды. Электро-
Электроискровые источники — спаркеры исполь-
используются при работах в высокочастотном сейс-
сейсмическом диапазоне E0—100 Гц и выше).
В качестве вибрационных источников слу-
служат гидравлические преобразователи. По-
Поскольку энергия возбуждаемых ими колеба-
колебаний распределена в относительно большом
интервале времени, то влияние на морские
организмы сводится к минимуму.
Полная энергия, выделяемая при одиноч-
одиночном воздействии невзрывного импульсного
источника, не превышает энергии взрыва
100 г тротила. Оптимальная глубина погру-
погружения источника составляет примерно Я/4
(к — преобладающая длина отраженных
волн), т. е. для частот 30—45 Гц равна 12—
8 м. Однако при таких глубинах у большин-
большинства источников пульсация газовой полости
создает волны-помехи и ухудшает разрешен-
ность сейсмической записи: для ликвидации
газовой полости применяют группирование
невзрывных источников (см. § 71).
Приемное устройство представляет собой
24-канальную, разделенную на секции, шлан-
шланговую маслонаполненную косу, с расстоя-
расстоянием между центрами каналов 50—100 м.
Длина активной части косы изменяется от
1150 до 3,5 км в зависимости от методики
исследований. Для согласования выходов
каналов косы со входами сейсмических уси-
усилителей применяют эмиттерные повторители.
Каждый канал содержит выбранную группу
равномерно распределенных по длине косы
пьезоэлементов, число которых составляет
5—50.
Для обеспечения горизонтального положе-
положения косы, независимо от плотности, состава
воды и наличия волны, применяют специаль-
специальные устройства (кондепы), которые устанав-
устанавливают равномерно вдоль косы (см.
рис. VII.27).
Сейсмические сигналы регистрируют в циф-
цифровом виде на магнитную пленку с помощью
бортовой системы сбора данных. Продолжи-
Продолжительность записи составляет 4—6 с после
момента возбуждения. Фильтры при регистра-
регистрации обычно не используют. Параллельно
413
по каждому профилю получают экспресс-
информацию от одного из ближайших к источ-
источнику каналов.
Работы осуществляют на ходу судна со
скоростью около 5 узлов. Расстояние между
пунктами возбуждения составляет 50—100 м.
Для снижения фона помех, возникающих
при движении косы вследствие неравномер-
неравномерности хода судна и волнения моря, останав-
останавливают косу перед регистрацией колебаний
на короткий промежуток времени, вытравли-
вытравливая ее слабину.
Работы МОГТ проводят по фланговой си-
системе наблюдений с выносом, который изме-
изменяется от 100 до 1000 м в зависимости от
условий проведения работ на профиле. При
работах способом центрального луча (СЦЛ)
упругие колебания возбуждают пневматиче-
пневматическим источником на ходу судна при скорости
движения 10 км/ч и с интервалом излучений
12—18 с. Приемная установка буксируется
за судном на расстоянии 500 м от пневмо-
источника и представляет обычно группу
пьезоэлементов, размещенных на базе 50—
80 м по треугольному закону распределения
чувствительности.
Пункты сейсмических наблюдений и воз-
возбуждений привязывают радиогеодезическим
способом либо по системе спутниковой связи.
Радиооператор определяет в каждый момент
времени положение корабля, по его указа-
указаниям геофизик-оператор отдает команду о воз-
возбуждении сейсмических волн. Для работы
на небольших глубинах, например в заливах,
источники устанавливают на барже или спе-
специальных понтонах. Лучшие результаты дает
применение виброисточника, который позво-
позволяет проводить работы при глубинах от 1 м
до нескольких десятков метров.
Использование взрывов
При взрывном возбуждении склад ВВ по-
помещают на корабле-сейсмостанции. Взрыв-
Взрывные пункты, устроенные на - самоходных
судах (катерах, баркасах) или на гребных
лодках, разрешается буксировать судном-
сейсмостанцией.
Во время взрывов в естественных водоемах
(на реке, озере и на море) взрывной пункт
должен находиться на безопасном по дей-
действию ударной волны расстоянии (в м)
-Хбез = 15G,
где G — масса взрываемого заряда в кг.
Во всех случаях это расстояние должно
быть не меньше 50 м при взрывах -на реке
и 150 м на море. Подход других судов к пла-
плаву чему взрывному пункту во время его ра-
414
боты в море разрешается только по сигналу
взрывника при полном прекращении на это
время взрывных работ и других операций
с ВВ.
Перегрузка ВВ с одного судна на другое
в открытом море допускается при условии
пришвартования судов друг к другу и при
волнении моря не более 4 баллов.
При взрывании заряда до 50 кг людям
запрещается находиться в воде в радиусе
1000 м, а при зарядах более 50 кг — в ра-
радиусе 2000 м. Посторонние суда в момент
взрыва не должны находиться ближе 1,8 км
от места взрыва.
При наблюдениях методом отраженных
волн по одноточечной схеме с использова-
использованием плавучих кос взрывы можно произво-
производить на ходу корабля при скорости до 10 уз-
узлов. Перед взрывом косу отпускают так,
чтобы она в момент регистрации сейсмиче-
сейсмических волн находилась в состоянии покоя.
Завершив регистрацию, косу подтягивают
к движущемуся кораблю. Каждый последу-
последующий взрыв производят, как только коса
переместится на половину своей длины.
Наибольшей производительности при про-
проведении морских сейсморазведочных работ
можно достичь, если взрывные работы вы-
выполнять на корабле-сейсмостанции с приме-
применением плавающей взрывной магистрали и
контактного способа подрыва заряда по
схеме, изображенной на рис. VII.28.
Работы МОГТ ведут по фланговой системе
наблюдений с выносным пунктом взрыва.
База приемного устройства обычно состав-
составляет 1150 м, удаление ПВ от ближнего канала
составляет 200—500 м. При скорости дви-
движения судна 2 м/с D узла) взрывы производят
в среднем через 50 с на глубинах 1,5—3 м.
Дневная производительность достигает
400 физических наблюдений за приборо-
смену, т. е. при расстоянии между пунктами
взрыва 100 м производительносхь составит
40 км.
В речной сейсморазведке
сейсмостанцию устанавливают на самоходном
судне, буксирующем плавающую косу
с пьезоприемниками, речные боны или дон-
донную косу с электродинамическими прием-
приемниками.
В качестве судна-сейсмостанции применяют
катера мощностью около 150 л. с. или само-
самоходные баржи мощностью 20—80 л. с. Сейс-
Сейсмическую косу изготовляют из проводов
со стойкой изоляцией (ПВР) или из сейсми-
сейсмического кабеля. Сейсмическую косу уклады-
укладывают поверх звеньев бона и прикрепляют
шпагатом к специальным скобам. Между
звеньями бона коса имеет слабину. Стабиль-
Стабильная регистрация сейсмических волн воз-
возможна только при группировании сейсмо-
приемников.
Рис. VI 1.28. Схема работ методом МОГТ с применением плавающей косы и контакт^
ного способа подрыва заряда.
1 — пункт взрыва; /' — очередной заряд: 2 — плавающая взрывная магистраль; 3 — плавающая коса
с пьезоприемниками; 4 — груз; 5 — катушка для намотки косы; 6 — катушка для намотки плавающей
взрывной магистрали; 7 — генератор тока в цепи взрывной магистрали; 8 — сейсмокабель и буксировоч-
буксировочный трос; 9 — кондепы
В речной сейсморазведке производят взры-
взрывы подвесных, накладных, заглубленных
в грунт зарядов, или возбуждение невзрыв-
невзрывными источниками. Для заглубления заря-
зарядов в грунт v .-пользуется гидромониторный
способ.
В качестве насосов для гидромониторов
применяют установки УК.Б-2-100, закреплен-
закрепленные на понтонах, и мотопомпы М-600. При-
Примерная скорость погружения зарядов ВВ
в грунт на глубину 10 м установкой
УКБ-2-100 составляет 1 м/мин, мотопомпой
М-600 — 2,5 м/мин. Способ гидромонитор-
гидромониторного погружения зарядов в грунт при ра-
работе на реках дает большую экономию
времени и средств, значительно улучшает
эффективность взрыва и позволяет получить
более качественные сейсмические мате-
материалы.
Наблюдения ВСП на море осу-
осуществляют с использованием взрывов ВВ
и невзрывных источников. Быстродействие,
экономичность возбуждения в море, а глав-
главное — одинаковые условия не вызывают осо-
особой необходимости использовать многопри-
многоприборные скважинные зонды.
Регистрацию колебаний обычно производят
морской сейсмостанцией, стоящей на якоре
вблизи надводной площадки скважины
(рис. VI 1.29). Связь сейсмостанции с подъ-
подъемником, находящимся на основании у устья
скважины, и с источником возбуждения коле-
колебаний, удаленным на 200—400 м от сква-
скважины, осуществляется по телефону и по ра-
радио. По этим же каналам передаются отметка
момента возбуждения и сигналы контроль-
контрольных приборов, расположенных вблизи пункта
возбуждения и каротируемой скважины.
10
77
Рис. VII.29. Схема наблюдений ВСП на море.
/ — скважинный прибор с прижимным устройством; 2 — каротажный кабель; 3 — блок-баланс; 4 —
лебедка; 5 — сейсмостанция; 6 — эстакада или одиночное основание; 7 — контрольный прибор; 8 —
линия синхронизации и подачи отметки момента возбуждения; 9 — якорный буй; 10 — пульт управ-
управления установки возбуждения; 11 — судно возбуждения; 12 — контрольный прибор вблизи источника;
13 — источник возбуждения
415
§ 78. МЕТОДИКА
СКВАЖИННЫХ НАБЛЮДЕНИЙ
[23, 104]
Выбор комплекса, а также методики и тех-
техники скважинных сейсмических исследова-
исследований определяется характером поставленных
задач и особенностями регистрируемой вол-
волновой картины. Важное значение имеет зна-
знание специфических волн-помех, связанных
с техническим состоянием скважины и осо-
особенностями работ в глубоких обсаженных
скважинах. В отличие от волн-помех, рас-
распространяющихся по породам, к так назы-
называемым «техническим» помехам относятся
трубные волны, гидроволны и кабельные
волны (см. гл. VI).
Кабельные волны относятся к помехам,
вызванным нежестким контактом сейсмо-
приемника со стенкой скважины, в связи
с чем от них можно избавиться путем ослаб-
ослабления натяжения кабеля. Подготови-
Подготовительные работы перед скважинными
исследованиями включают оборудование
устья скважины, выяснение состояния сква-
скважины, проведение опытных работ по выбору
условий возбуждения, установку и проверку
контрольных приборов, размотку магистра-
магистралей связи и боевых линий, проверку аппара-
аппаратуры и оборудования и подготовку их к ра-
работе.
Необходимой операцией является ш а -
блокирование скважины одним из
приборов зонда, в результате которой опре-
определяют состояние ствола скважины и макси-
максимально возможную глубину опускания зонда.
К важному этапу подготовительных работ
относят опытные работы по выбору
условий возбуждения с исполь-
использованием как взрывов ВВ, так и невзрывных
источников.
Взрывы В В оптимальной массы производят
в скважинах на оптимальной глубине или
в водоемах. Для контроля глубины и отметки
момента взрыва устанавливают кон-
контрольные приборы: один вблизи
устья взрывной скважины, другой — на рас-
расстоянии нескольких десятков метров.
Регистрацию волн в скважине
осуществляют наземной и скважинной сейс-
сейсмической аппаратурой, обеспечивающей за-
запись на магнитную пленку и прямую осцил-
лографическую на открытом канале. Для
получения на осциллограмме читаемой записи
как первых, так и последующих волн, целе-
целесообразно осуществлять цифровую регистра-
регистрацию, а при использовании аналоговой записи
одновременную регистрацию на нескольких
B—4) усилениях в зависимости от динамиче-
динамического диапазона сигналов в данном районе.
Каждый из приборов скважинного зонда
416
должен быть прижат к стенке скважины
специальным прижимным устройством и осво-
освобожден (отвязан) от контакта с поверхностью,
устьем скважины, кабелем и лебедкой. Это
обычно достигается ослаблением натяжения
кабеля.
При спуске зонда необходимо постоянно
контролировать утечку и прохождение при-
приборов в скважину. Последнее осуществляется
путем визуального наблюдения по осцилло-
осциллографу.
Расстояние между прибо-
приборами зонда Ah определяют скоростными
параметрами разреза и выбирают таким,
чтобы обеспечить надежную корреляцию
волн вдоль изучаемого отрезка вертикаль-
вертикального профиля.
При наблюдениях ВСП, МОГ,
НВП используются 3, 6 и 12-приборные
зонды с вертикально ориентированными сейс-
моприемниками и независимыми прижимами
скользящего типа, 3 и 7-жильный кабель.
Для регистрации обменных и поперечных
волн применяют трехкомпонентный -зонд
с принудительной ориентировкой и без нее,
а также 5-компонентный зонд. Применяют
стандартные вертикальные и горизонтальные
сейсмоприемники с собственной частотой
10 Гц. При ВСП и НВП на каждой скважине
отрабатывают несколько (от двух и более)
пунктов взрыва или возбуждения, располо-
расположенных на разных удалениях (до 60 км)
от устья. Шаг наблюдений по скважине со-
составляет 10—20 м. Лри перемещении зонда
осуществляется корреляционная увязка од-
одного канала. Для контроля стабильности воз-
возбуждения колебаний на каждом ПВ рядом
со взрывной скважиной бурят вторую, на
забой которой устанавливают контрольный
прибор для регистрации формы прямой (го-
(головной) волны.
Микросейсмокаротаж (МСК)
неглубоких (взрывных) скважин применяют
для изучения ЗМС, определения поправок
за линию приведения и выбора оптимальных
условий возбуждения. Для прямого каротажа
используют зонд с гирляндой сейсмоприем-
ников. Чаще применяют обращенный МСК,
когда в скважину опускают гирлянду элек-
электродетонаторов и подрывают их через 2—5 м
по стволу скважины. Регистрацию волн осу-
осуществляют на поверхности 3-компонентными
установками сейсмоприемников на удалении
2, 5, 10, 20 м от устья скважины. Исполь-
Используют стандартные станции с разным усиле-
усилением каналов. В результате обработки и
интерпретации полученных записей строят
вертикальные годографы первых вступлений
и графики отношений Ар/As = f (hB) и
AjAn = / (hB) (где hb — глубина взрыва),
которые используют для выбора оптималь-
оптимальных условий возбуждения.
§ 79. ТОПОГЕОДЕЗИЧЕСКИЕ
РАБОТЫ
Топогеодезические работы выполняют
с целью: 1) обозначения на местности запро-
запроектированных и исследованных профилей;
2) топографических привязок профилей, пунк-
пунктов взрыва и наблюдений на местности с за-
закреплением каждой точки таким образом,
чтобы в любой момент можно было ее восста-
восстановить; 3) определения превышений пунктов
взрыва и приема, а также всех экстремальных
точек рельефа; 4) однозначного документи-
документирования работ по определению положения
и высот в виде карт и таблиц; 5) выполнения
всех топогеодезических работ с точностью,
необходимой для проведения геофизических
работ; 6) соблюдения точности топографи-
топографических работ для всех сейсмических измере-
измерений, независимо от стадии разведки; 7) со-
соблюдения допустимых значений смещения"
взрывных скважин и допустимых углов
излома профилей, задаваемых топографу ру-
руководителем сейсмопартии; 8) соблюдения
безопасного расстояния.
Топогеодезические работы проводят со-
согласно специальным требованиям, техниче-
техническому проекту партии и изменениям к нему.
Исходным материалом для создания топогра-
топографических основ являются государственные
топографические карты масштабов 1 :
: 10 000 и мельче. Требования к точности
определения координат и высот точек сейсмо-
разведочных работ указаны в табл. VII. 17.
Направления профилей задаются теодо-
теодолитом по магнитному азимуту от пунктов
триангуляции, опознанных по рабочим топо-
топографическим картам. Определенное на мест-
местности направление профиля выдерживается
до ближайшего пункта излома профиля с по-
помощью вешения, осуществляемого теодоли-
теодолитом в холмистой местности и биноклем —
в равнинной.
В зависимости от метода сейсморазведки
разбивается пикетаж через интервалы, задан-
заданные проектом работ, стальным шнуром в од-
одном направлении. Пикеты закрепляют ко-
колышками с небольшой накопкой земли.
Длину шнура систематически контролируют
20-метровой стальной лентой. При разбивке
Таблица VII.17
Погрешности определения координат и высот точек
Метод разведки
MOB, ОГТ,
ВСП, сейсмо
каротаж
КМПВ, сей-
смозондиро-
смозондирование, массо-
массовое простран-
пространственное зон-
зондирование
(МПЗ)
Пункты привязки
Начальный, ко-
конечный пункты
профиля или ма-
магистрали, уеди-
уединенные пункты
взрыва (вне про-
профиля), кресты пе-
пересечений сей-
смопрофилей и
места их излома;
устья взрывной
скважины
Приведенное вы-
выше плюс центры
зондов
Средние квадратические
погрешности
Положения пунк-
пунктов привязки от-
относительно исход-
исходных
в плане
0,8 мм в
масштабе
отчетной
карты
0,8 м
по вы-
высоте
±2 М
±5 М
Взаимного положения
точек на профиле
в плане
в плане
Задается
проектом на
сейсмические
работы, но не
грубее 1/200
от заданного
взрывного
интервала
То же
по вы-
высоте
=?1 м
±2 м
Допустимые
отклонения
при перене-
перенесении в на-
натуру напра-
направлений
от проекта
на 1 км
профиля
5° в на-
направлении,
1/200 в
расстоянии
То же
14 Зак. 80
417
профиля ведут пикетажный журнал, в кото-
котором записывают дату и номер профиля,
данные плановой привязки пунктов геофи-
геофизических наблюдений.
Точки плановой привязки, изломы и концы
профилей закрепляют на местности деревян-
деревянными столбами (без закладки подземного
центра)'и круглой земляной окопкой разме-
размером 2X2 м и высотой 0,75 м. На столбах
надписывают номер партии, профиля и год
выполнения работ. Профили и пункты взрыва
в плане привязывают обратными засечками
по пунктам триангуляции и ориентирам
местности, опознанным по рабочим картам
и графически наносят на топографическую
карту. Точность выполненных работ оцени-
оценивают по результатам сравнения измеренных
отрезков с вычисленными.
Высоту пунктов возбуждения, приема и
характерных точек при наличии несложных
условий местности определяют графически
путем интерполяции с народнохозяйственной
топографической карты заданного масштаба.
При этом должна выдерживаться требуемая
погрешность определения высот. Если задан-
заданное требование не обеспечивается, то прово-
проводят инструментальную нивелировку профиля.
При региональных сейсмо-
разведочных исследованиях топогра-
топографические работы проводят с целью: 1) пере-
перенесения в натуру проекта расположения на
местности точек сейсмических наблюдений;
2) графического определения прямоугольных
и географических координат точек со средней
квадратической погрешностью ±100 м от-
относительно ориентиров карты.
Перенесение в натуру проекта расположе-
расположения геофизических точек и их плановая при-
привязка выполняются аэровизуально, по то-
топографическим картам масштаба 1 : 100 000.
На все привязанные в плане точки состав-
составляются кроки с описанием их местоположе-
местоположения и промерами до ориентиров. Для кон-
контроля правильности опознавания точек там,
где это возможно, с помощью буссоли или
теодолита измеряют горизонтальные углы на
ближайшие пункты триангуляции, ориентиры
местности, а также контролируют повтор-
повторным опознаванием другим исполнителем и
старшим геодезистом. Ориентировку антенн
сейсмических станций и направления рас-
расстановки сейсмоприемников производят по
магнитному азимуту.
При морских сейсмических
исследованиях гидрографические
работы проводят с целью: 1) плановой при-
привязки пунктов сейсмических наблюдений
к пунктам береговой геодезической сети;
2) составления каталога координат пунктов
наблюдений; 3) составления планшетов с пла-
планом расположения сейсмических профилей
в масштабах 1 : 100 000, 1 : 200 000, 1 :
418
: 1 000 000; 4) оценки точности по районам?
работ.
Для выполнения этих задач используют
систему спутниковой связи или фазовую-
радиогеодезическую систему «Поиск-Д».
Все гидрографо-геодезические работы вы-
выполняют в местных системах координат.
В исключительных случаях привязка произ-
производится навигационными способами (визу-
(визуальное пеленгирование). Плановое положе-
положение профилей дается в географических коор-
координатах. Точность плановой привязки мор-
морских сейсморазведочных профилей по каж-
каждому району работ приводится в каталоге
прямоугольных координат сейсмических про-
профилей.
§ 80. ТЕХНИКА БЕЗОПАСНОСТИ
При производстве сейсморазведочных ра-
работ необходимо строго руководствоваться
правилами, инструкциями и положениями
по видам работ [37, 76].
Все работники сейсморазведочной партии
должны проходить медицинское освидетель-
освидетельствование при поступлении на работу и
периодические медицинские осмотры в по-
порядке, установленном Министерством здра-
здравоохранения СССР. Всем рабочим и ИТР,
направляемым на полевые работы, делаются
предохранительные прививки в порядке,
установленном Министерством здравоохра-
здравоохранения СССР.
Прием на работу лиц моложе 16 лет запре-
запрещается. При проведении работ в ненаселен-
ненаселенных, горно-таежных, высокогорных, тундро-
тундровых, пустынных и полупустынных районах»
а также работ, связанных с повышенной
производственной опасностью, запрещается
принимать на работу лиц моложе 18 лет.
Вновь принятые рабочие, не имеющие
профессии или приобретающие вторую про-
профессию, должны пройти профессионально-
техническое обучение в установленном по-
порядке с получением соответствующего удо-
удостоверения. Порядок обучения и формы доку-
документации по обучению персонала буровзрыв-
буровзрывных работ должны соответствовать требова-
требованиям соответствующих правил и программ.
Допуск вновь поступившего работника к са-
самостоятельной работе разрешается только
после прохождения им инструктажа (ввод-
(вводного и на рабочем месте) по технике безопас-
безопасности, стажировки на рабочем месте и про-
проверки знаний. Повторный инструктаж должен
проводиться не реже одного раза в полуго-
полугодие. Дополнительный (внеочередной) ин-
инструктаж проводится при введении новых
технологических процессов, методов работ,,
новой техники и оборудования, машин,
аппаратуры и механизмов, гновых инструк-
ций по технике безопасности, информацион-
информационных писем и распоряжений вышестоящих
организаций. Все виды инструктажей реги-
регистрируются в специальном журнале.
На основе правил и типовых инструкций
по технике безопасности и производственной
санитарии в сейсморазведочных партиях
должны быть разработаны инструкции для
рабочих, утвержденные главным инжене-
инженером экспедиции (треста) с учетом конкретных
условий производства и специфики работ.
Ответственность за проведение инструкта-
инструктажей, разработку инструкций по технике
безопасности и обеспечение ими работающих
возлагается на начальников партий, отрядов
и участков.
Контроль за своевременным и качественным
проведением инструктажей по технике без-
безопасности, их оформлением, обучением ра-
рабочих и ИТР безопасным методам и приемам
работы, разработкой инструкций и их нали-
наличием в производственных подразделениях
возлагается на заместителя главного инже-
инженера экспедиции (треста) по технике без-
безопасности.
Работники сейсмических партий, связанные
с работой на морских, речных и озерных
судах, обязаны проходить медицинское осви-
освидетельствование в соответствии с «Инструк-
«Инструкцией по медицинскому освидетельствованию
вновь поступающих и старослужащих ра-
работников плавсостава морского флота».
Работники, связанные с работой на самоле-
самолетах, вертолетах (бортоператоры и другие),
должны проходить медицинское освидетель-
освидетельствование для летно-подъемного состава
ГВФ.
Рабочие и ИТР в соответствии с утвержден-
утвержденными нормативами должны быть обеспечены
и обязаны пользоваться индивидуальными
средствами защиты, спасательными сред-
средствами, спецодеждой и спецобувью соот-
соответственно профессии и условиям работ.
Гладкоствольное, огнестрельное и холод-
холодное оружие, выдаваемое для охраны доку-
документации, материальных ценностей, взрыв-
взрывчатых материалов, защиты от диких живот-
животных, должно закрепляться за конкретными
лицами, проинструктированными о мерах
безопасности при его хранении, транспорти-
транспортировке и пользовании. Администрация партии
должна контролировать законность приоб-
приобретения и хранения гладкоствольного, огне-
огнестрельного и холодного оружия, находяще-
находящегося в личной собственности работников,
занятых на полевых работах.
Все партии или отряды, расположенные
вне населенных пунктов на расстоянии более
5 км от пунктов государственной телефон-
телефонной (телеграфной) связи или не связанные
с ними постоянным дорожным сообщением,
должны быть обеспечены телефонной или ра-
14*
диосвязью с базой вышестоящей организа-
организации.
Все виды работ с сейсморазведочной аппа-
аппаратурой и оборудованием должны выпол-
выполняться в полном соответствии с эксплуата-
эксплуатационной и ремонтной документацией на дан-
данный вид изделия. Эксплуатацию сейсмораз-
сейсморазведочной аппаратуры и оборудования можно
производить при условии их исправности,
соответствия техническим условиям изгото-
изготовителя, комплектности и соблюдения приня-
принятых в установленном порядке правил, ин-
инструкций и других директивных документов.
Монтаж аппаратуры и оборудования на
различных транспортных средствах, если
это может повлиять на условия их безопас-
безопасной эксплуатации, должен производиться
лишь по согласованию с органами, контро-
контролирующими эксплуатацию транспортных
средств (Госавтоинспекция, Инспекция мор-
морского регистра и т. д.).
Эксплуатация электротехнических уст-
устройств, входящих в комплекты сейсмической
аппаратуры и использующих в качестве
источника питания государственную энер-
энергосеть, должна производиться в соответ-
соответствии с действующими «Правилами техниче-
технической эксплуатации электроустановок потре-
потребителя», «Правилами техники безопасности
при эксплуатации электроустановок потре-
потребителей».
Эксплуатация аккумуляторных батарей
должна выполняться в соответствии с раз-
разделом «Аккумуляторные батареи и зарядные
устройства» «Правил безопасности при геоло-
геологоразведочных работах». Эксплуатация на-
наземных транспортных средств, на которых
смонтированы специальные установки и обо-
оборудование, должна производиться в соот-
соответствии с «Правилами дорожного движения».
Перед началом технологических операций,
которые могут создавать опасность для пер-
персонала (включение источников опасного на-
напряжения, производство взрыва и т.д.),
должны подаваться установленные преду-
предупреждающие сигналы.
Рабочие места персонала, производящего
работу на движущемся транспорте — спец-
спецмашине (смотка и размотка проводов, кос,
работа с приборами и т. д.), должны быть
оборудованы сидениями и связью с водите-
водителем транспортного средства. Исправность
средств связи и сигнализации необходимо
проверять перед началом цикла технологи-
технологических операций и движения транспортного
средства.
Корпуса машин и оборудования, содержа-
содержащих токонесущие узлы, имеющие опасный
потенциал относительно земли, должны быть
заземлены.
Работы по обслуживанию сейсмической
аппаратуры и оборудования на открытом
419
воздухе следует прекращать во время грозы,
сильного дождя, пурги и т. д. Аппаратуру,
подключаемую к проводникам, которые рас-
расположены вне помещений и не имеют уст-
устройств грозозащиты (антеннам, сейсмокосам,
линиям связи и т. д.), на время грозы не-
необходимо отключать.
Эксплуатация электротехнических уст-
устройств, аппаратуры и оборудования, в кото-
которых используются электрические токи, пред-
представляющие опасность для обслуживающего
персонала, может выполняться лишь ли-
лицами, сдавшими экзамен по электробезопас-
электробезопасности.
Размещение сейсмической аппаратуры и
оборудования на местности должно произ-
производиться с учетом следующих условий:
1) рабочие места обслуживающего персо-
персонала доджны находиться вне зон возможных
поражений со стороны окружающей среды
(падающих предметов — деревьев, камней и
прочее, возможных затоплений, обвалов, про-
провалов и т. д.), а также вне зон опасного про-
производства сейсмических работ (наличие токо-
токонесущих частей, движущихся механизмов,
поражающих факторов взрыва и невзрывных
источников);
2) работа с сейсмоаппаратурой и оборудо-
оборудованием, которые могут затронуть имеющиеся
на местности опасные промышленные объекты
с охранными зонами (воздушные ЛЭП, ка-
кабельные линии, нефте- и газопроводы, же-
железные дороги и т. п.), должна выполняться
либо вне охранных зон, либо в их пределах,
но при обязательном согласовании с органи-
организациями, эксплуатирующими названные объ-
объекты;
3) средства производства сейсморазведоч-
ных работ должны использоваться в соот-
соответствии с существующим законодательством
об охране окружающей среды.
Во время перерывов в работе с сейсмоаппа-
сейсмоаппаратурой и оборудованием, смонтированными
на транспортных средствах, либо перевози-
перевозимыми ими, запрещается ложиться в траву,
кустарник и другие непросматриваемые
места.
Переносная сейсмоаппаратура и оборудо-
оборудование, перевозимые транспортом, а также
выносные блоки специальных машин на
пункте производства работ должны устанав-
устанавливаться с правой стороны по ходу транспорт-
транспортного средства, за пределами проезжей части
дорог.
Все сейсмическое оборудование и аппара-
аппаратура должны быть закреплены за конкрет-
конкретными лицами с составлением соответству-
соответствующей документации (акта сдачи — приемки,
журнала, ведомости выдачи и т. д.)
При взрывных работах или использовании
невзрывных источников сейсмостанция и
обслуживающий персонал должны распола-
располагаться за пределами опасной зоны, определяе-
определяемой техническим проектом и обозначаемой
на местности и соответствующим образом
охраняемой. Персонал сейсморазведочного от-
отряда должен быть проинструктирован о по-
порядке взаимодействия со взрывной бригадой
или персоналом обслуживания невзрывных
Источников.
Работы по бурению взрывных скважин мо-
могут быть начаты только при наличии утвер-
утвержденного проекта или геолого-технического
наряда на площадях и в местах, согласован-
согласованных в установленном порядке с землепользо-
землепользователями, заинтересованными организациями
и контролирующими органами. При бурении
скважин глубиной до 300 м самоходными и
передвижными буровыми установками акт
о готовности буровой техники составляется
перед началом полевых работ, после каждого
среднего и капитального ремонта и консерва-
консервации. В процессе эксплуатации самоходная
или передвижная буровая установка должна
осматриваться не реже одного раза в месяц
комиссией, назначаемой руководителем ор-
организации, с занесением результатов осмотра
в «Журнал технического состояния оборудо-
оборудования», который должен быть на каждой
буровой установке.
ГЛАВА VIII
СЕЙСМОРАЗВЕДКА ПРИ РЕШЕНИИ
ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ЗАДАЧ
В настоящее время сейсморазведку исполь-
используют при решении большого числа геологи-
геологических задач — от изучения глубинного
строения земной коры до детальных исследо-
исследований месторождений полезных ископаемых.
Ее применяют также для решения инженер-
инженерно-геологических задач. Глубина залегания
объектов исследования колеблется от десят-
десятков километров до нескольких метров.
Геологическое обоснование сейсморазведки
связано с существованием корреляционной
зависимости между пространственным рас-
распределением неоднородностей упругих
свойств реальных геологических сред и ли-
толого-фациальными и стратиграфическими
признаками, по которым складываются пред-
представления о геологическом строении среды.
Указанная корреляционная связь наиболее
четко проявляется в осадочных породах,
характерным свойством которых является
слоистость. В осадочных толщах стратигра-
стратиграфическим границам часто соответствуют гра-
границы слоев, характеризующихся различными
упругими свойствами. В толщах метаморфи-
метаморфических и магматических пород такого соот-
соответствия часто не наблюдается.
Геологоразведочное обоснование сейсмо-
сейсморазведки определяется тем, что ее включение
в комплекс геологоразведочных работ позво-
позволяет оптимизировать процесс решения геоло-
геологических задач. Критерий оптимизации со-
состоит в минимизации стоимости работ при
обязательном выполнении геологического за-
'дания.
§ 81. ГЕОЛОГОРАЗВЕДОЧНОЕ
ОБОСНОВАНИЕ СЕЙСМОРАЗВЕДКИ
Геологическое задание является важней-
важнейшим плановым и проектным документом,
содержащим исходные требования и данные,
формирующие основные, ,оптимальные ха-
характеристики сейсморазведочных исследова-
исследований. Под основными характеристиками по-
понимают: а) перечень способов и методов про-
проведения сейсмических работ; б) объем и си-
системы расположения сейсмических профилей;
в) стоимость выполнения геологического за-
задания.
Для решения перечисленных задач исполь-
используют главным образом методы экономико-
математического моделирования (ЭММ).
Для практической реализации ЭММ все
геологические задачи подразделяют на два
типа элементарных оптимизационных задач:
обнаружения и измерения.
В соответствии с особенностями системы
планирования, финансирования и экономи-
экономического стимулирования в СССР независимо
от характера геологической задачи основным
критерием оптимизации является минимум
стоимости выполнения геологического за-
задания.
Для того чтобы применить ЭММ, необхо-
необходимо трансформировать формулировки гео-
геологических задач в понятия обнаружения и
измерения.
Основными документами, определяющими
содержание геологического задания, яв-
являются: принципиальная схема стадийности
геологоразведочных работ на нефть и газ,
инструкция по планированию геологораз-
геологоразведочных работ, методические указания
о проведении работ по стадиям (твердые
полезные ископаемые), а также инструкция
по сейсморазведке [44].
Рассмотрим формализованное описание за-
задачи поиска и разведки нефти и газа, а также
задачи, связанной с региональными иссле-
исследованиями. Остальные геологические задачи
(на решение которых приходится 2—4%
всех объемов сейсморазведочных исследова-
исследований) могут быть смоделированы по ана-
аналогии.
421
Стадия региональных работ
Все основные задачи на этой стадии сво-
сводятся к изучению по различным горизонтам
конфигураций региональных поднятий и про-
прогибов, определению с необходимой точностью
их амплитуд, углов наклона, оконтурива-
нию различного рода зон — т. е. к построе-
построению карт, схем или их уточнению. Вслед-
Вследствие этого основной типовой задачей в дан-
данном случае является задача измерения.
Именно она определяет густоту сейсмических
наблюдений. Остальные задачи типа «обна-
«обнаружение», например, установление регио-
региональных разломов, оценка вещественного
состава фундамента и т. п., могут решаться
без дополнительных объемов сейсмических
наблюдений, так как системы профилей и
наблюдений, достаточные для измерения,
обычно избыточны для обнаружения объектов
одного и того же порядка.
При формировании оптимизационной за-
задачи предъявляются большие требования
к качеству выполнения геологического за-
задания (величина погрешности карты, величи-
величина сечения и т. п.). Однако в определении
требований к точности и достоверности ре-
результатов региональных работ возникают
большие трудности. Причина состоит в много-
многоцелевом характере этих работ. Формирова-
Формирование научно обоснованных требований для
региональных исследований — исключитель-
исключительно сложная задача, не имеющая еще сколько-
нибудь удовлетворительного аналитического
решения.
В настоящее время экспертным путем ве-
ведущие специалисты достаточно уверенно оп-
определяют ожидаемые амплитуды, особенности
конфигураций элементов структурного поля,
представляющих интерес. Считая, что эти
элементы должны описываться в среднем
двумя-тремя изолиниями, нетрудно опреде-
определить и допустимую погрешность при иссле-
исследовании структурного поля.
Поисковая стадия
Первая подстадия. Здесь сейсморазведка
может быть направлена на решение двух
видов геологических заданий: а) выявление
перспективных на нефть и газ площадей;
б) подготовка выявленной площади под
поисковое глубокое бурение.
Целью первого геологического задания
является выявление отдельных зон, которые
могут представлять интерес для постановки
последующих детальных сейсмических ра-
работ. Задача сводится к выявлению местопо-
местоположения локальных перегибов, характери-
характеризующихся достаточно высокой степенью до-
достоверности их существования, т. е. решается
типовая задача обнаружения. Геологическое
422
задание в большинстве случаев заключается
в выявлении (обнаружении) на объекте ис-
исследования всех поднятий (аномалий), раз-
размеры которых1 не меньше наперед заданных.
Цель второго вида геологического зада-
задания — подготовка обнаруженной структуры
под глубокое поисковое бурение. Определение
оптимального места заложения скважин-пер-
вооткрывательниц требует четкого представ-
представления об амплитуде, простирании, углах
наклона и конфигурациях как всего подня-
поднятия, так и отдельных его элементов, т. е.
данная задача является типичной задачей
измерения.
Критерием оптимизации этой задачи из-
измерения является минимизация не стоимости
собственно сейсмических работ, а суммарной
стоимости бурения скважин-первооткрыва-
тельниц и детальных сейсмических исследо-
исследований.
Вторая подстадия. На этой подстадии
предусматривается вскрытие (обнаружение)
залежи нефти и ее предварительная оценка.
Задача обнаружения завершающей поисковой
подстадии может быть решена только глубо-
глубоким бурением. Для этого необходимо иметь
четкие представления о способах решения
в каждом конкретном нефтегазоносном районе
типовой задачи обнаружения нефтяной за-
залежи глубоким бурением.
Вторую часть этой подстадии выполняют
с целью предварительной оценки величины
залежи. Суть геологической задачи сводится
к получению сведений о положении водо-
нефтяного контакта, что полностью соответ-
соответствует постановке типовой задачи измерения.
Задачу решают на основе сейсморазведочных
данных, подвергнутых специальной обра-
обработке и комплексной геологической интер-
интерпретации совместно с данными других гео-
геофизических методов.
Разведочная стадия
На разведочной стадии выполняют подсчет
запасов нефти и газа по категориям В.
В районах, где сейсмогеологические условия
позволяют получить высокоточные резуль-
результаты, сейсморазведка может быть использо-
использована для уточнения структурных форм, кон-
контролирующих контуры исследуемого объекта.
В некоторых случаях она дает возможность
выявить и протрассировать по площади
границы литофациальных зон, характеризу-
характеризующихся различной степенью нефтегазонос-
ности, в том числе непосредственно водонеф-
тяных контактов. На разведочной стадии
сейсмические исследования проводятся в ос-
основном с целью решения задачи измере-
измерения.
§ 82. ТИПОВЫЕ ЭКОНОМИКО-
МАТЕМАТИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ
Прежде чем принять решение об использо-
использовании той, или иной типовой модели, необ-
необходимо учесть, что в зависимости от степени
и равномерности изученности объекта может
сложиться одна из двух ситуаций, существен-
существенно влияющих на выбор метода, систем на-
наблюдений, способов интерпретации, органи-
организацию и последовательность выполнения от-
отдельных элементов геологического задания.
Первая типовая ситуация
возникает, когда в пределах исследуемого
объекта нет скольно-нибудь достоверных по-
построений, отсутствуют основания для подраз-
подразделения его на участки, требующие разного
качества исследований. Весь объект пред-
представляется однородным.
В этом случае рекомендуется проектиро-
проектировать геометрически правильные, равномерно
покрывающие весь объект системы наблюде-
наблюдений. Исходными данными для определения
лараметров таких систем являются представ-
представления о возможностях (погрешностях) ис-
используемых видов сейсморазведки, о про-
простираниях и величинах исследуемых объек-
объектов. Статистические данные составляют на
основе результатов исследований, получен-
полученных ранее в районах с аналогичной сейсмо-
геологической обстановкой. Качество реше-
решения геологической задачи может быть оха-
охарактеризовано в зависимости от типа эле-
элементарной задачи средней квадратической
погрешностью измерения или вероятностью
правильного решения поставленной геологи-
геологической задачи.
Вторая типовая ситуация
возникает в случаях, когда в пределах объ-
объекта исследования уже существуют некоторые
построения, но они требуют различной сте-
степени уточнения в отдельных своих частях.
При этом используют отдельные профили
«ли неравномерные системы профилей, про-
прокладываемые в зонах, где погрешности в оп-
определении характеристик изучаемого пара-
параметра превышают заданные заранее. При та-
такой постановке задачи статистические ха-
характеристики теряют смысл. Структурные
построения оценивают, используя предель-
предельные погрешности структурных построений
-отдельно для каждого участка объекта ис-
исследования, в зависимости от конкретного
расположения ближайших наблюдений, ка-
качества первичного материала и структурных
особенностей изучаемого участка.
Решение задачи обнаружения
Решение этой задачи сводится к определе-
определению сети профилей, обеспечивающих обна-
обнаружение на исследуемой территории всех
(т. е. с вероятностью Р = 1) поднятий, боль-
больших заданной величины. При этом подразу-
подразумевается обнаружение поднятия хотя бы
на одном профиле и учитывается погрешность
сейсмического метода (ам). Под ам подразуме-
подразумевается средняя квадратическая погрешность
сглаженных значений глубин, снятых с сейс-
сейсмического разреза. Решение этой задачи под-
подразделяется на две части.
Определение вероятности обнаружения ин-
интересующей структуры при заданных пара-
параметрах поисковой сети профилей. Прини-
Принимается, что профили, идущие вкрест прости-
простирания длинной оси структуры (основные),
находятся на расстоянии 2d0 друг от друга,
а перпендикулярных к ним — на расстоянии
2dt. Возможный максимальный угол между
осями конкретных структур и преимуще-
преимущественным их простиранием не превышает
=*=1/2б. Местоположение структуры в пре-
пределах однородной в тектоническом отноше-
отношении зоны заранее неизвестно и поэтому пред-
представляется как случайное относительно сети
профилей. В плане модель структуры без
сколько-нибудь ощутимого влияния ее на
результаты представлена в виде креста с длин-
длинной его частью 2ос и перпендикулярной к ней
короткой 2E. В обобщенной форме требова-
требования к априорной информации, необходимой
для использования формул, сводятся к сле-
следующему.
1. Разнородные по структурно-тектониче-
структурно-тектоническому строению зоны должны отделять чет-
четкие границы.
2. Должна соблюдаться очередность ис-
исследования зон, перспективных для поисков
нефтяных и газовых месторождений. При
проектировании и проведении поисковых
работ достаточно полные исходные данные
позволяют уменьшить вероятность располо-
расположения части профилей в зонах, не являющих-
являющихся первоочередными.
3. Необходимо иметь сведения о преимуще-
преимущественных простираниях основных тектони-
тектонических линий в зоне, подлежащей исследо-
исследованию. В приведенных формулах принято,
что вся система профилей заложена точно
вкрест господствующего общего простира-
простирания. Расчеты показали, что для решения по-
поставленной геологической задачи, если 8
определено с погрешностью ±30°, сейсмиче-
сейсмических профилей требуется на 10—16% боль-
больше, чем в случае безошибочного его опреде-
определения.
4. Необходимо иметь четкое представление
о минимальной площади и амплитуде струк-
структуры, имеющей самостоятельное значе-
значение.
Чем полнее априорные данные об исследуе-
исследуемой территории, тем меньший объем сейсми-
сейсмических поисковых работ необходим для ре-
решения поставленной геологической задачи.
423
Формула, определяющая вероятность Pz
того, что хотя бы один из профилей поиско-
поисковой сети пересечет искомую структуру, имеет
вид
при условии, что do^
где P^fy к P^d — вероятность того, что
большая полуось (а) и соответственно малая
полуось (Р) поднятия будут подсечены сетью
профилей хотя бы один раз. При этом
2a . 6 . 2в /, Э \
= адГ 8Ш Т + 15Г V1 -cost) -
4a2 / в \ . в .
)m
аналогично
_ 2Р sin в 2р / е \
В реально существующих условиях свя-
связующие профили играют весьма незначи-
незначительную роль в формировании Pz. Выбор
расстояния между ними следует определять,
базируясь только на возможности увязки
сейсмических записей по замкнутым поли-
полигонам.
В случае, если d0 < dx и а/р = 2-=-2,5,
а простирание структур в изучаемом районе
изменяется в самых широких пределах (от
нуля до я), вероятность пересечения струк-
структуры хотя бы одним (основным) профилем
можно получить по формуле
_ 1,5 (а + Р) —/сф
Величину d0, обеспечивающую я-кратное
перекрытие структуры, находят по формуле
. 1,5 (а+ Р) — /ар
"° 2/1
Учет влияния погрешности наблюдений
ам по профилю на параметры поисковой сети.
Искомое поднятие может быть обнаружено
только в том случае, если сейсмический про-
профиль пересечет структуру в той части, где
ее кажущаяся амплитуда (Я/) будет Я,- >
> toM (где / > 1). Если наклон крыльев
структуры относительно полуосей а к Р
искомой структуры соответственно равен фа
и фр, то для интерпретатора видимая часть
структуры может характеризоваться эллип-
эллипсом с осями
аэ = а A — taHIH) = а A — /v),
424
где Я — истинная (максимальная) ампли-
амплитуда поднятия, а выражение о/Н = v яв-
является отношением погрешности к макси-
максимальной ожидаемой величине амплитуды
поднятия.
При расчетах параметров сети в приведен-
приведенных выше формулах следует вместо величины
а и Р использовать аэ и рэ. Наиболее слож-
сложным и часто весьма спорным является вопрос
о выборе величины t.
В районах распространения сейсмогеоло-
гических разрезов III и IV типов, для кото-
которых характерны большие по площади и ам-
амплитуде структуры при малом значении v,
даже широкие колебания величины t не будут
серьезно сказываться на параметрах сети.
Здесь рекомендуется значение t = ±C-ь2,5).
В этих районах на поисковую подстадию»
следует выдавать два последовательно вы-
выполняемых геологических задания: первое —
на обнаружение поднятий с помощью пло-
площадных исследований и второе — на под-
подготовку под глубокое бурение выявленных
поднятий.
Для сейсмогеологического разреза I типа,,
а также для некоторых территорий II типа
v близко к единице. Принятие высокого
значения t привело бы практически к про-
пропуску очень большого числа основных объ-
объектов для детальной разведки. Максимально-
возможное значение в этих условиях t = 1,5.
Для таких сейсмогеологических условий при-
Pz = 0,995 для структур с Я = 45 м,
ам = ± 20 м, а = 2,5 км и E = 1,2 км поиско-
поисковая сеть, рассчитанная по приведенным фор-
формулам, будет характеризоваться значениями
d0 = 1,4 км и d\ = 4 км, что соответствует
детальности D = 0,92 км/км2. Даже при явно-
благоприятных для разреза I типа условиях
детальность поисковых работ и детальность
разведочных работ весьма близки. Поэтому
для районов, характеризующихся сейсмиче-
сейсмическим разрезом I типа, нецелесообразно вы-
выдавать раздельные геологические задания на
выявление и подготовку под глубинное буре-
бурение структур. Существуют две формулировки
геологического задания. Первая формули-
формулировка — всю нефтегазоперспективную зону
покрывать достаточно густой сетью профилей,
пригодной для решения задачи измерения.
Задача обнаружения специально, как от-
отдельная геологическая задача, не формули-
формулируется.
Вторая формулировка включает в себя
решение двух геологических задач:
а) обнаруженную ранее структуру под-
подготовить под глубокое бурение; б) с помощью
отдельных профилей, проведенных в непо-
непосредственной близости от детализируемого
поднятия, осуществить поиск (обнаружение)
поднятий, перспективных на нефть и
газ.
Решение задачи измерения
На стадии региональных геолого-геофизи-
геолого-геофизических исследований геологическое задание
(задача измерения) чаще всего может быть
сведено к обобщенной формулировке следу-
следующего вида.
Построить структурную карту (схему) с по-
погрешностью ок, не превышающей заданную,
или с точностью, обеспечивающей проведение
заданного сечения изолиний с минимумом
затрат.
Непрерывные наблюдения по профилю. На
этапе проектирования решение задачи заклю-
заключается в том, чтобы найти такое расстояние
между профилями R, которое позволяло бы
минимизировать стоимость сейсмических ра-
работ С* при условии получения карты с по-
погрешностью, не превышающей заданной,
т. е.
С* = min
Sc0
R
при ограничивающем условии
где S — площадь объекта исследования; Со —
стоимость 1 км сейсмического профиля;
ам — средняя квадратическая погрешность
метода, характеризующая погрешность в оп-
определении сглаженных значений глубин по
сейсмическому профилю, по глубине; о*ин —
погрешность интерполяции.
Упрощенное выражение оин может быть
представлено в виде а|н = 0,0057i?3&, где
k — характеристика сложности изучаемого
поля, которая выражается величиной кри-
кривизны изолинии, описывающей наименьший
структурный элемент, изображение которого
на карте необходимо для решения поставлен-
поставленной геологической задачи: k = 1/р, где р—
радиус кривизны этой изолинии.
Оптимальное расстояние между сейсмиче-
сейсмическими профилями вычисляют по формуле
п.
~2 2~ /""
0,0057* =5'6 V '
—а;
При пользовании этой формулой все ли-
линейные параметры выражают в сантиметрах
карты масштаба М, на которой выполняют
все построения, а ак и см — в виде горизон-
горизонтальной проекции на плоскость карты (гори-
(горизонтального проложения), т. е.
aKrn = cKctg(p-106M,
В дальнейшем во всех случаях под ак,
°"м. о"ин будет подразумеваться величина
горизонтального проложения погрешности.
Если необходимо использовать величины
погрешностей, выраженных непосредственно
в глубинах, их следует индексировать буквой
Л — ОмИ и т. п. Например, надо провести
сейсмические работы КМПВ с тем, чтобы
построить карту с минимумом затрат со сред-
средней квадратической погрешностью, не пре-
превышающей o"K/j==?0,3 км по поверхности
складчатого палеозойского фундамента. Кри-
Кривизна изолинии, описывающей минимальный
структурный элемент, представляющий ин-
интерес при решении геологической задачи,
k = 0,8 см для карты масштаба 1 : 500 000.
Известно, что o^k— —0,2 км, <р = 3°. Не-
Необходимо определить оптимальное расстоя-
расстояние R* между профилями КМПВ, которое
должно обеспечить минимальную стоимость
геологического задания.
По приведенным выше формулам получим
п* _ 3, /ctg2 3 A/50 OOPJ 10"> @,32 — 0,221_
Н ~ V 0,0057-08 ~~
= 5,6 см
карты или R* = 28 км в натуре.
Проектирование дискретных систем, на-
наблюдений на стадии региональных геолого-гео-
геолого-геофизических исследований. Необходимость
в решении этой типичной задачи возникает,
в первую очередь, при применении различ-
различного рода сейсмозондирований, исследова-
исследований со станцией «Земля» и др. Кроме того,
решение этой задачи может быть использо-
использовано для определения требований к объемам
различного рода измерений, имеющим мето-
дико-интерпретационное значение (карты ско-
скоростей и т. п.).
Если принять, что стоимость одного на-
наблюдения равна с0, то общая минимальная
стоимость наблюдений
С* = min ~=— с0,
т. е. нужно найти минимум этой функции
по переменным R и г при
0,057*/ + 0,
где г — расстояние между точками по про-
профилю; R — расстояние между профилями;
kr и kR — сложность изучаемого поля соот-
соответственно в крест простирания струк-
структуры.
Оптимальные значения R* и г* вычисляют
по формулам
= 4,5
— а:
kR
у2-а2
kr
425
Оптимальная проектная стоимость работ
на 1 км2 построения карты
3 / —
<~* Со У krkR
'A км2) — з
20
tf-о*)*
При решении поставленной задачи предста-
представляет интерес определение оптимального
соотношения между R* иг*. В общем слу-
случае
Р1
"" Г* - У kR
Для наиболее часто встречающихся слу-
случаев, когда на площади основные структурные
элементы, подлежащие изучению в плане,
имеют форму, приближающуюся к эллипсу
или к его части, оптимальное соотношение
р* = а/р (где аир большая и малая полуоси
эллипса).
Соответственно выражение для С* при этих
условиях будет иметь вид
'A КМ2)
Условием использования приведенных
формул является расположение профилей
дискретных наблюдений вкрест простирания
исследуемой структуры.
Комплексирование двух модификаций сей-
сейсморазведки. В качестве целевой функции
принимают общую стоимость С работ при
обязательном выполнении требований — ве-
величина погрешности карты о*к должна быть
не более заранее заданной.
Геологическим заданием определяются па-
параметры минимального, представляющего
разведочный интерес структурного элемента,
т. е. определяется сложность изучаемого
поля, численно описываемого кривизной
изолинии k. Система наблюдений состоит из
совокупности равноотстоящих, чередую-
чередующихся профилей (различных методов), про-
проложенных вкрест простирания структуры.
Требование к равенству расстояний между
профилями R обусловлено тем, что при проек-
проектировании невозможно точно предсказать
место нахождения минимального структур-
структурного элемента и, следовательно, участка, где
необходимо проведение изолиний максималь-
максимальной кривизны. Отсюда вытекает требование
равномерного освещения всего объекта иссле-
исследований. Каждый метод характеризуется
погрешностью ах, о2 и стоимостью проложе-
ния 1 км профиля с01, сог. Кроме того, будем
считать, что
<Ь< о-2, сО1> с02 и^ах< <гк.
Последнее условие обязательно, иначе гео-
геологическая задача решения не имеет.
426
При этих предположениях нужно найти
такое соотношение между "объемами дорогого
и дешевого методов, которое обеспечит по-
построение карты заданной точности при мини-
минимальной стоимости работ.
Математическая формулировка этой опти-
оптимизационной задачи записывается:
С* = min
?— (о\ + No*) < <х2к;
Здесь а и Ъ — стороны территории, подле-
подлежащей исследованию:
где Пд, п2 — число профилей, выполненных
соответственно первым и вторым методами.
Решение задачи находят по формулам
Зе —2'
(Л^* +1H,00576 '
с» ab (с01 + N*c02) У (N* + 1) 0,00576
Оптимальное значение вычисляют по фор-
формулам „_, aj
1
N* =
где
Полученные зависимости изображены на
рис. VIII. 1. Наиболее дешевый метод из
двух сравниваемых выбирают по формуле
С1 _ С01 I / aK—°2
сг -*. V ^з^-=
Рассматривая попарно различные методы,
можно выбрать наиболее дешевый метод из
нескольких возможных. Отметим, что опти-
оптимальное отношение объемов методов N* не за-
зависит ни от размера участка, ни от сложности
структур поля. Величина N* увязана только
с единичными стоимостями и погрешностями
методов и карты.
Метод 2
Рис. VIII.1. Графики для определения опти-
оптимальных соотношений объемов комплекси-
руемых методов (/ и 2)
Например, надо найти оптимальный ком-
комплекс двух модификаций сейсморазведки при
следующих условиях. Точность структурной
карты ак = 30 м, ах = 20 м, а2 = 34 м,
?oi= 1200 руб., сО2=2ОО руб. Сложность
карты масштаба 1 : 50 000 принята равной
k = 0,8, угол наклона изучаемой поверх-
поверхности ф = 3°. Исходя из этих данных, полу-
получим оптимальное соотношение объемов мето-
методов N* = 2/3, оптимальное расстояние
между профилями R = 1,9 км и стоимость
применения такого комплекса на изучение
1 км2 площади:
Д8
0,S
0 2 *t 6 10 S
Рис. VIII.2. Сравнение по эффективности ра-
рационального комплекса методов с конкури-
конкурирующим
Этот результат хорошо согласуется с пред-
представлениями специалистов, полученными
в результате комплексирования различных
вариантов сейсмических методов.
Приведенные формулы позволят оценить
экономический эффект предложенного ком-
комплекса по сравнению с другим «конкурирую-
«конкурирующим» комплексом.
На окончательный выбор рационального
комплекса влияет множество факторов, как
методических, так и организационных, не
учтенных в рассмотренной выше экономико-
математической модели. Поэтому для того,
чтобы сузить область возможных решений,
важно определить величину проигрыша в слу-
случае принятия неоптимального решения.
На рис. VIII.2 изображено семейство кри-
кривых, параметром которых является Д. По
графику можно определить величину проиг-
проигрыша при использовании вместо рассчитан-
рассчитанного комплекса только более точного метода.
Для приведенного примера, где Д = 0,5,
а 8=6, проигрыш в стоимости составит
приблизительно 10%.
§ 83. КОМПЛЕКСИРОВАНИЕ
СЕЙСМОРАЗВЕДКИ И ГЛУБОКОГО
БУРЕНИЯ
Экономико-математическая
модель оптимального
комплексирования
Цель настоящей ЭММ комплексирования
заключается в определении оптимальных
параметров детальных сейсморазведочных
работ, направленных на подготовку ненару-
ненарушенных или слабонарушенных нефтегазо-
перспективных структур под заложение сква-
жин-первооткрывательниц подготовки одной
структуры С комплексом сейсморазведка—
бурение:
здесь 5 — площадь, подлежащая исследо-
исследованию; с0 — стоимость 1 км сейсмического
профиля; cq — стоимость строительства одной
поисковой скважины; п — число поисковых
скважин на структуре; d — плотность сей-
сейсмических профилей на площади (в км на
1 км2); Р'п — вероятность попадания в сво-
сводовую часть с большой а и малой Р полуосью
хотя бы одной из п (п = 1, 2, 3, 4, 5) сква-
скважин: [420]:
«к
427
Г
где ФЛ- — интеграл вероятности
х j^
e 2
2Vn J
dt;
а и 6 — расстояние между двумя соседними
скважинами, по простиранию вкрест струк-
структуры.
Если необходимо определить вероятность
попадания одной скважины Р'п не в структуру
вообще, а только в ту ее часть, которая за-
заполнена нефтью, то цель будет определяться
некоторой частью структуры, характеризую-
характеризующейся соответственно большой и малой полу-
полуосями залежи а' = ?а и {$' = ?р7? — мини-
минимальный ожидаемый коэффициент заполне-
заполнения ловушки.
Погрешность карты
0,3
Рис. VIII.3. График зависимости вероят-
вероятности попадания глубокой разведочной сква-
скважины Р{ в предполагаемый контур залежи
от плотности сейсмических профилей d (для
районов Центральной Туркмении).
ом = ±10 м; ? = 0,5 м; 1 — 2а = 4 км, 20 =
= 2 км, Я = 20 м, d* = 1,85 км/км*; 2 — 2а =
= 6? км, 20 = 3 км, Я = 25 м, d* = 1 км/км*;
3 —'2а =8 км, 20 = 4 км, Я = 30 м, </¦ =
= 0,8 км/км2; 4 — 2а = 10 км, 23 = 5 км, Я =
= 35 м, d* == 0,8 км/км2; 5 — 2а = 12 км, 20 =
= 6 км, Я = 40 м, d* == 0,65 км/км*; 5 — 2а =
= 14 км, 20 = 7 км, Я = 45 м, d* = 0,5 км/км*
428
Для детальных работ в этой формуле
принимают
Решение задачи заключается в отыскании'
такого оптимального значения d*, при кото-
котором достигается минимум функции, т. е.
минимальной стоимости подготовки одной
структуры к разведочной стадии. Для кон-
конкретных условий работ нетрудно рассчитать
оптимальную плотность профилей вручную,
например, вычислив ряд значений функции
ак при различных величинах d и приняа
в качестве оптимальной плотности ту вели-
величину, которой соответствует наименьшее
значение функции ак.
В соответствии с принципом гарантиро-
гарантированного результата для исследования кон-
конкретного объема подбирают такие исходные
параметры, которые предполагают наличие
наихудших условий для сейсмических работ,
но не вообще, а на конкретной исследуемой
площади.
В соответствии с изложенным выбирают
исходные данные для расчета по следующим
правилам.
1. Значения аи Р полагают равными раз-
размерам минимального поднятия, представляю-
представляющего промышленный интерес в данном районе,
и корректируют в сторону увеличения по
имеющимся сведениям на площади проекти-
проектируемых работ.
2. Параметр ам определяют путем сопоста-
сопоставления построений, выполненных методами
сейсморазведки в районе, аналогичном иссле-
исследуемому, с результатами бурения (по вну-
внутренней сходимости) или экспертным путем.
Если, например, параметр ам заключен в пре-
пределах ам min < ам < o-Mfflax, то для расчетов
принимают о'м=оМП)ах.
Приведенные выше формулы широко опро-
опробованы в районах Средней Азии (Узбекистан-
и Туркмения) и дали хорошие результаты.
Для удобства рассчитана палетка для раз-
различных структур, встречающихся в пределах
крупного района. На рис. VIII.3 изображена
палетка для расчета оптимальной плотности
d* сейсмических профилей ОГТ при подго-
подготовке структур под глубокое бурение на нефть
и газ в Центральной Туркмении. Погреш-
Погрешность ам= +10 м, ?= 0,5.
Оптимальная густота сети в данном районе
изменяется от 1,3—1,85 км/км2 для наиболь-
наибольших по размерам структур (кривые /, 2) до-
0,5—0,65 км/км2 для структур площадью
70—100 км2 (кривые 5—6). В районах Вос-
Восточной Туркмении результаты расчета no-
приведенным выше формулам сопоставимы
с реально существующей практикой геолого-
геологопоисковых задач.
Сопоставление данных бурения
и сейсморазведки
Выбор рационального комплекса методов
с участием сейсморазведки в большой сте-
степени зависит от точности и качества ее ре-
результатов. В связи с этим оценка точности
сейсморазведки — одна из важнейших за-
задач.
Существуют два, принципиально отличных
метода оценки точности результатов сейсмо-
сейсморазведки. Один из них основан на внутрен-
внутренней сходимости данных сейсморазведки,
другой — на использовании в качестве эта-
эталона точности данных бурения.
Однако первым методом могут оцениваться
только случайные отклонения от принятой
интерпретационной модели среды, но не
погрешности самой модели. Принципиальные
возможности второго метода значительно
шире: привлечение надежного эталона точ-
точности позволит определить полную погреш-
погрешность сейсморазведочных данных, обусловлен-
обусловленную и случайными отклонениями от модели
и погрешностями ее, носящими в основном •
•систематический характер. Применение ме-
метода сопоставления данных бурения и сейсмо-
сейсморазведки ограничивается возможностью не-
несовпадения стратиграфических и сейсмиче-
сейсмических границ.
Положительный опыт применения сейсми-
сейсмического метода в решении структурно-геоло-
структурно-геологических задач свидетельствует о том, что
эти границы обычно совпадают или эквиди-
эквидистантны. В отдельных случаях стратигра-
стратиграфические данные можно использовать для
корректировки интерпретационной модели,
в результате чего существенно уменьшается
возможность появления больших погрешно-
погрешностей в структурных сейсмических построе-
построениях. Однако в районах, где степень изучен-
изученности сейсмогеологических условий высока
(что практически исключает возможность
появления больших погрешностей), но ре-
решаются разведочные и детализационные за-
задачи, при количественном подсчете погреш-
погрешностей соответствие границ вследствие раз-
различия их физической природы оказывается
не достаточно точным. Это ограничение мо-
может быть проиллюстрировано сравнением
средних квадрэтических погрешностей от-
относительных превышений сейсмических го-
горизонтов, полученных путем сопоставления
данных сейсморазведки с данными бурения a<j
на Шаимской площади (Западная Сибирь).
Значение og Для первичной структурной сей-
сморазведочной карты равнялось 15 м (с опти-
оптимальной стратиграфической привязкой к ту-
тлеймской свите нижнего мела). После пере-
переинтерпретации первичной карты с использо-
использованием дополнительных данных бурения была
составлена новая комплексная структурная
карта; значение Og новой уточненной карты
по вновь пробуренным скважинам оказалось
равным ±2 м. Специальные исследования
показали, что это явление характерно и для
платформенной части Краснодарского края
и большого числа площадей Куйбышевской
области.
Таким образом, результаты сопоставления
данных бурения и сейсморазведки могут
быть использованы только для оценки геоло-
геологической результативности сейсморазведки.
Определение же погрешностей построения
физических границ непосредственно из дан-
данных сопоставления их с границами страти-
стратиграфическими представляется в ряде случаев
недостаточно обоснованным.
Исходя из существования случайных и си-
систематических погрешностей (в рамках раз-
разбуриваемого объекта) при сопоставлении
данных бурения и сейсморазведки следует
использовать два критерия.
Первый критерий основан на выборе стра-
стратиграфического уровня, сравнение с которым
обеспечивает минимальные случайные от-
отклонения относительных превышений сей-
сейсмической границы. Этот критерий характе-
характеризует точность решения основной задачи
сейсморазведки — выявления и разведки
структурных форм. Расчет ведут по формуле
п— 1
здесь п — число скважин;
ДЯ/ = Я/с — Я/б
(где ЯгС и Я;б — глубины залегания соответ-
соответственно сейсмического отражающего гори-
горизонта и маркирующей стратиграфической
границы в точке расположения i-й скважины);
ДЯСр — средняя величина отклонения глу-
глубины залегания сейсмического горизонта от
глубины маркирующей стратиграфической
границы:
ДЯср =
Рассмотрим применение этого критерия
на одной из хорошо разбуренных площадей
Западно-Сибирской низменности.
По подсчетам для серии стратиграфических
маркирующих Горизонтов (М, N, у, га, Ф)
можно построить график, характеризующий
степень подобия сейсмического и стратигра-
стратиграфических горизонтов. Степень подобия харак-
характеризуется величиной среднего квадратиче-
ского расхождения данных бурения и сейсмо-
сейсморазведки (рис. VII 1.4). Минимальная его
величина, спроектированная на ось абсцисс,
указывает на оптимальное расположение сей-
429
Рис. VIII.4. Выбор уровня стратиграфиче-
стратиграфической привязки сейсмического горизонта
(график подобия).
/ — определение уровня по минимальному сред-
среднему квадратическому отклонению (omin) сей{>
мического горизонта от стратиграфической гра-
границы, находящейся на глубине Н$СХ)'< Л —
определение уровня по минимальному среднему
расстоянию сейсмического горизонта от страти-
стратиф &Н
р
графических границ
2,5
2,0
1,5
С
0,5
3/3/7 21 25 23 33 П
Рис. VIII.5. Доверительные пределы средней
квадратическоЙ погрешности сейсморазведки
по сопоставлению данных сейсморазведки
с данными бурения
430
смического горизонта в стратиграфическом
разрезе; по оси ординат определяют величину
погрешности данных сейсморазведки на ис-
исследуемой территории.
Устойчивость величины Сб. дающая воз-
возможность использовать этот показатель для
характеристики геологической эффективно-
эффективности, зависит в основном от числа скважин,
участвовавших в сопоставлении. Степень-
устойчивости величины erg характеризуется
критерием Пирсона х2. На графике
(рис. VIII.5), построенном с доверительной
вероятностью Р = 0,8%, видно, что значе-
значения erg, подсчитанные менее чем по 11—12
скважинам, определяются грубо (с точностью
до 20%). Это может привести к неверным вы-
выводам при использовании значений erg.
Вторым критерием правильности стратигра-
стратиграфической привязки можно считать минималь-
минимальную величину абсолютного отклонения сред-
средней глубины сейсмического горизонта от
средней глубины залегания стратиграфиче-
стратиграфического уровня Л#ср. Разведочное значение
этого критерия в большинстве случаев вто-
второстепенное. Однако правильное определе-
определение этой величины имеет существенное зна-
значение для правильного расчета о$.
Учитывая характер разведочной сети сква-
скважин, можно считать, что первые 11—12
скважин, необходимые для определения и^у
дадут устойчивое значение А#ср-
При оптимальной стратиграфической при-
привязке сейсмического горизонта первый и вто-
второй критерии должны совпасть. Расхожде-
Расхождение же этих показаний по разрезу можно-
принять несущественным, если оно не пре-
превышает X = X (р; аб min). Способ определе-
определения X иллюстрируется графиком (см. рис.
VIII.4). Значение р для Р — 0,8 опре-
определяют по графику, изображенному нэ
рис. VIII.5.
Естественно, что величина X зависит и от
степени подобия залегания самих стратигра-
стратиграфических комплексов. Толща, в пределах
которой стратиграфическая привязка сейсми-
сейсмического горизонта практически равнове-
равновероятна, графически определяется на графике
подобия.
Графики подобия в наглядной концентри-
концентрированной форме представляют большой фак-
фактический материал и дают возможность:
а) выбрать оптимальную стратиграфическую
привязку; б) установить значения Oq\ в) уста-
установить достоверность определения как зна-
значений аб, так и уровня стратиграфической
привязки; г) определить погрешность, с кото-
которой сейсмический горизонт может характери-
характеризовать структурные формы любого страти-
стратиграфического горизонта.
Так, например, структурная карта по-
сейсмическому горизонту А, стратиграфи-
стратиграфически привязываемая к подошве нижнего*
5
(/fc-//S),n
-
-
• •
•
•
•
•
1
'ю
•
•
• •
• •
•
••
1*
.20
•
т
•
•
•
1
30 *L,m
•
2 4 6У8 10 п
го
о
-20
Рис. VIII.6. Характеристика распредечения погрешностей сейсморазведки по сопоставлению
данных сейсморазведки с данными бурения.
а — распределение единичных погрешностей; б— график распределения частости погрешностей; точка*
ми показаны величины погрешностей
мела N, с равной достоверностью освещает
толщу мощностью 350 м. Сравнительно же
близко расположенная к горизонту А по-
поверхность фундамента Ф в толщу равнодо-
стоверной освещенности не входит.
Сопоставление данных бурения и сейсмо-
сейсморазведки по большому фактическому мате-
материалу показывает, что для территорий рас-
распространения сейсмогеологических разрезов
I и II типов систематические погрешности
даже для хорошо разбуренных ненарушен-
ненарушенных структур практически следует считать
постоянной величиной, конкретное значение
которой может изменяться от площади к пло-
площади.
Примером для разреза II типа может слу-
служить Шаимская зона (Западная Сибирь).
На рис. VIII.6 показан характер распределе-
распределения погрешностей сейсморазведки Яс — Н&
(где Яс и Яб — абсолютные глубины, полу-
полученные по данным сейсморазведки и буре-
бурения в одной скважине). Сделана попытка
установить закономерности изменения вели-
величин погрешностей в одном направлении
(рис. VIII.6, а). Визуально не представляется
возможным выбрать какую-либо закономер-
закономерность распределения погрешностей, кроме
нормальной или очень близкой к ней
(рис. VIII.6, б). Аналогичные результаты
получены и по другим направлениям.
На рис. VII 1.7 приведен более сложный
случай распределения погрешностей на Ала-
каевской, Хилковской, Запрудненской,
Репьевской площадях (Волго-Уральская об-
область, разрез I типа). Здесь с запада на восток
распределение погрешностей может быть
осреднено по закону
Яс — Яб = 2L — 32,8,
где L — расстояние от периклинали до места
расположения i-й скважины.
Однако среднее квадратическое значение
отклонения от этой линии og (Яс — Яб) =
= ± 19,5 м; средняя же квадратическая по-
погрешность eg, подсчитанная от общей средней,
составляет ±21,9 м. Учитывая, что средняя
квадратическая погрешность, определенная
по 33 скважинам, вычислена с точностью
до ±4 м, а коэффициент корреляции г для
приведенной выше закономерности равен 0,5,
можно принять, что имеющаяся совокупность
погрешностей с малой погрешностью рас-
распределена по нормальному закону.
Более сложное соотношение интерпрета-
интерпретационной модели с истинным строением изучае-
изучаемой среды характерно для районов с сейсмо-
геологическим разрезом III, IV типов. Здесь
в пределах отдельных участков исследуемой
площади распределение погрешностей близко-
к нормальному, но величины погрешностей,
полученные для смежных участков, резка
40
20
0
-20
-
¦
2
-в
3
1
• •
*~ в
•
. • 20 ^,кн
>
Рис. VIII.7. Характеристика распределения
погрешностей сейсморазведки по сопоставле-
сопоставлению данных сейсморазведки с данными буре-
бурения.
Точками показаны величины погрешностей
431
различаются. Эти различия обусловлены
наличием сбросов, пропущенных при изуче-
изучении методами сейсморазведки. Значение Стбг
подсчитанное по всей нарушенной структуре,
будет определяться амплитудой пропущен-
пропущенного сброса, а также взаимным расположе-
расположением скважин и сброса.
В этом случае отнесение значения о*б,
подсчитанного для всей нарушенной струк-
структуры, к какой-либо ее отдельной части или
к другой структуре может привести к ошибке,
особенно на стадии подготовки структуры под
поисковое и разведочное бурение.
При проведении работ по определению по-
погрешности сейсмического метода путем сопо-
сопоставления его с бурением с целью распро-
распространения значения oq на считающуюся одно-
однородной в сейсмогеологическом отношении тер-
территорию, как правило, складывается сле-
следующая ситуация: число структур, изучен-
изученных сейсморазведкой и впоследствии разбу-
разбуренных остаточным числом скважин, обычно
невелико. В этом случае для получения устой-
устойчивых значений о$ можно использовать дан-
данные по слабо разбуренным площадям с целью
повышения достоверности этих погрешностей.
Последнее может быть достигнуто или путем
применения дополнительных данных неглу»
бокого бурения или путем совместной стати-
статистической обработки данных по нескольким
площадям с одинаковыми сейсмогеологиче-
скими условиями.
В первом случае следует определить точ-
точность пересчета данных бурения на глубину.
Во втором и наиболее часто встречающемся
случае для подсчета обобщенной величины о"б
следует использовать значения средних ква-
дратических погрешностей ее определения
«б по нескольким слабо разбуренным площа-
площадям. При этом совместная обработка величин
АН = (#с — #б) не представляется возмож-
возможной в связи с тем, что эти значения даже
в районах с близкими сейсмогеологическими
условиями существенно различаются. Так,
на двенадцати площадях Куйбышевской об-
области для отражающего горизонта, отождест-
отождествляемого с угленосным горизонтом, АЯср
менялось от —84 до +20 м, а для терриген-
ного девона — от —97 до +91 м. Неучет этих
изменений приведет к включению в величину
Об систематической погрешности. Не следует
использовать и обобщенное для некоторых
площадей значение Д#2 , так как и в этом
случае в пределах каждой из локальных пло-
площадей в величину oft ср будет вноситься систе-
систематическая погрешность, равная ДЯ^ — A#s.
, Величину Обср следует определять как
средневзвешенное из значений а^ по формуле
где Wt — некоторые числа, обратно пропор-
пропорциональные квадратам соответствующих сред-
средних квадратических погрешностей величины
о";б.
Погрешность определения о*/б зависит от
числа скважин. Используя критерии Пир-
Пирсона х2 (Р = 0,68), можно получить вели-
величину р, пропорциональную погрешности
определения о*/б (см. рис. VIII.5). Тогда
Поскольку при малом числе скважин п рас-
распределение ха несимметрично, в это выраже-
выражение правильнее подставить .значение верх-
верхнего предела.
Для того чтобы получить характеристику
устойчивости значения а,б на доверительном
уровне 0,8, необходимо вычислить таб
(а = 0,8). Значение / (критерий Стьюдента)
берут из таблиц в соответствии с числом п,
входящих в подсчет о& значений а^:
V («-
где в? «= ai6 — Сб ср.
Так, например, по восьми площадям Крас-
Краснодарского края, на которых пробурено три—
двенадцать скважин, со значениями а,б, из-
изменяющимися от ± 11 до ± 45 м, для гори-
горизонта, отождествляемого с Кг» было получено
значение Oq Ср, равное ± B9 — 7) м, т. е,
в 80% случаев разведанные здесь сейсмиче-
сейсмическим методом структуры характеризовались
значениями о*б Ср = ± B2 ± 36) м.
Использовать показатель Обср нужно
весьма осторожно. В реальных условиях,
как бы не представлялись однородными сей-
смогеологические условия и используемые
методические и интерпретационные приемы,
всегда могут оказаться участки, где о*/б будет
существенно больше или меньше, чем на мно-
многих сопредельных площадях. Если же эта
аномальная площадь окажется еще и разбу-
разбуренной больше других, то, войдя в расчеты
с существенно большим весом," она исказит
значение о& Ср для всей исследуемой террито-
территории. Кроме того, при малом числе скважин
выделение систематической составляющей
ЛНср весьма затруднено, в результате чего,
естественно, снижается достоверность Стбср.
Эта оценка ОбСв чаще всего не является до-
достаточно гибкой при определении возможно-
возможностей сейсмического метода в решении раз-
различных геологоразведочных задач. Правиль-
Правильнее всего значение Стбср использовать только
для самых широких обобщений и сравнений,
характеризуя им гарантированную (Я = 0,8)
точность сейсморазведочных структурных
построений в пределах крупного района.
432
§ 84. СЕЙСМО ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ
РАЙОНИРОВАНИЕ
НЕФТЕГАЗОНОСНЫХ
И НЕФТЕГАЗОПЕРСПЕКТИВНЫХ
ТЕРРИТОРИЙ СССР
Все разнообразие сейсмогеологических
характеристик нефтегазоносных и нефте-
газоперспективных районов Советского
Союза объединяется в небольшое число устой-
устойчивых комплексов, приуроченных к четко
выявленным в разрезе сейсмогеологическим
этажам. Сейсмогеологический этаж -* основ-
основная единица сейсмогеологической классифи-»
кации. Под сейсмогеологическим этажом сле-
следует понимать часть разреза, которая по сей-
сейсмогеологической, литофациальной я текто-
тектонической характеристике резко отличается от
вмещающих ее толщ. Это отличие настолько
существенно, что для успешной сейсмораз-
сейсморазведки толщи необходимы специальные до-
дополнительные исследования, связанные с вы-
выбором основного сейсмического метода раз-
разведки, с размещением наблюдений на пло-
площади, со специальным изучением скоростной
характеристики, с выбором методики полевых
исследований, направленной на прослежива-
прослеживание сейсмических границ, с выбором методики
интерпретации.
Сейсмогеологические этажи встречаются
только в четырех устойчивых сочетаниях^
каждое из которых дает уже полную характе-
характеристику всего сейсмогеологического разреза.
Такое устойчивое сочетание называют типом
сейсмогеологического разреза, оно является
основной единицей районирования.
Этими четырьмя типами сейсмогеологиче-
сейсмогеологического разреза "характеризуются 94% всей
нефтегазоперспективной территории; 6% ее
относится к площадям переходных областей,,
межгорных впадин, недостаточно изученных
для типизации и, наконец, к районам с уни-
уникальной сейсмогеологической обстановкой.
Сейсмогеологический тип разреза четко со-
сопоставляется с геологическим понятием гено-
генотипа.
Сейсмогеологический разрез I типа соот-
соответствует плитам древних платформ (исклю-
(исключая зоны авлакогенов и глубоко погружен-
погруженных синеклиз, т, е. структур, характеризую-
характеризующихся наличием в разрезе мощных толщ
галита) —' Русской и Восточно-Сибирской.
Разрез представлен двумя-тремя сейсмо*
геологическими этажами (рис. VIII.8 и
VIII.9). Первый этаж (верхний) выражен
территориальным комплексом пород с подчи-
подчиненными прослоями карбонатов. Мощность
его не превышает 600—700 м. Скорость бр из-
изменяется в горизонтальном направлении не
только в регионально, но « в пределах неболь-
небольших площадей и варьируют от 1600 до
15 Зак. 80
4000 м/с. Самостоятельного разведочного
значения этот этаж не имеет.
Второй этаж представлен палеозойскими
карбонатами и гидрохимическими породами
с прослоями терригенных пород. Мощность
этажа измеряется первыми тысячами метров,
скорость Ор изменяется от 4500 до 6000 м/ст
Разрез имеет несколько опорных отражающих
горизонтов с хорошей прослеживаемостью
приуроченных обычно к терригенным про-
прослоям. Преломляющие границы внутри вто-
второго этажа обычно слабые («> 0,75) и по-
этому| практически не имеют значения для
решения структурных задач!
Этот этаж наиболее перспективен на нефть
и газ. Основными объе :тами исследования
являются локальные ст уктуры с амплитуд
дой 20—50 м, с углами на слона крыльев, изме-
измеряемыми минутами или первыми градусами.
Из-за несоответствия различных структурных
горизонтов необходимо изучать горизонты,
непосредственно приуроченные к основной
перспективной части этого этажа. При реше-
решении методами сейсморазведки структурных
задач (здесь они являются основными) ис-
используют в основном кинематические при-
признаки. Динамические признаки из-за влия-*
ния поверхностных неоднородностей и из-за
искажения записи мощными интерферен-"
ционными системами применяют меньше.
Третий Этаж распространен неповсеместно
И слриурочен только к * впадинам1 Древнего*
заложения» Этот этаж сформировался в спел,
цифической тектонической «обстановке, лере^
ходной от геосинклинальной к платформен-
Рис. VIII.8. Типы сейсмогеологического раз-
разреза.
а •— I тип — древние платформы; 6 —* II тип—мо-
тип—молодые платформы; в -^ 111 тип — ка^новойская
геосинклинальная зона; а — IV тип -г- крупные
депрессионные зоны* осложняющие V древние
платформы; фундамент: I *<- кристаллический^
2 — складчатый; 3 *м соль
433
Рис. VIII.9. Схема районирования территорий по типам сейсмологических разрезов.
1 — территории, исключенные из рассмотрения; сейсмогеологические разрезы: 2 — I типа, 3 — II типа
4 — lit типа, 5 — IV типа
О 0,02 0№ б^км
Рис. VIII.10. Графики зависимости Р1^ — ам (сейсмогеологический разрез I типа).
а <— малые структуры* Э = 1 км, а =* 1,65 км. ft = 0,6 км, а = 0,8 км, «р = 1°; б — средние струк»
туры, Э = Ь23 км, а = 2,1 км, Ъ = 0.8 км, а — \ км, ф = 1,5°; в — крупные структуры, 0 a 2,25 км,
а = 4.5 км, Ь = I км. а в 1,5 км, <р = 1"
яой —<> на этапе развития древних межгор-
межгорных впадин. Мощность этажа изменяется от
нуля до нескольких тысяч метров. Характер
метаморфизма и нарушенность пород, сла-
тающих этот этаж, очень изменчивы. Сейсмо-
геологическая обстановка слабо изучена.
В настоящее время основные принципиаль-
принципиальные возможности МПВ как метода, пригод-
пригодного для решения различного рода геологи-1
ческих задач на территории распространения
сейсмогеологического разреза первого типа,
представлены в табл. VIII. 1. Оценка возмож-
возможности решения основного вида задач — де-
детальных сейсмических исследований'— ме-
методом отраженных волн (MOB) Показана на
рис. VIII. 10. В интервале реально встречаю-
встречающихся значений о~м рассчитана величина ве-
вероятности PJJ, успешного решения геологи-
геологической задачи, т. е. вероятность попадания
в контур нефтегазоносных п из т пробурен-
пробуренных скважин: а) для малых структур; б) для
средних структур; в) для крупных структур.
На графиках видно, что в благоприятных
и обычных условиях, т. е. при малых и сред-
средних величинах о*м, на средних и крупных
поднятиях вероятность успешного заложе-
заложения скважины-первооткрывательницы (Р[)
довольно велика, а на малых поднятиях явно
недостаточна. Вероятность же успешного ре-
решения методами сейсморазведки нефтераз-
нефтеразведочных задач (Р|, Я§ и т. п.) очень низкая,
за исключением, может быть, самых крупных
поднятий, находящихся в особо благоприят-
благоприятных сейсмогеологических условиях.
Сейсмогеологический разрез II типа рас-
распространен на огромных территориях плит
молодых платформ (за исключением зоны
депрессий с наличием мощных галогенных
толщ) — Западно-Сибирской, Туранской и
Скифской. Разрез1 II типа составлен одним,
реже двумя этажами (см. рис, VIII.8 и VIII.9)
Первый (верхний) этаж сложен мезозой-
-ским комплексом в основном терригенных
пород. Мощность этажа изменяется от не-
нескольких сотен до нескольких тысяч метров.
Средняя скорость составляет 2200—3000 м/с.
Горизонтальные градиенты скоростей неве-
невелики (или отсутствуют). Исключение состав-
составляет Туранская плита, где отмечаются зна-
значительные региональные градиенты.
Для первого этажа характерно наличие
нескольких, обычно хорошо прослеживаю-
прослеживающихся, отражающих горизонтов. Некоторые
из них обладают хорошей динамической вы-
выдержанностью, что существенно облегчает
проведение региональных исследований MOB,
в том числе и использование дискретных
систем1 наблюдений (сейсмозондирования
и т. п.). Преломляющие границы внутри
первого этажа слабые (п> 0,75; п =
= 0пок/°под. гдег»пок — скорость распростра-
15*
нения сейсмических волн в покрывающей
преломляющую границу среде; оПОд — ско-
скорость распространения сейсмических волн
в подстилающей преломляющую границу
среде) и прослеживание их затруднено. Более
сильные преломляющие границы приурочены
к разделам этажей. Основной объект сейсмо-
сейсморазведки -ч- пологие платформенные струк-
структуры, которые в среднем несколько больше
структур первого типа сейсмогеологического
разреза. В связи с хорошим совпадением
структурных планов по разрезу отражающие
горизонты, мало отличающиеся по глубине,
можно считать равноценными и взаимозональ-
взаимозональными. Оценка результатов сейсмических
исследований, направленных на подготовку
под глубокое бурение скважин-первооткры-
вательниц (Р^) и на стадии разведки (PjJ,),
дана на рис. VIII.11, для типичных малых,
средних и крупных структур р интервале
реально встречающихся здесь значений по-
погрешностей сейсморазведки аи.
На молодых платформах (см. рис. VIII.8
и VIII.9) эффективность исследований су-
существенно выше, чем в разрезе I типа. Сей-
Сейсморазведка позволяет успешно решать не
только геологопоисковые задачи, но во мно-
многих случаях и геологоразведочные.
Второй этаж распространен неповсеместно
и приурочен только к впадинам древнего за-
заложения (пермо-триаса). Он сформировался
в специфической тектонической обстановке,
переходной от геосинклинальной к плат-
платформенной; мощность этого этажа меняется
от нуля до тысячи метров. Степень метамор-
метаморфизма и нарушенность пород второго этажа
очень изменчивы. Сейсмогеологическая обста-
обстановка изучена слабо. Сейсморазведка в этой
части разреза не вышла из стадии опытно-ме-
опытно-методических исследований.
Сейсмогеологический разрез III типа рас-
распространен в периферических частях аль-
альпийских складчатых сооружений, включая
пригеосинклинальные части краевых про-
прогибов (Азербайджан, Дагестан, Западная
Туркмения и внутренняя зона Предкаспий-
ского прогиба, зоны складчатости на Саха-
Сахалине). Разрез III типа в пределах изучаемых
глубин характеризуется одноэтажным строе-
строением и сравнительно низкими скоростями
распространения волн. Основным объектом
являются крупные структуры с большими
углами наклонов крыльев (от 10 до несколь-
нескольких десятков градусов), сильно осложненных
нарушениями. Типично отсутствие непре-
непрерывных отражающих границ. В связи с этим
структурные построения ведут главным обра-
образом по условным горизонтам. Динамические
признаки практически не используют. Точ-
Точность структурных построений, как правило,
удовлетворяет решению геологических задач,
связанных с геологопоисковой стадией.
435
Принципиальные возможности КМПВ в
Типы сейсмогеологического
разреза
I
Древние платформы (Волго-
Уральская область: северо-во-
северо-восточная и юго-западная окраины
Русской платформы; юго-восточ-
юго-восточная часть Восточно-Сибирской
платформы)
II
Молодые 1 платформы (Северо-
Западное и Восточное Предкав-
Предкавказье; Усть-Урт; Мангышлак;
платформенная часть Средней
Азии; Бухаро-Хивинская
область; Западно-Сибирская
низменность)
III
Зоны кайнозойской складчато-
складчатости (Азербайджан, Каспийское
море; Западная Туркмения)
IV
Глубокие платформенные деп-
депрессии с солью (Припятский
прогиб, Днепровско-Донецкая
впадина, Эмбенская соляноку-
польная зона; Арктика)
Число этажей
3 (в большин-
большинстве районов);
2 (в Львовской
области)
2 (в большин-
большинстве районов);
1 (изредка)
1
3
решении геологических задач
на основной
Характеристика преломляющих
разрез в целом1
Сильные, не
имеющие про-
промышленного
значения
Средние
—
Средние
среда пер-
первого этажа
Средние
Слабые
(или сред-
средние)
Слабые
низкоско-
низкоскоростные
Средние (в
Днепров-
ско-Донец-
кой впадине
и Эмбен-
ской обла-
области); в
Припятском
прогибе не
изучались
среда вто-
второго этажа
Слабые
Не изучены
—
Слабые (в
Припятском
прогибе) в
остальных
районах не
изучались
Геологические задачи разведочной стадии
в связи со сложностью выделения и трасси-
трассирования многочисленных тектонических на-
нарушений амплитудной менее 100—150 м,
решаются чаще всего неуверенно. Границы,
как сильные, так и средние, в разрезе отсут-
отсутствуют. Вследствие почти совпадения струк-
структурных планов по всему изучаемому разрезу
угловые горизонты, освещающие различные
интервалы глубины, более или менее равно-
равноценны и взаимозаменяемы.
436
Исследования подстилающих этот этаж
пород (палеоген — мел) еще не вышли из
области опытно-методических работ. Сейсмо-
геологическая характеристика изучена слабо.
Сейсмогеологическому разрезу IV типа
соответствуют авлакогены и глубоко погру-
погруженные синеклизы с солевым комплексом.
Сюда относятся Прикаспийская впадина,
Днепровско-Донецкая впадина, Припятский
прогиб, Вилюйская синеклиза и т. п. Типич-
Типичным для разреза этих впадин является нали-
Таблица VIII.1
части нефтегазоперспективных и нефтегазоносных территорий СССР
границ по значению коэффициента п
среда
третьего
этажа
Не изучены
—•
Слабые (в
Припятском
прогибе); в
остальных
районах не
изучались
.поверхность фундамента
Средние (иногда слабые)
-Средние; при наличии вто-
второго структурного эта-
этажа — слабые; при отсут-
отсутствии отложений юры и
нижнего мела — сильные
—
Средние; сильные — в ме-
местах неглубокого залега-
залегания фундамента, слабые —
в местах глубокого залега-
залегания его при контакте с
карбонатными отложениями
(Припятский прогиб)
Задачи
1. Изучение первой жесткой границы в районах,
где она не может быть прослежена MOB
2. Стратиграфическая привязка отражающих го-
горизонтов, если основным методом разведки яв-
является MOB
3. Региональные исследования с целью изучения
поверхности фундамента
1. Региональные исследования с целью поисков на
поверхности палеозоя и второго структурного этажа
2. Региональные работы по изучению поверхности
палеозойского фундамента в местах сравнительно
неглубокого его залегания и в местах отсутствия
второго сейсмогеологического этажа.
3, Региональные исследования с целью оценки глу-
глубин до фундамента в местах наличия второго сейсмо-
сейсмогеологического этажа
4. Трассирование крупных тектонических наруше-
нарушений по поверхности фундамента или второго струк-
структурного этажа
Трассирование нарушений по динамическим призна-
признакам
1. Изучение поверхности соленосных отложений
(промежуточная граница)
2. Детализация отдельных частей куполов
3. Региональное изучение осадочной толщи палео-
палеозойских отложений в случае больших углов наклона
4. Изучение рельефа фундамента в местах сравни-
сравнительно неглубокого его залегания
5. Трассирование крупных нарушений в бортовых
частях Днепровско-Донецкой впадины
чие мощных толщ каменной соли с четко вы-
выраженными явлениями диапиризма. Харак-
Характерно сложное многоэтажное строение раз-
разреза (см. рис. VIII.8 и VIII.9).
Первый (верхний) этаж представлен мезо-
мезозойскими, иногда и палеозойскими терри-
генными породами; средняя скорость рас-
распространения сейсмических волн для всего
этажа составляет 2000—3000 м/с.
Этаж характеризуется большим числом от-
отражающих площадок, которые при благо-
благоприятных поверхностных условиях и рацио-
рациональной методике наблюдений объединяются
в опорные горизонты (Днепровско-Донецкая
и Прикаспийская впадины).
Второй сейсмогеологический этаж сложен
верхнепалеозойскими терригенными обра-
образованиями со среднепластовыми скоростями
порядка 2700—3500 м/с. Эта толща выделяется
в самостоятельный сейсмогеологический
этаж только при достаточной глубине зале-
залегания кровли (свыше 120О—1500 м) в связи
437
а
pr
W
0,8
0,6
0,2
0 0,005 0,0! 0,015<зн,кн 0 0,005 0,01 0,0/5<fM,KM 0 0,005. Ofi1 0,015<THlKM
Рис, VIII.I1. Графики зависимости Р^ = аи (сейсмогеологический разрез II типа).
а — малые структуры, а = 2 км, Э = 1 км, а = 1 км, Ь = 0,6 км, омод = 0,008 км, ? = 0,77 км.
ф => 1,5°, Л = 0,8; б — средние структуры, а =з 4 км» 0 = 2 км» а = 1,5 км, 6=1 км, сгмод
0,77 км, ф «= 1,6е, к = 0.8; ^ — большие структуры, а = 6 км, Р = 3 км, о
'мод
1.5°. к
0,02 км, Ф — 1°, к = 0,8
0.012 км.
2 км, Ь = 1.5 км,
с резким изменением характера прослежи-
ваемости отражающих границ. В этом случае
прослеживаются только разрозненные отра-
отражающие площадки, плотность которых по
разрезу недостаточна для достоверных струк-
структурных построений (большая часть Днепров-
ско-Донецкой впадины, Вилюйская сине-
клиза).
Третий сейсмогеологический этаж выражен
мощными отложениями соли. Большей
частью он не имеет самостоятельного разве-
разведочного значения. Тем не менее сведения о
нем необходимы для правильной количест-
количественной и геологической интерпретации сей-
сейсмических волн в чистой соли мало меняются
и в среднем характеризуются величиной
4600 м/с. Отражающих границ чистая соль
не содержит.
Четвертый сейсмогеологический этаж пред-
представлен подсолевыми отложениями, сведения
о которых ограничены районами относи-
относительно неглубокого залегания. Подсолевые
отложения в этих условиях выражены чере-
чередованием карбонатных и терригенных пород
со среднепластовой скоростью, мало отличаю-
отличающейся от пластовой скорости для соли. Отра-
Отражающие границы внутри четвертого этажа
представлены или разрозненными отражаю-
отражающими площадками малой плотности или опор-
опорными горизонтами, но с неполной просле-
живаемостыо. Качество прослеживаемости
подсолевых горизонтов существенным обра-
образом зависит от рельефа поверхности
соли.
438
Основные преломляющие горизонты раз-
разреза IV типа приурочены к поверхности соли
и к поверхности фундамента. В местах не-
неглубокого залегания они являются сильными
границами (я < 0,5).
В наиболее изученных областях основные
перспективы на нефть и газ связываются
с четвертым сейсмогеологическим этажом, но
значительный интерес представляют и верх-
верхние, надсолевые этажи. Оценки возможно-
возможностей детальных сейсмических работ MOB
в пределах первого сейсмогеологического
этажа разреза IV типа близки к оценкам
первого этажа разреза II типа и соответст-
соответственно могут быть охарактеризованы графи-
графиками, представленными на рис. VIII. 11.
Основными объектами изучения в разрезе
IV типа являются структуры двух видов.
К первому виду относятся линейно вытяну-
вытянутые на десятки километров валы, осложнен-
осложненные более мелкими, часто куполовидными
структурами и тектоническими нарушениями.
Структуры второго вида связаны со всеми
проявлениями соляной тектоники. В связи
с частым и существенным несоответствием
структурных планов, составляющих разрез
этажей, каждый представляющий разведоч-
разведочный интерес этаж должен подвергаться непо-
непосредственному изучению.
Приведенное сейсмогеологическое райони-
районирование является обобщенным и отражает
главные черты глубинной сейсмогеологиче-
ской обстановки, определяющей принципи-
принципиальные возможности сейсморазведки в ре-
шении основных геологопоисковых и геолого-
геологоразведочных задач.
Естественно, что в пределах распростра-
распространения сейсмогеологического разреза одного
типа территория с учетом конкретной сейсмо-
геологической обстановки может быть подраз-
подразделена и более дробно. Однако такие виды
детального районирования имеют смысл
только в хорошо изученных районах, где вы-
выделение сейсмогеологических характеристик,
имеющих высокую частоту изменения по
площади, будет обоснованно. Такие измене-
изменения, как правило, определяются влиянием
поверхностных сейсмогеологических факто-
факторов. Здесь очень важно отметить, что кажу-
кажущаяся значительность неблагоприятных по-
поверхностных условий выступает лишь в слу-
случае сопоставления материалов, полученных
на площадях, характеризующихся одинако-
одинаковыми глубинными условиями. Обобщенная
характеристика сейсмических данных, опре-
определяющая качество сейсмического материала
в пределах крупных территорий, несмотря на
частные отклонения за счет неблагоприятных
поверхностных условий, диктуется глубин-
глубинной сейсмогеологической обстановкой. Это
положение можно проиллюстрировать на
ряде примеров. Так, для Западно-Туркмен-
Западно-Туркменской впадины и Центрального Каракумского
свода и сопредельных с ними районов при
практически одинаковых поверхностных сей-
сейсмогеологических условиях характерно прин-
принципиальное различие сейсмического мате-
материала. В то же время районы с совершенно
различными поверхностными условиями (на-
(например, Скифская и Западно-Сибирская
плиты), но характеризующиеся однотипными
глубинными сейсмогеологическими усло-
условиями, имеют практически одинаковую обоб-
обобщенную характеристику сейсмического мате-
материала.
На современном уровне развития методики
и техники почти все виды неблагоприятных
поверхностных условий в большинстве слу-
случаев преодолеваются в относительно корот-
короткие сроки. Трудности же определяемые глу-
глубинными факторами, если и преодолеваются,
то исключительно медленно.
В настоящее время известно лишь не-
несколько видов неблагоприятных поверхност-
поверхностных условий, в зонах распространения ко-
которых методика сейсмических исследований
еще не позволяет получить удовлетворитель-
удовлетворительный материал. Это — зоны выходов на по-
поверхность жестких пород, участки рыхлых
и обезвоженных пород большой мощности,
галечников и т. п. Эти зоны занимают сейчас
5—7% всей районируемой территории. Пере-
Перечень явно неблагоприятных поверхностных
условий систематически сокращается.
Серьезным исключением являются поверх-
поверхностные неблагоприятные условия, связан-
связанные с разного вида мерзлотой, охватывающей
огромные северные территории Советского
Союза.
§ 85. ПРЯМЫЕ ПОИСКИ НЕФТИ
И ГАЗА
Прямые лоиски залежей нефти и газа про-
проводят с целью поисков и детализации геофи-
геофизических аномалий, обусловленных скопле-
скоплениями углеводородов и их ореолами, т. е.
аномалий типа залежей (АТЗ).
Прямые поиски выполняют комплексом
методов, среди которых основную роль играет
сейсморазведка; их проводят по следующей
схеме: 1) получение аномальных эффектов
при высококачественных (иногда стандарт-
стандартных) полевых и скважинных наблюдениях
(в ряде случаев непосредственное получение
полевого материала может быть заменено
сейсмозаписями из архивов); 2) преобразова-
преобразование полученных сведений в поле информа-
информационных параметров и их обработка с целью
улучшения соотношения сигнал/помеха;
3) определение пространственного положе-
положения предполагаемой залежи с использованием
априорной геолого-геофизической информа-
информации.
Применение сейсморазведки для прямых
поисков залежей нефти и газа основано на
различии по акустическим свойствам нефте-
газонасыщенных коллекторов и водонасыщен-
ных, вмещающих пород. Сама залежь пред-
представляет собой сложную неоднородность,
имеющую определенные свойства. Диагене-
тические изменения пород чаще всего проис-
происходят на контактах газ—вода и нефть—вода.
Ввиду миграции углеводородов из области
залежи образуется ее ореол, распространяю^)
щийся на сотни метров, а при наличии дизъ-
дизъюнктивных нарушений — и на бблыпие рас-
расстояния.
В настоящее время при прогнозировании
залежи используют следующие эффекты,
происходящие в результате действия ее на
волновое поле: а) увеличение или уменьшен
ние амплитуд, отраженных от залежей волн;
б) ухудшение регулярности волн, проходя-
проходящих через залежь, и изменение их формы и
спектрального состава; в) понижение интер-
интервальных скоростей продольных волн в обла-
области залежи; г) повышение затухания энергии
волн, проходящих через залежь; д) горизон-1
тальная форма границ, построенный по от-
отражениям от контактов газ—вода, нефть—1
вода; рассеяние отраженных волн от залежи
и др.
Все перечисленные эффекты в настоящее
время определяются только по продольным,
а иногда и по обменным волнам. Большие до-
дополнительные резервы заключаются в ком-
439
Сейсмические методы при решении задач
Стадии работ
Основные задачи
Виды в методы работ
Региональные
геолого-геофи-
геолого-геофизические ра-
работы
1. Уточнение положения зон нефте-
газонакопления
2. Выявление перспективных пло-
площадей в пределах структурно-фа-
циальных зон, а также в зонах ре-
регионального выклинивания, литоло-
го-фациального замещения, страти-
стратиграфического несогласия и тектони-
тектонического экранирования
Комплексные исследования по регио-
региональным профилям (сейсморазведка
ГСЗ, КМПВ, МОГТ и др.)
Подготовка
площадей гео-
лого-геофизи-
лого-геофизическими мето-
методами к поиско-
поисковому бурению
1. Прогноз нефтегазоносное™ струк-
структур (классификация на продуктивные
и непродуктивные)
2. Подготовка новых перспективных
объектов (за пределами известных
структур) в возможных ловушках
неантиклинального типа и в струк-
структурах, не выявленных ранее
Дополнительная обработка материа-
материалов сейсморазведки по программам
прямых поисков на ЭВМ
Дополнительные исследования ра-
рациональным комплексом методов
В некоторых случаях дополнительные
детализационные работы (масштаб
1 : 50 000)
.Поиски место-
месторождений (за-
(залежей)
1. Уточнение контуров нефтегазо-
ности и пространственного положе-
положения залежей углеводородов
2. Обнаружение новых залежей
Скважинные исследования, в том
числе сейсмокаротаж, вертикальное
сейсмическое профилирование, сей-
сейсмическое просвечивание
Дополнительная обработка материа-
материалов с учетом данных скважинных
наблюдений и бурения (например,
использование программ распознава-
распознавания образцов и др.)
плексироваиии сейсмических наблюдений на
продольных и поперечных волнах. Это свя-
связано с тем, что скорости продольных волн
уменьшаются в продуктивных, особенно газо-
газонасыщенных коллекторах (по сравнению с во^
донасыщенными), а скорости поперечных
волн изменяются слабо; они даже несколько
возрастают.
Наиболее широкое применение в практике
получил корреляционный метод прямых
поисков (КМПП). Исследуются интегральные
изменения информативных параметров во
временных окнах. Функции автокорреляции
(ФАК), взаимной корреляции (ФВК) в соот-
соответствующих временных окнах позволяют
проследить изменение четырех параметров:
частоты, затухания, эффективных скоростей,
когерентности, характеризующей степень
рассеяния. Четкий эффект от залежей при
применении КМПП получен на месторожде-
440
ниях ЖeщбaйЛMaJ^гышлaк)JU Красноборское
(Прибалтика), Мамонтовское (Западная Си-
бирь)ц Южное (Азербайджан), Анастасиев-
ско-Троицкое (Предкавказье) и др.
В настоящее время разработано устрой-
устройство, позволяющее выполнять статистический
анализ экстремированной записи по ампли-
амплитудам, временным сдвигам, частоте следова-
следования экстремумов и по параметру протяжен-
протяженность осей синфазности (коррелируемость осей
вдоль профиля).
Известны способы, реализующие локаль-
локальные изменения амплитуд волнового поля
в пределах залежей. Эффекты в виде яркого
пятна позволили открыть новую газовую
залежь на месторождении Русский хутор
(Восточное Предкавказье). Аналогичные
эффекты отмечены также на Федоровском
нефтяном месторождении (Западная Си-
Сибирь).
прямых поисков залежей нефти и газа
Таблица VIII.2
Факторы, обеспечивающие повышение
геолого-экономической эффективности
работ при внедрении прямых поисков
Районы опробования и внедрения
методов прямых поисков
Получение информации о возможной нефтегазо-
носности. На основании этого — концентрация и
рациональное комплексирование работ на наиболее
перспективных направлениях
Рекомендации первоочередных объектов для за-
заложения опорных и параметрических скважин
Повышение надежности и геологического обоснова-
обоснования прогнозных запасов нефти и газа и ускорение
их подготовки
Мангышлак (Кокумбайская, Саукку-
дук-Патлакская, Еспелисайская зоны
и др.)
Восточная Сибирь (склоны Непского
свода)
Прикаспийская низменность (Астрахан-
(Астраханский свод и др.)
Прогнозирование пространственного положения
предполагаемой залежи как в пределах уже подго-
подготовленных структур, так и на новых объектах
Отбраковка неперспективных объектов
Обоснование рационального числа и расположения
поисковых скважин
Повышение достоверности геологического обосно-
обоснования запасов по категории С2
Геолого-геофизическое обоснование запасов кате-
категории Са в ловушках неантиклинального типа (за
пределами установленных структур)
Мангышлак (Южно-Жетыбайская, Ком-
Комсомольская площади)
Восточная Сибирь (Аянская, Пойми-
гинская площади)
Азербайджан (площади Мурадханлы I,
Караджал)
Сокращение объемов поискового бурения за счет
отбраковки неперспективных структур
Сокращение объемов разведочного бурения при
подсчете запасов углеводородов за счет уточнения
контуров залежей
Ускорение процесса подготовки запасов за счет
уточнения некоторых подсчетных параметров
Обеспечение дополнительного прироста запасов
на новых объектах
Восточная Сибирь (Среднеботуобинская,
Ярактинская площади и др.)
Азербайджан (Южная Кюрсанга, Ба-
хар и др.)
Мангышлак (Южно-Жетыбайская пло»
щадь)
В ряде случаев установлено, что аномалии
амплитуд успешно выделяются на сейсми-
сейсмических изображениях залежи, построенных
дифракционным методом. В областях зале-
залежей углеводородов, кроме границ, характе-
характеризующих структурные формы, удается на-
наблюдать изменения амплитуд, а также эле-
элементы горизонтальных границ, соответству-
соответствующих поверхностям контактов. Наблюдается
характерное вспучивание осей синфазности
в области залежи (плоское пятно). Широкое
опытно-производственное опробование мето-
методики прямых поисков выполнено во всех
нефтегазоносных провинциях СССР. На осно-
основании анализа результатов работ рекомен-
рекомендуется выполнять прямые поиски нефти и
газа на всех стадиях поискового этапа геоло-
геологоразведочных работ.
В табл. VII 1.2 приведены виды и методы
работу а также факторы, обеспечивающие
повышение геологической и экономической
эффективности нефтегазопоисковых исследо-
исследований при введении прямых поисков в состав
геологоразведочного процесса. Указаны
также регионы и площади работ, где были
выполнены соответствующие исследования.
§ 86. ПОИСКИ И РАЗВЕДКА
ТВЕРДЫХ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
При поисках и разведке твердых полезных
ископаемых сейсморазведку применяют во
все возрастающих объемах. Геологические
задачи» решаемые методами сейсморазведки,
можно разделить на две группы. К первой
группе относятся задачи по изучению поверх-
поверхности опорного структурного этажа поверх»
ности метаморфическо-интрузивного фунда-
мента, скрытой более молодыми рыхлыми от»
441
ложениями. Эти задачи включают определе-
определение глубины и подземного рельефа фунда-
фундамента, обнаружение и трассирование в плане
разрывных нарушений и тектонически ослаб-
ослабленных зон, выявление участков повышенной
мощности древней коры выветривания и т. п.
Как правило, такие задачи успешно решаются
МПВ. Вторая группа задач направлена на
изучение внутреннего строения толщи, coh
держащей полезные ископаемые и выявление
структурно-литологических признаков, кон-
контролирующих месторождение и условия его
залегания. К ним относятся задачи обнару-
обнаружения и пространственного трассирования
разрывных нарушений, сопровождающихся
зонами тектонического дробления пород,
выделения крупных массивов, отличающихся
литологическим составом, обнаружения мало-
малоамплитудных сбросов и определения вели-
величины смещения угольных пластов и плика-
тивных форм угленосной толщи. Имеется по-
положительный опыт решения таких задач MOB.
Металлические полезные
ископаемые
Руды черных металлов. Железо. Сейсмо-
Сейсморазведку используют при поисках месторож-
месторождений, связанных с кремнисто-железистыми
формациями докембрия. На Курской маг-
магнитной аномалий МПВ применяют для изуче-
изучения рельефа поверхности кристаллического
фундамента, а в ряде случаев —; для просле-1
живания кровли богатых окисленных руд.
В Криворожском бассейне МПВ используют
для изучения мощности покровных отложе-
отложений, превышающих 70—100 м, и проектиро-
проектирования горно-вскрышных работ. На стадии
поисково-разведочных работ детальное из-
изучение структуры рудного поля в зонах
развития пород разной плотности (сланцы,
песчаники, метабазиты) выполняют сейсмо-
сейсморазведкой в комплексе с площадной грави-
разведкой.
Марганец. Имеется опыт применения МПВ
на осадочных месторождениях первичноокис-
ленных и карбонатных руд, приуроченных
к олигоценовым отложениям, выполняющим
депрессии, депрессионные ловушки на скло-
склонах Украинского кристаллического щита, и
по периферии Дзирульского кристалличе-
кристаллического массива. Сейсморазведку МПВ исполь-
используют при изучении строения рудовмещающей
толщи, главным образом — разрывной тек-
тектоники, и установления мощности покровных
отложений над рудными залежами.
Руды легирующих металлов. Никель. Наи-
Наиболее эффективно использование сейсмораз-
сейсморазведки при поисках месторождений медно-
никелевых руд • на Кольском полуострове
и в Норильской рудной провинции. На Коль-
442
ском полуострове при изучении глубинной
Печенегской структуры сейсморазведку MOB
применяли для поисков и оконтуривания
пород основного и ультраосновного состава,
картирования глубинных разломов, опреде-
определения мощности печенегской серии. Анало-
Аналогичные задачи решались в пределах Алларе-
ченского района. В Норильской рудной про-
провинции сейсморазведкой МПВ и MOB про-
прослеживается рельеф рудоносной интрузии,
выделяется рудоносный горизонт* опреде-
определяются мощности рыхлых отложений» пере-
перекрывающих интрузию, и трассируются тек-л
тонические разрывные нарушения. Приме-
Применение сейсморазведки в комплексе с грави-
разведкой, магниторазведкой и электрораз^,
ведкой значительно повышает достоверность
выделения рудоносных интрузий.
Руды цветных металлов. Медь. Сейсмо-
Сейсморазведка MOB применяется при поисках и
разведке месторождений медистых песчани-
песчаников, медно-колчеданных, реже медно-порфи-
ровых, а также месторождений скарнового
типа. При поисках месторождений медистых
песчаников основная задача состоит в изуче-
изучении разрывной тектоники и локальной склад-
складчатости. Эта задача решается MOB совместно
с МПВ. При изучении медно-колчеданных
месторождений MOB используют для обна-
обнаружения и прослеживания рудоконтролирую-
щих разрывных нарушений. На медно-пор-
фировых месторождениях Прибалхашья
MOB применяют для обнаружения гранитов
и гранитоидов, представляющих основной
поисковый интерес. Наиболее сильный пере-
перепад скоростей распространения сейсмических
волн наблюдается в зонах контакта интрузий
с вмещающими породами, сопровождаемых
разрывными нарушениями. Установлены otj
ражающие границы внутри интрузивного
комплекса, между разновозрастными грани-
гранитами и гранодиоритами. Положительные ре-
результаты получены на месторождении скар-
скарнового типа Саянского рудного поля, где
выявлены отражающие границы, приурочен-
приуроченные к тектонически ослабленным зонам у кон-
контактов интрузивов и вмещающих известняков
и роговиков.
Свинец, цинк, полиметаллы. Сейсмораз-
Сейсморазведку MOB применяют для изучения рудо-
контролирующих разрывных структур на
месторождениях Юго-Восточного Казах-
Казахстана, Рудного Алтая, Северного и Централь-
Центрального Кавказа. На полиметаллическом место-
месторождении Акбастау-Космурун, (Юго-Восточ-
(Юго-Восточный Казахстан) была показана возможность
систематической регистрации отражений от
крутопадающих рудоносных зон разрывных
нарушений в метаморфическо-интрузивных
толщах и прослеживания таких зон в диапа-
диапазоне глубин 0,5—4,0 км. Аналогичные ре-
результаты получены в других районах.,
Алюминий. На месторождениях бокситов
платформенного типа сейсморазведку МПВ
используют в комплексе с электроразведкой
(ВЭЗ) для картирования древней коры вы-
выветривания фундамента и определения мощ-
мощности покрывных отложений. Литологиче-
ское расчленение в плане проводят по зна-
значениям граничных скоростей. На месторож-
месторождениях геосинклинального типа в отдельных
случаях с помощью MOB решают задачу про-
прослеживания боксито-рудных пластов по па-
падению. В основном МПВ применяют для кар-
картирования поверхности коренных пород.
Золото. При поисках и разведке россып-
россыпных месторождений основные задачи, решае-
решаемые МПВ, сводятся к определению границы
между рыхлыми отложениями и коренными
породами. Основные трудности при интер-
интерпретации данных в этих районах связаны с
многолетней мерзлотой таликового харак-
характера, ^особенно под озерами и руслами рек.
При поисках и разведке коренных место-
месторождений применение сейсморазведки пер-
перспективно при изучении рудоконтролирую-
щих разрывных структур. В результате ис-
исследований на золоторудных месторождениях
MOB в комплексе с бурением установлено
пространственное положение и взаимосвязь
системы глубинных разломов, контролирую-
контролирующих зоны оруденений, обнаружены и изуче-
изучены новые перспективные разломы.
Уголь
При поиске и разведке угольных месторож-
месторождений сейсморазведка занимает существенное
место в рациональном комплексе геолого-
Геофизических исследований.
Поисковая стадия. Основные геологические
задачи в бассейнах платформенной и проме-
промежуточных групп месторождений состоят в об-
обнаружении депрессий в рельефе поверхности
фундамента. В бассейнах геосинклинальной
группы задача заключается в выявлении
складок угленосной толщи, иногда в опреде-
определении углов наклона их крыльев и погруже-
погружения осей, а в ряде случаев и в установлении
мощности осадочных отложений.
Сейсмические работы (MOB и КМВП) на
этой стадии проводят сравнительно малыми
объемами, в виде отдельных профильных пере-
пересечений. Полученные результаты совместно
с данными бурения используют как опорные
для комплексной геолого-геофизической ин-
интерпретации. В конкретных районах при
выборе способов и модификаций сейсмических
исследований принимают во внимание петро-
петрографические закономерности основных лито-
типов угленосных толщ, позволяющих более
обоснованно моделировать особенности сей-
смогеологического разреза.
Разведочная стадия. Основной задачей
является выявление и трассирование по пло-
площади и на глубине тектонических нарушений.
Критерии выявления тектонических наруше-
нарушений основаны на комплексном использова-
использовании кинематических и динамических особен-
особенностей волновой картины, регистрируемой
MOB и МПВ. Используют разрывы в корре-
корреляции волн, резкое смещение сейсмических
горизонтов в разрезе угленосной толщи, на-
наличие специфических интерференционных
зон и т. п. Чаще всего при выявлении и трас-
трассировании нарушений определяют места на-
нарушения в плане без возможности оценки
самой амплитуды смещения. Применяют спо-
способы непосредственного выделения и трасси-
трассирования разрывных нарушений MOB по ано-
аномалиям скорости поглощения в зонах дробле-
дробления пород и по прямым отражениям от этих
зон.
§ 87. РЕШЕНИЕ МЕТОДАМИ
СЕЙСМОРАЗВЕДКИ
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ
И ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИХ
ЗАДАЧ
Сейсмические методы используют в геолого-
геофизических комплексах методов для вы-
выполнения гидрогеологических и инженерно-
геологических съемок различного масштаба,
поисков и разведки источников водоснаб-
водоснабжения, а также детальных исследований при
различных видах строительства.
Гидрогеологические
исследования
Сейсморазведку (преимущественно МПВ)
используют на следующих стадиях и под-
стадиях.
1. Гидрогеологическое районирование.
2. Среднемасштабная съемка: а) площадные
съемки на местности со спокойным рельефом,
преимущественно при изучении артезиан-
артезианских бассейнов; б) съемки «ключевых учась
ков» для изучения артезианских бассейнов,
в условиях плохой проходимости (тайга
и т. п.); в) съемки «фрагментарные», выпол-
выполняемые в горно-складчатых районах, охва-
охватывающие доступные для освоения долины
рек и узкие межгорные впадины.
3. Поиски и разведка пресных подземных
вод для централизованного (крупного) водо-
водоснабжения, когда запасы вод подсчитывают
по соответствующим категориям и утверж-
утверждают в ГКЗ. С учетом принципиальной воз-
возможности использования сейсмических мето-
методов п а также характера задач, месторождения
443
Делятся на три группы: а) подземные воды
рыхлых терригенных отложений (наиболее
важные из них месторождения грунтовых вод
аллювиальных отложений речных долин я
месторождения артезианских бассейнов);
б) трещинные Грунтовые и трещинно-карсто-
вые воды, воды зон тектонических наруше-
нарушений; в) подземные воды в области распростра-
распространения многолетних и мерзлых пород, важ-
важнейшие из которых связаны с глубокими или
¦сквозными таликами и артезианскими колод-
колодцами. ,
Задача поисков и разведки подземных вод
решается также при децентрализованном
водоснабжении. Запасы этих вод по катего-
категориям не оцениваются; о их пригодности су-
судит водопотребитель по величине дебита раз-
ведочно-эксплуатационных скважин, зало-
заложенных на основании упрощенных поисково-
разведочных работ.
В соответствии с задачами, решаемыми
сейсмическими методами, основные места-
рождения подземных вод подразделяются
на Месторождения, связанные с грунтовыми
водами аллювиальных отложений современ-
современных и древних речных долин, линзами прес-
пресных вод в засушливых областях, грунтовыми
и слабонапорными водами конусов выноса и
предгорных шлейфов (используются МПВ
для определения уровня грунтовых вод), и
месторождения, связанные с напорными во-
водами артезианских бассейнов (в пластово-
поровых коллекторах) и подземными водами
тектонических нарушений (применяются
КМПВ и MOB).
Сейсмические методы при гидрогеологиче-
гидрогеологических исследованиях независимо от глубины
исследования, масштаба съемки, целевого
назначения поисков и разведки позволяют
решить следующие задачи:
а) установление глубины залегания кри-
кристаллического фундамента и его внутренней
структуры;
б) определение характера магматизма;
в) трассирование разломов разного порядка
и зон трещиноватости пород в скальных поро-
породах (эти зоны трассируются и на глу-
глубину);
г) разделение разреза на серию литолого-
стратиграфических комплексов, выделение
Жесткого ложа и т. п.
Чаще всего сейсмические работы выпол-
выполняют на отдельных профилях, заложенных
в наиболее ответственных частях изучаемого
объекта, или по разреженной сети профи-
Лей.
При проведении гидрогеологических работ
ограничения в использовании сейсмического
метода в рациональном комплексе исследо-
исследований определяются в первую очередь его
^ехнико-экономическими характеристиками,
& не геолого-методическими возможностями.
444
В связи с этим особенно важно рассчитать
рациональный комплекс с оптимальной долей
участия в нем сейсмического метода.
Инженерно-геологические
исследования
При выделении и прослеживании различ-
различных границ — литологических, гидрогеоло-
гидрогеологических геокриологических и др., часто
приходится решать следующие задачи:
1) определение глубины залегания кровли
скальных пород и установление мощности
зоны их выветривания;
2) трассирование зон тектонических нару-
нарушений, зон повышенной трещиноватости и
закарстованности пород, их дробления и ми-
лонитизации;
3) определение уровня грунтовых вод;
4) изучение в криолитозоне распростране-
распространения многолетнемерзлых пород, положения
их кровли под слоем сезонного протаивания
и границ между участками, сложенными та-
талыми и мерзлыми породами;
5) выделение в массиве сравнительно не-
небольших по размеру неоднородностей (кар-
(карстовых пустот, заброшенных горных вырабо-
выработок и т. д.), а также изучение блочности мас-
массива.
При оценке состояния, состава и физико-
механических свойств горных пород опреде-
определяют степень их трещиноватости; неодно-
неоднородность и анизотропию; плотность (пори-
(пористость), модуль общей деформации, стати-
статистический модуль упругости, прочность на
сжатие, удельное сопротивление; динамиче-
динамические упругие модули, представляющие боль-
большой интерес при исследованиях в сейсмически
активных районах.
При изучении характера изменения инже-
инженерно-геологических условий во времени,
что важно во время самого строительства и
эксплуатации различных сооружений, а также
на участках интенсивных естественных про-
процессов (оползни и т. п.), важна постановка
режимных наблюдений.
Для инженерной сейсморазведки харак-
характерно:
а) использование разных частот, так как
это позволяет изучать массивы с различной
степенью детальности, судить о характере
анизотропии, обоснованно сопоставлять дан-
данные об упругих и поглощающих свойствах
пород со стандартными показателями физико-
механических свойств;
6) комплексное использование волн раз-
различных типов, как продольных, поперечных,
обменных, так и поверхностных, что позво-
позволяет в первую очередь судить о динамических
модулях упругости среды, делать оценки
ряда физико-механических свойств пород,
а также выделять границы, которые могут
быть установлены с помощью волн друго-
другого класса (например, при определении уров-
уровня грунтовых вод, на котором возникают
только поперечные преломленные волны),
и т. д.;
в) широкое применение не только кинема-
кинематических, но и динамических характеристик
волн, что дает возможность решать задачи,
связанные с наличием в массиве различных
неоднородностей (особо пустот).
В инженерной сейсморазведке широко при-
применяют как наземные наблюдения, так и сей-
смоакустические исследования во внутрен-
внутренних точках среды — штольнях, скважинах,
шурфах.
Основным- при наземной инженерной раз*
ведке является МПВ, что обусловлено про-
простотой регистрации преломленных волн,
связанных с неглубоко залегающими грани-
границами. Глубина исследования достигает 40—
50 м.
При предварительных исследованиях на-
наблюдения проводят на незначительных по
протяженности и относительно редких
профилях. При детальных работах разбивают
сеть увязанных между собой профилей.
Обычные расстояния -между соседними про-
профилями составляют 20—100 м; при детальных
исследованиях они могут быть и 10 м. Сей-
сморазведочные работы проводят в тесном
комплексе с бурением, каротажем и другими
геофизическими методами.
ГЛАВА IX
ОРГАНИЗАЦИЯ И ПЛАНИРОВАНИЕ
§ 88. ОРГАНИЗАЦИЯ
И ПРОЕКТИРОВАНИЕ ПОЛЕВЫХ
РАБОТ
Основная задача организации и планирова-
планирования состоит в создании условий производства,
при которых за счет наиболее эффективного
использования современных достижений
науки и техники, а также применения опти-
оптимальных форм и способов труда получают наи-
наиболее достоверные геологические результаты
при наименьших затратах времени и средств.
Постоянное совершенствование методики
полевых работ, аппаратуры для регистрации
и обработки данных, а также способов ин-
интерпретации предъявляет повышенные требо-
требования к их организации.
Сейсморазведочные работы выполняются
комплексными или специализированными
партиями, работающими самостоятельно или
в составе экспедиции (конторы, тресты),
которые создаются в зависимости от харак-
характера поставленных геологических задач,
условий, сроков выполнения и объемов работ,
определяемых пообъектным планом.
Пообъектный план геолого-
геологоразведочных работ является основным доку-
документом, определяющим объем работ. Все
остальные показатели деятельности органи-
организации, ведущей сейсмическую разведку, по
финансам, труду, материально-техническому
снабжению и другим планируются с учетом
заданий пообъектного плана геологоразве-
геологоразведочных работ. Пообъектные планы состав-
составляют по единой форме для министерств и ве-
ведомств союзных республик; объединений,
управлений и трестов; экспедиций, партий и
аналогичных организаций, находящихся на
самостоятельном балансе. Пообъектные
планы для каждой из организаций отличаются
степенью детальности показателей плана.
Для партий, не выделенных на самостоя-
самостоятельный баланс, пообъектный план не состав-
составляется. Для них геологические задания на
446
планируемый год определяются поэтапным»
планами, разрабатываемыми на основе зада-
заданий пообъектного плана вышестоящей орга-
организации.
Пообъектные планы геологоразведочных
работ утверждаются органами, которым непо-
непосредственно подчинены эти организации.
Подчиненность партий и их характер опре~
деляются предприятием (объединением, тре-
трестом, экспедицией), ведущим эти работы»
а их создание определяется соответствующим'
приказом. После издания приказа об обра-
зовании партии ее работа обычно включает
следующие периоды: проектирование, орга-
организация, полевые работы, ликвидация и ка-
камеральные работы. Продолжительность пе-
периодов и численный состав партии на каждый
из этих периодов определяются проектно-
сметной документацией, которая составляется
в соответствии с действующими инструктив-
инструктивными и нормативными документами Мини-
Министерства геологии СССР, а также приказами
и распоряжениями министерств и ведомств.
СССР и союзных республик.
Основанием для проектирования является
установленное вышестоящей организацией,
конкретное геологическое задание на опре-
определенный объем работ, включенное в по-
пообъектный план предприятия.
Поэтапный план определяет ра-
рациональную последовательность сейсмораз-
ведочных работ и облегчает контроль за их
ходом и результатами. Поэтапный календар-
календарный план является основным плановым,
документом, предъявляемым для финанси-
финансирования, а выполнение предусмотренных
в нем этапов геологических заданий является
основным критерием оценки работы партии.
Этапом работ на объекте является часть гео-
геологического задания, в результате заверше-
завершения которой полностью решается опреде-<
ленная частная геологическая задача. По
геологическим заданиям, плановый срок вы-
выполнения которых не превышает 6 мес, ра-
работы по выполнению всего задания в отдель-
ные этапы не выделяются. Поэтапные пла-
планы утверждаются руководителями объедине-
объединений,: управлений и трестов, которые могут
передоверить право утверждения поэтапного
плана руководителям экспедиций ло отдель-
отдельным объектам, где проводит работы эта экс-
экспедиция. Поэтапный план представляется
финансирующему учреждению Стройбанка
не позднее одного месяца после утверждег
ния проектно-сметной документации.
Поэтапный календарный план составляет
организация, проводящая работы. Этот план
включает годовой объем работ; проектно-
сметные, полевые, камеральные, лаборатор-
лабораторные работы, консультации, экспертизы,
а также строительство необходимых времен-
временных сооружений. Если для выполнения гео-
геологического задания полевые работы должны
продолжаться больше года, поэтапный ка-
календарный план утверждается только на
планируемый год.
В зависимости от содержания геологиче-
геологического задания выделяют следующие этапы
работ.
Проектно-сметные работы.
Для небольших объектов проектирование не
выделяют в самостоятельный этап, а вклю-
включают как составную часть в первый этап
совместно с полевыми работами. При этом
для выполнения первого этапа в соответствии
с геологическим заданием устанавливаются
два срока: на утверждение проектно-смет-
проектно-сметной документации и на завершение полевых
работ.
Полевые работы. При проведении
полевых работ в зависимости от геологиче-
геологического задания могут выделяться несколько
этапов. Один этап, работы выполняется на
одном участке и в один период. Если же ра-
работы проектируются на разных (двух и более)
участках, а сроки их завершения различны,
следует выделять два этапа и более.
Опытно-методические и те-
тематические работы. Они плани-
планируются в один или несколько этапов в завиг
симости от геологического и организационно-
технологического содержания решаемых
задач.
Камеральные работы. Как
правило, они выполняются в один этап. В них
могут быть включены лабораторные исследо-
исследования, оперативный анализ, консультации
и другие работы.
Поэтапный календарный план оформляется
в четырех экземплярах. Первый экземпляр
представляется в учреждение Стройбанка,
второй — в трест, третий — в экспедицию,
четвертый — в партию. После составления
поэтапных календарных планов по объектам
составляют поэтапный план по экспедиции.
После утверждения поэтапного календар-
календарного плана геологоразведочных работ на
основании геологических заданий, входящих
в поэтапный план, составляют технические
проекты. Назначением проекта является
определение методики у техники, технологии
и организации сейсморазведочных и связан-
связанных с ними работ, а также обоснование ис-
исходных данных для расчета их сметной стои-
стоимости. Проектно-сметная документация
утверждается не позднее одного месяца до
начала полевых работ, а по объектам, работы
на которых начинаются в первом квартале
года,!— не позднее 31 декабря предыдущего
года* Проектно-сметная документация утвер-
утверждается и переутверждается в зависимо-
зависимости от объемов и сметной стоимости объек*
тов:
1) министерствами и ведомствами СССР по
объектам со сметной стоимостью свыше
2,5 млн. руб., а по наиболее важным объек-
объектам, перечень которых устанавливается Гос-
Госпланом СССР, вне зависимости от их стои-
стоимости;
2) министерствами и ведомствами союзных
республик, главными управлениями мини-
министерств и ведомств СССР, объединениями по
объектам cq сметной стоимостью до 2,5 млн.
руб.;
3) геологическими управлениями (трестами)
министерств и ведомств СССР и союзных
республик, организациями на правах гео-
геологических управлений (трестов) по объектам
со сметной стоимостью до 1,5 млн» руб.;
4) геологическими экспедициями, находя-
находящимися на самостоятельном балансе, по
объектам со сметной стоимостью до 50 тыс.
руб. у а в отдельных случаях по специаль-
специальному разрешению министерств СССР — до
100 тыс. руб.
Проекты и сметы по объектам стоимостью
2,5 млн. руб. и выше подвергаются экспер-
экспертизе министерств ц ведомств СССР. Все из-
изменения и дополнения» включая изменение
методики, объемов и сметы, вносятся в проект-
но-сметную документацию перед ее утверж-
утверждением соответствующей инстанцией. Проект
должен составляться с учетом комплектности
проведения работ, а также требований ох-
охраны окружающей среды и природных ре-
ресурсов на объем исследований, необходимый
для выполнения геологического задания не-
независимо от того, что этот срок может выхо-
выходить за пределы календарного года. В проек-
проекте, работы по которому будут выполняться
в течение нескольких лет, выделяются объемы
первого года. Название проекта должно
соответствовать геологическому заданию и
отражать наименование объекта, а также
стадии проведения работ.
После утверждения проектно-сметной до-
документации начинается организа»-
ционный период, необходимый для
осуществления ряда мероприятий, без кото*
447
рых невозможно бесперебойное проведение
полевых работ.
Первая часть организационного периода,
как правило, используется на базе головного
предприятия (треста, экспедиции) и обычно
совпадает во времени с проектированием.
Партия оснащается необходимой аппарату-
аппаратурой, оборудованием, материалами. Полу-
Получаемые технические средства должны быть
в исправном состоянии, что подтверждается
паспортными документами.
Вторая часть выполняется на месте прове-
проведения полевых работ. В это время оконча-
окончательно формируется персонал, аппаратура и
оборудование подготовляются к работе, про-
проводятся инструктажи и принимаются экза-
экзамены по правилам безопасного ведения работ,
получается разрешение на буровзрывные
•работы в районной горно-технической ин-
инспекции (РГТИ). Для получения разрешения
необходимо иметь следующие документы:
проектную схему профилей; копии дипломов
ответственных руководителей взрывных
работ; производственные характеристики на
лиц, связанных по работе с ВВ; копию при-
приказа о маркировке электродетонаторов;
проект буровзрывных работ; акт приемки
автотранспорта, используемого для пере-
перевозки ВВ, заверенный в Госавтоинспекции;
копии согласований с организациями, вла-
владеющими инженерными сооружениями (ли-
(линиями электропередач, газопроводами, же-
железными дорогами); акт готовности к поле-
полевым работам; перечень объектов и работ по-
повышенной опасности; приказ о Назначении
лиц, ответственных за безопасность объектов
и производство работ повышенной опасности;
список личного состава; должностные инст-
инструкции ИТР и служащих; утвержденные
программы обучения ИТР и служащих;
утвержденный перечень инструкций по тех-
технике безопасности (ТБ); приказ о постоянно
действующей комиссии по проверке знаний
правил безопасного ведения работ; прото-
протоколы проверки знаний правил безопасности
у личного состава партии; журналы инструк-
инструктирования рабочих; технические паспорта
машин и оборудования; график планово-
предупредительного ремонта техники; при-
приказ о закреплении технических средств за
ответственными лицами; приказы об органи-
организации противопожарной службы; о погрузоч-
но-разгрузочных работах? журнал регистра-
регистрации радиосвязи; журнал контрольных сроков
маршрутов дальних рейсов и разовых ин-
инструктажей водителей; план организационно4
технически* мероприятий по охране труда и
ТБ; протокол рабочего собрания по резуль-
результатам подготовки к полевым работам, а также
выборам общественных инструкторов по ТБ.
Для оформления взрывных работ и хране1-
ния взрывчатых веществ необходимы сле-
48
дующие документы: паспорт буровзрывных
работ; разрешение на право производства
взрывных работ; приказ о назначении от-
ответственных руководителей взрывных работ;
проект склада ВВ; паспорт склада ВВ; акт
приемки склада ВВ; справка о регистрации
склада ВВ в РГТИ; разрешение на права
хранения ВВ; приказ о назначении заведу-
заведующего складом ВВ; приказ о маркировке
электродетонаторов и присвоении шифров
взрывникам; приказ о назначении комиссии
по> ежемесячной проверке учета, хранения и
наличия В В на складе; приказ о назначении
лиц, привлекаемых к погрузочно-разгрузоч-
ным работам и охране ВВ; согласованный
с органами милиции список лиц, связанных
с работой с ВВ; ведомственная программа и
инструкция по службе охраны складов ВВ;
журнал регистрации и ликвидации отказов;
акт наружного осмотра защиты склада от
молний; книги учета ВМ.
Фактическим началом организации пар-
партии считается дата приказа о ее формирова-
формировании.
Началом полевого периода
считается день, когда получены первые за-
записи,! которые можно использовать для реше-
решения поставленной проектом задачи. В про-
процессе полевого периода должен быть выпол-
выполнен весь комплекс полевых работ, преду-
предусмотренный проектом, проведена предвари-
предварительная полевая обработка полученных дан-
данных, в основе которой лежит подготовка
данных к передаче на вычислительный центр.
Не менее одного раза в месяц полученные в
поле материалы отправляют на вычислитель-
вычислительный центр экспедиции (треста) для экспресс-
обработки, в которую включается предвари-
предварительная коррекция статических и кинемати-
кинематических поправок и построение предваритель-
предварительных временных разрезов по отработанным
профилям.
Все работы, выполняемые в полевой период,
должны строго соответствовать методиче-
методическим приемам и схемам наблюдений, преду-
предусмотренных проектом, а также быть увя-
увязанными с административными и обществен-
общественными организациями, руководителями кол-
колхозов и совхозов, на территории которых
должны выполняться полевые работы,
а также с другими близко расположенными
геофизическими и геологическими служ-
службами.
Окончанием полевого пе-
периода считается день получения послед-
последних сейсмических записей, необходимых для
решения поставленных проектом задач.
В камеральный период осу-
осуществляется окончательная обработка на
ЭВМ полученных материалов, составление и
защита окончательного отчета. Принимая во
внимание специфику подготовки данных для
передачи их на вычислительный центр, про-
процесс окончательной обработки должен пред-
представлять собой отдельный этап в периоде
камеральных работ.
§ 89. ОРГАНИЗАЦИЯ ОБРАБОТКИ
Широкое внедрение профильных и пло-
площадных систем полевых наблюдений с много-
многократными перекрытиями, а также внедрение
цифровой регистрации определяют необхо-
необходимость обработки получаемых в поле дан-
данных на специализированных вычислительных
центрах (ВЦ). Обработка данных является
неотъемлемой частью сейсморазведочных
работ и включается в проект и смету. Опре-
Определяются следующие показатели: объем
данных, подлежащих обработке, выражен-
выраженный числом физических наблюдений; состав
процедур; расход и стоимость машинного
времени; календарный план, увязанный
с графиком поставки данных на ВЦ. Физиче-
Физическим наблюдением считается одна 24-каналь-
ная сейсмограмма.
Приемка полевых материалов партии на
ВЦ и сопутствующей документации оформ-
оформляется двусторонним актом, в котором дается
заключение о качестве принятого материала.
Наряду с первичными новыми данными обя-
обязательными должны быть следующие: схема
расположения профилей; системы наблюде-
наблюдений с нивелировочным разрезом (рис. IX. 1);
рапорты оператора; дефектная ведомость
(табл. IX. 1); скоростной закон (табл. IX.2),
паспорт магнитной ленты (табл. IX.3); кас-
кассеты магнитных лент или магнитограммы,
полевые воспроизведения или воспроизведе-
воспроизведения после ввода в ЭВМ; аппаратурные магни-
магнитограммы с записью синусоидального сигнала
на одной из частот в рабочем диапазоне и их
воспроизведения на открытом канале без
АРУ с указанием параметров воспроизве-
воспроизведения. Кроме перечисленных обязательных
материалов необходимо представлять на ВЦ:
данные ВСП и сейсмокаротажа в виде монта-
жей и графиков; имеющуюся на момент
обработки геолого-геофизическую информа-
информацию о районе исследований; краткие сведения
о поверхностных и глубинных сейсмогеологи-
ческих условиях, времени регистрации
основных горизонтов и т. п.
Схема наблюдений составляется для каж-
каждого профиля, который размечается в пике-
пикетах расположения центров групп сейсмо-
приемников. Схема4 'наблюдений представ-
представляется на обобщенной плоскости. Ориента-
Ориентация каналов и схема расстановки на профиле
приводятся в верхней части чертежа под обо-
обозначением направления профиля относительно
стран света.
Изображенная система (см. рис. IX. 1)
должна строго соответствовать фактической
Таблица IX.1
Дефектная" ведомость
«в
Й а
SB
5. ее ев
О Ж д.
|SbS
я
о L S
^""* 58 m
5Г* <-
gss
ев ев
н м
СО
BJ Q
Он Ч
«С я
ев
ев о О S
Ж (_ t-
?-4« °0 ев
°М S Ж
V
S
ей
s
С
и точно фиксировать все отклонения от проек-
проекта. Над изображением каждой записи ука-
указывается ее сезонный номер, а также любые
аномальные отклонения от нормы — изме-
изменения длины записи, шага дискретности, не-
неполадки с отметкой момента взрыва, бра-
бракованные или незарегистрированные за-
записи, бракованные трассы и трассы с обрат-
обратной полярностью. На этом же чертеже изоб-
изображается схема расстановки, определяющая
взаимное расположение пунктов приема и
пунктов возбуждения, длину расстановки,
значение выноса, расположение каналов на
профиле. Если на чертеже требуется изобра-
изобразить какие-либо другие особенности записи,
то соответствующие символы и их смысл
должны быть приведены в условных обозна-
обозначениях. В средней части чертежа изобра-
изображаются площадки, получаемые проекцией по
вертикали соответствующих корреляцион-
корреляционных ходов системы наблюдений. Над каждой
площадкой подписывается номер бобины и
в скобках номер полевой сейсмограммы при
цифровой регистрации или только номер по-
полевой магнитограммы при аналоговой реги-
регистрации. На линиях площадок обозначаются
Таблица IX.2
Скоростной закон (кинематические
поправки) t0 или (Я) для удаления х
Про-
Профиль
таб-
Координаты
по профи-
профилю, м
от
ДО
to, мс
(Я, м)
V,
м/с
449
2§
fe
u.
= 3
Us
Ч&1
*¦» s?
«41 ^ ;
КЗ
S3
Si
^_
^^
>M
«a
. ««*
**"
%>4
«!
§3
§^*»-
5 N.
55 *
"* 7"
та
^S
Si
JS
Й
«8
«:
I»
gl
&..0Г)
2*a
ESS
О U
2 "
« О.Я1
« Tt **
°M
..*> s
«за
о. ж *
n <a о
-> a a n
cues etc
2 -«sea
Я «ю *
5 i&
fill
« « з с
am
• §* l
Таблица 1Х.З
Паспорт магнитной ленты
Партия
Организация - — . .
Район исследований
Паспорт №
Профиль Дата получения: первой записи
последней записи
Тип и номер станции
Число сейсмических каналов
Длительность регистрации
Шаг дискретизации
Плотность записи
Номер полевой записи
Из них — профильные наблюдения (кондиционные записи)
ПВ
ПВ
Брак
Опытные работы
Аппаратурные —
Прочие
ПП-
ПП-
м первой записи
м последней записи
МЛ отправлена на ВЦ
МЛ принята в архив ВЦ.
Отправил
Принял
(организация, дата)
исключаемые из обработки (обнуляемые)
каналы и каналы с обратной полярностью.
Под изображением площадок в том же го-
горизонтальном масштабе приводится поверх-
поверхностный разрез, на котором наносятся сле-
следующие данные: нивелировочный разрез;
пункты взрыва с точным указанием высоты
устья скважины и глубины заряда; точки
пересечения с другими профилями; изломы
профиля; данные МСК; положение подошвы
ЗМС и скоростная характеристика. Верти-
Вертикальный масштаб изображения 1 : 1000. При
морских работах на чертеж наносится рельеф
Дна.
Ниже поверхностного разреза приводятся
три строки чисел, характеризующие статиче-
статические поправки: для каждой точки наблюде-
наблюдения поправка за пункт приема; для каждого
пункта взрыва поправка за пункт взрыва;
для каждого пункта взрыва вертикальное
время. Таким образом, схема системы наблю-
наблюдений полностью характеризует методику
полевых работ, ее параметры и поверхностные
условия площади исследований.
(подпись)
Для каждого профиля составляют также
таблицу скоростного закона (см. табл. IX.2),
который приводится в числовой форме вер-
вертикального годографа, либо в виде зависи-
зависимости скорости от времени, либо изменения
кинематических поправок, как функции вре-
времени. Все отклонения от стандартных пара-
параметров приводятся в дефектной ведомости
(см. табл. IX. 1).
Паспорт магнитной ленты (см. табл. IX.3)
составляют для каждой кассеты (цифровая
запись) в двух экземплярах. Один экземпляр
вместе с кассетой МЛ поступает в архив маг-
магнитных лент, второй — в группу обработки.
Паспорт магнитной ленты возвращается за-
заказчику вместе с магнитными лентами.
На самой кассете МЛ должны быть следу-
следующие данные: номер; организация; партия;
дата получения первой и последней записи;
тип и номер регистрирующей аппаратуры.
На аналоговой магнитограмме и полевых
воспроизведениях должна содержаться ин-
информация в соответствии с инструкцией по
сейсморазведке — номер магнитограммы
451
номер сейсмостанции, дата, пикет пункта
взрыва и пикеты расстановки.
При сдаче полевых материалов на вычис-
вычислительный центр оценивают их качество.
Оценке подвергается каждое отдельное фи-
физическое наблюдение по результатам ввода и
воспроизведения без фильтрации и предвари-
предварительной обработки. Запись считается браком,
если содержит один из следующих недостат-
недостатков: магнитная запись не считывается; отсут-
отсутствует или ненадежна отметка момента взры-
взрыва — погрешность снятия времени превышает
шаг дискретизации при регистрации или
обработке; отсутствует или неправильно чи-
читается этикетка цифровой сейсмограммы;
магнитная пленка перенасыщена в рабочем
интервале времени, наблюдаются погреш-
погрешности в кодировке уровней усиления, потери
разрядов, препятствующие выделению отра-
отражений; помехи (аппаратурные, промышлен-
промышленные) препятствуют визуальному выделению
целевого отражения на сейсмограммах вос-
воспроизведения; визуально наблюдается взаим-
взаимное влияние между каналами.
Если на участке профиля имеются брако-
бракованные сейсмограммы или пропуски наблю-
наблюдений, в результате чего на окончательном
разрезе не обеспечивается уверенное прос-
прослеживание отражающих горизонтов, бра-
бракуются все физические наблюдения этого
участка профиля вне зависимости от качества
магнитограмм.
Сейсмические записи принимаются с оцен-
оценкой «удовлетворительно» (коэффициент 0,8),
если они имеют недостатки, перечисленные
выше, но не превышающие допустимых пре-
пределов. Сейсмические записи принимаются
с оценкой «хорошо» (коэффициент 0,9), если
они имеют слабо выраженные недостатки,
перечисленные выше, и позволяют хорошо
выделять целевые отражения. Сейсмические
записи принимаются с оценкой «отлично»
(коэффициент 1,0) при высоком техническом
и методическом качестве полевых работ и
хорошей корреляции целевых отражений.
Сейсмические записи принимаются с поло-
положительными оценками в зависимости от тех-
технического качества сейсмограмм, если целе-
целевые отражения не выделяются, но имеются
доказательства невозможности их получения
с помощью технических средств и методиче-
методических приемов, предусмотренных проектом.
Средний коэффициент качества сейсмиче».
ских записей, принятых в обработку на ЭВМ,
вычисляют по формуле
где <7i — число записей, принятых с оценкой
«отлично»; q2 -^- число записей, принятых
с оценкой «хорошо»; qa —' число записей,
452
принятых с оценкой «удовлетворительно»;
<74 — число забракованных записей.
Заключение о качестве сейсмических за-
записей, принятых в обработку с оценками
качества, необходимыми пояснениями и ре-
рекомендациями по улучшению методики поле-
полевых работ, составляется в срок не более
30 дней после приемки материалов на вычис-
вычислительный центр. Заключение [в трех экзем-
экземплярах для полевой сейсморазведочной
партии, экспедиции (треста) и партии (экспе-
(экспедиции) машинной обработки] составляется
сотрудниками партии машинной обработки,
принимающей материал, и утверждается ру-
руководством партии машинной обработки,
учитывается при окончательной приемке
полевых материалов и прилагается к актам
приемки.
Планирование работы ВЦ и отчетность
регламентируются документами — норма-
нормативами времени на обработку по этапам;
нормативами расхода машинного времени по
процедурам и т. п.
§ 90. ПРОЕКТИРОВАНИЕ,
СОСТАВЛЕНИЕ СМЕТЫ И ОТЧЕТА
Назначением проекта является определе-
определение наиболее рациональной методики наблю-
наблюдений, а также организации необходимых
вспомогательных работ для выполнения уста-
установленного геологического задания. Основой
проекта является геологическая задача, по-
поставленная вышестоящей организацией.
В зависимости от продолжительности работ,
необходимых для решения поставленной за-
задачи, составляются перспективные и рабочие
технические проекты. Перспективные проек-
проекты разрабатываются для решения проблемы
в целом в течение трех-пяти лет. Рабочие
проекты составляются на один, реже на два
года.
Ответственность за составление проекта
в установленные сроки, их качество, правиль-
правильное обоснование объемов и видов работ,
методики и техники их проведения несут
организации, разрабатывающие эти проекты.
В составлении проекта работ партии жела-
желательно участие исполнителей полевых работ—
в первую очередь начальника или техниче-
технического руководителя партии. Проект состав-
составляется по единому плану в строгом соответ-
соответствии с требованиями наставлений, специаль-
специальных инструкций и справочников. Название
проекта должно соответствовать геологиче-
геологическому заданию и отражать наименование
объекта и стадии работ. Проект должен со-
состоять из двух частей: геолого-методической
и производственно-технической.
Геолого-методическая часть составляется
организацией — исполнителем работ и апро-
апробируется научно-техническим советом соот-
ветствующей геологической организации.
В эту часть проекта входят следующие раз-
разделы: 1) геологическое задание; 2) географо-
экономическое положение района работ;
3) обзор, анализ и оценка ранее проведенных
исследований; 4) геологическая и геофизиче-
геофизическая характеристика объекта работ; 5) мето-
методика и объемы проектируемых работ.
Разделы 2, 3 и 4 должны быть предельно
краткими. В них должны быть приведены
следующие данные: географическое и адми-
административное положение района проекти-
проектируемых работ; координаты и номенклатура
планшетов изучаемой площади; виды путей
сообщения по району в целом н транспортные
средства, применение которых возможно при
проведении работ; заселенность района и
состав населения; населенные пункты и го-
города; характер рельефа местности, залесен-
ность, заболоченность; климатические усло-
условия и др. По совокупности этих условий опре-
определяется категория трудности проектируе-
проектируемого района.
Обзор геолого-геофизической изученности
дается в хронологическом порядке с крити-
критической оценкой результатов работ, выполнен-
выполненных на проектируемой площади ранее.
При описании геологического строения и
тектоники района проектируемых работ при-
приводятся сведения о сейсмогеологической ха-
характеристике пород, основных отражающих
горизонтах и других условиях, определяю-
определяющих методику наблюдений. В этом разделе
лроекта приводится обоснование принятых
методов исследования, схемы профилей, дли-
<ны годографа, кратности перекрытий, груп-
лирования источников и приемников, опре-
определяется необходимая регистрирующая аппа-
аппаратура и оборудование, проводится краткий
подсчет объемов опытно-методических и про-
производственных работ.
Производственно-техническая часть проек-
проекта составляется после одобрения геолого-ме-
геолого-методической части в следующей последователь-
последовательности: общая часть, включающая данные об
«организации партии; обоснование категории
местности, расчет объемов и производитель-
«ости полевых наблюдений; продолжитель-
продолжительность работ партии в целом и по периодам;
последовательность и сроки окончания работ
по участкам; расчет потребности в аппаратуре,
•оборудовании, основных и вспомогательных
•средствах; штаты партии, объемы буровых
и взрывных работ; обоснование методики
топогеодезических работ; обоснование каме-
камеральной обработки и сроки выполнения;
расчет необходимых организационно-произ-
организационно-производственных мероприятий, куда входит строи-
строительство временных зданий, техническое и
материальное обеспечениег мероприятия по
-завозу продовольствия и горючего; размеще-
размещение персонала партии и т.п. Приводится
расчет объемов грузоперевозок и количество
необходимого вспомогательного транспорта.
Предусматриваются мероприятия по технике
безопасности, охране труда, организации
быта.
Производственно-техническая часть проек-
проекта должна содержать всю необходимую ин-
информацию для составления сметно-финансо-
вых расчетов. Все необходимые технико-эко-
технико-экономические показатели приводятся в виде
таблиц.
К проекту прилагаются: мелкомасштабная
обзорная карта района проектируемых работ;
геологическая карта и карта геофизической
изученности района; характерные геологиче-
геологические и геолого-геофизические разрезы; схема
расположения проектных профилей в мас-
масштабе отчетных карт; необходимый топогра-
фо-геодезический материал; протоколы согла-
согласования работ и обсуждения проекта на
научно-техническом совете (НТС); список
использованнрй литературы, фондовых мате-
материалов и другие документы по усмотрению
составителей проекта.
Проект должен быть написан сжато, иметь
оглавление, список литературы и приложе-
приложений, должен быть переплетен. Проект всту-
вступает в силу после его утверждения выше-
вышестоящей инстанцией.
Одновременно с производственно-техни-
производственно-технической частью проекта после ее утверждения
научно-техническим советом на весь объем
геофизических работ составляется сметно-
финансовый расчет (смета).
При составлении дополнения к проекту
в смету вносятся соответствующие уточнения.
В уточненной смете учитываются выполнен-
выполненные оплаченные банком работы.
Сметы на геофизические работы состав-
составляются на основе справочника укрупненных
проектно-сметных нормативов (СУСН) на
геологоразведочные работы с учетом допол-
дополнений и разъяснений к нему, изданных
Мингео СССР.
Основные расходы сметной стоимости всех
видов работ состоят из следующих видов за-
затрат: основная заработная плата производ-
производственных рабочих и ИТР; дополнительная
заработная плата производственных рабо-
рабочих и ИТР; отчисления на социальное стра-
страхование; материалы; амортизация основных
средств; износ малоценных предметов и смен-
сменного оборудования; услуги собственных
вспомогательных производств и со стороны—
транспорт. Затраты на организацию и ликви-
ликвидацию полевых работ, камеральные работы
устанавливают в процентах от сметной стои-
стоимости полевых работ без стоимости времен-
временных зданий и сооружений. Полная сметная
стоимость слагается из стоимостей следую-
следующих видов работ: проектно-сметные работы;
подготовительный период к полевым работам;
453
полевые работы по видам и методам, включая
отдельные виды работ, не входящие в нормы,
но связанные с полевыми работами; органи-
организация и ликвидация полевых работ; транс-
транспортировка персонала и грузов к месту поле-
полевых работ и обратно; камеральные работы и
обработка данных на ЭВМ; полевое доволь-
довольствие; премии и доплаты; возмещение кол-
колхозам, совхозам, лесхозам и частным лицам
материального ущерба, связанного с исполь-
использованием их земель; резерв на непредусмо-
непредусмотренные работы и затраты. Стоимость работ
распределяется по этапам их выполнения.
Сметная стоимость этапа получается умноже-
умножением единичных расценок отдельных видов
работ на их объемы. Сметная стоимость гео-
геофизических работ определяется по единич-
единичным или укрупненным комплексным рас-
расценкам. Единичные расценки по видам работ,
предусмотренным СУСН, определяются по
сметным нормам основных расходов на рас-
расчетную единицу (приборо-смену, физическое
наблюдение и т, п.).
Единичные расценки по видам полевых
работ, не предусмотренным СУСН, опреде-
определяются составлением сметно-финансовых
расчетов с использованием утвержденных
норм выработки. При отсутствии единых
норм выработки разрешается для определе-
определения сметной „стоимости этих видов работ
пользоваться временными нормами, утвер-
утвержденными в установленном порядке.
Управлениям министерств и ведомств
СССР, а также объединениям, управлениям,
трестам, научно-исследовательским инсти-
институтам, осуществляющим геологоразведоч-
геологоразведочные работы, разрешается разрабатывать и
утверждать временные нормы для определе-
определения сметной стоимости по видам работ, не
предусмотренным действующим справочни-
справочником, а также по видам работ, которые в спра-
справочнике есть, но работы более двух лет вы-
выполняются по более совершенной методике.
Срок действия временных норм не должен
превышать двух лет для круглогодичных и
трех лет для сезонных партий. До истечения
этих сроков временные нормы должны быть
утверждены министерствами и ведомствами
СССР по подчиненности геологоразведочных
организаций.
Сметная стоимость обработки геофизиче-
геофизических материалов полевых партий на ЭВМ
определяется исходя из предусмотренного
в проекте работ количества машино-часов и
стоимости 1 ч работы ЭВМ, утвержденного
министерствами и управлениями геологии
союзных республик, объединениями.
Сметная стоимость машинной обработки
предусматривается в проектно-сметной доку-
документации сверх норм, определенных СУСН
на камеральную обработку материалов без
начисления накладных расходов. Финанси-
454
рование геологоразведочных работ произво-
производится учреждениями Стройбанка в соответ-
соответствии с планами этих работ и сметами, утвер-
утвержденными в установленном порядке, при на-
наличии следующих документов: плана геологе
разведочных работ и пообъектного плана;
плана финансирования геологоразведочных
работ; справки об утверждении проектно-
сметной документации; копий смет со свод-
сводными расчетами сметной стоимости по каж-
каждому объекту, включенному в пообъектный
план; поэтапных планов по каждому объекту;
выписки из перечня тематических работ,
утвержденного министерством (управлением)
геологии союзной республики; перечня объек-
объектов геологоразведочных работ, зарегистри-
зарегистрированных во всесоюзном, республиканском
или территориальном геологическом фонде.,
Проектно-сметная документация на весь
объем геологоразведочных работ и поэтапные
планы должны быть утверждены э срок до
трех месяцев с момента начала финансирова-
финансирования. Основанием для оплаты являются акты
на завершенные работы. Сметная стоимость
геологоразведочных работ по завершенным
геологическим заданиям и их этапам, предъ-
предъявленным к оплате, определяется НТС
объединений, управлений, трестов или комис-
комиссиями по приемке материалов, исходя из вы-
выполненных объемов работ.
Техническая отчетность о выпол-
выполненных работах является обязательной. Пе-
Периодичность и сроки представления отчет-
отчетности, ее содержание и объемы устанавли-
устанавливаются вышестоящей организацией. Периоди-
Периодические технические отчеты должны содержать
сведения о выполнении плана, методике, тех-
технике и качестве работ, а также основные ре-
результаты, полученные по материалам выпол-
выполненных объемов работ. Если за отчетный пе-
период наблюдались отступления от проекта,,
в отчете должны быть указаны необходимые
обоснования. Периодический отчет должен
содержать также данные о плане и направ-
направлении работ на последующий период, а также
сведения о выполнении правил безопасного
ведения работ. <
Если по характеру работы партии преду-
предусмотрен годовой или предварительный отчет,
то эти документы составляются так же, как
и периодические, но с более подробным со-
содержанием освещаемых проблем и графиче-
графической иллюстрацией основных результатов,
полученных партией за отчетный период*
Окончательный технический отчет дол-
должен содержать подробные сведения по обо-
обоснованию, характеру, методике и технике
выполнения и геологическим результатам
всех видов работ, осуществленным по проек-
проекту. Окончательный технический отчет должен
состоять из следующих обязательных глав:
введения; главы 1 •*- экономическая и геоло»
то-геофизическая характеристика района ра-
работ; главы 2— геологические задачи, мето-
методика (и техника полевых работ; главы 3 —
методика, основные процедуры и результаты
обработки данных полевых наблюдений, тип
обрабатывающей системы; главы 4 — геоло-
геологические результаты работ; заключения.
Отчет должен быть написан сжато, аргу-
аргументированно и по возможности однозначно,
¦когда это касается решения геологической
задачи. Если партия работала на нескольких
участках, анализ и описание результатов
работ приводится в зависимости от располо-
расположения площадей исследований и требований
к отчету — в целом или по отдельным пло-
площадям.
Как правило, введение и глава 1 отчета
составляются аналогично соответствующим
разделам проекта лишь с внесением допол-
дополнений, полученных в результате выполненных
геофизических исследований.
Глава 2 включает: задачи полевых работ
партии, выполненные в соответствии с проек-
проектом; сведения о комплектности и увязке вы-
выполненных по проекту работ с результатами
исследований прежних лет; обоснование и
.характеристику методики и техники полевых
наблюдений, доказательство необходимости
отклонений от проекта, если таковые были;
основные параметры регистрирующей аппа-
аппаратуры; оценку работы аппаратуры и обору-
оборудования; анализ качества полевых материа-
материалов и их оценку комиссией, основные пока-
показатели по выполнению плана работ в денеж-
денежных и физических показателях.
Глава 3 включает: детальный анализ сей-
смогеологической характеристики района
исследований, подробное описание волновых
нолей, скоростной характеристики разреза;
изучение и интерпретацию временных раз-
разрезов, полученных в результате обработки
материалов на ЭВМ; подробное и последова-
последовательное изложение всех процедур и методики
обработки с кратким содержанием библио-
библиотеки обрабатывающей системы; выявление
теологических аномалий по глубинным раз-
разрезам; обоснование fпринятой методики со-
составления сейсмогеологических разрезов,
схем, карт, а также точности и достоверности
их построения.
В главе 4 даются: характеристика и геоло-
геологическое истолкование результатов геофизи-
геофизических исследований; комплексная интер-
интерпретация полученной геофизической инфор-
информации; степень детальности геологических
¦построений, определяемая задачами, объемом
и характером выполненных геофизических
работ; рекомендации по дальнейшему про-
проведению геофизических работ, их методиче-
методической направленности и объемам.
В заключении кратко излагаются основ-
основные результаты и рекомендации по комплексу
геофизических исследований района работ.
При этом акцентируются основные геологи-
геологические результаты, полученные в результате
проведенных работ; вытекающие из получен-
полученных результатов рекомендации по постановке
дальнейших геолого-геофизических работ;
краткая оценка применявшейся методики
полевых работ и обработки на ЭВМ.
В отчет включаются текстовые и графиче-
графические приложения. К обязательным текстовым
приложениям относятся аннотация, реферат
по установленной форме, список текстовых
и графических приложений, рецензии на от-
отчет, выписка из протокола научно-техни-
научно-технического совета о приемке отчета с отметкой
руководства, что все рекомендации НТС
в отчет внесены. Перечисленные приложения
помещаются перед текстом отчета. В конце
отчета приводится список использованной
литературы и фондовых материалов, акты
приемки полевых материалов.
В зависимости от характера выполненных
геофизических исследований обязательными
графическими приложениями являются:
обзорная карта района с контуром площади
работ; схема профилей на топографической
основе; каталог координат профилей; карты
геофизической изученности; кривые и спек-
спектры скоростей; временные и глубинные раз-
разрезы отработанных сейсмических профилей,
схемы или карты строения изучаемого района
по опорным или условным отражающим гори-
горизонтам; сводные сейсмогеологические раз-
разрезы.
Отчетный картографический материал вы-
выполняется без искажений масштаба: один
экземпляр на кальке, остальные на синьке.
Все графические материалы отчета оформ-
оформляются отдельным томом. Отчет печатается на
белой бумаге с обеих сторон через два интер-
интервала. Текст и все приложения подписываются
исполнителями и руководителями, ответ-
ответственными за работу партии. Оценку отчету
и работе партии в целом дает научно-техни-
научно-технический совет.
Отчеты оформляются в четырех-пяти эк-
экземплярах, из которых первый экземпляр
с графическими приложениями, выполнен-
выполненными на кальке, отправляется в Объеди-
Объединение «Всесоюзный геологический фонд»,
второй экземпляр — в территориальные гео-
геологические фонды. Остальные экземпляры
передаются организации, выполнявшей ра-
работы.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Авербух А. Г. Интерпретация материалов
сейсморазведки преломленными волнами. М.#
Недра. 1975.
2. Аверьянов А. Г. Моделирование сейсмических
волн. М., Наука, 1969.
3. Алексеев А. С, Бабич В. М., Гельчинский Б. Я-
Лучевой метод вычисления интенсивности волно-
волновых фронтов. — В кн.: Вопросы динамической
теории распространения сейсмических волн. Сб. 5.
Изд. ЛГУ, 1961, с. 3—25.
4. Антонова Л. Н., Матвеева Н. Н. Кинема-
Кинематика волн в трехмерных блоково-градиентных сре-
средах. — В кн.: Вопросы динамической теории рас-
распространения сейсмических волн, вып. XV. Л.»
Наука, 1975, с. 78—89.
5. Бабич В. М., Булдырев В. С. Асимптотические
методы в задачах дифракции коротких волн. М.,
Наука, 1972.
6. Балашканд М. И., Ловля С. А. Источники
возбуждения упругих волн при сейсморазведке
на акваториях. М., Недра, 1977.
7. Баранов В. Н., Кюнетц Г. Синтетические сей-
сейсмограммы с многократными отражениями. —
В кн.: Проблемы сейсмической разведки. М.,
Гостоптехиздат, 1962.
8. Беликов Б. П., Александров К. С, Рыжова Т. В.
Упругие свойства породообразующих минералов
горных пород. М., Наука, 197Q.
9. Белоусов Д. И., Рощупкин В. И. Буровые
установки. М., Недра, 1973.
10. Бендерский В. #., Райхер Л. Д.» Хараз И. И.
Метод управления фронтами волн в сейсмораз-
сейсморазведке. М., Недра, 1973.
11. Березкин В. М., Киричек М. А., Куна-
рев А. А. Применение геофизических методов раз-
разведки для прямых поисков месторождений нефти
и газа. М., Недра, 1978.
12. Берзон И. С. Сейсморазведка тонкослои-
тонкослоистых сред. Изд. 2-е. М., Наука, 1976.
13. Берзон И. С, Ратникова Л. И., Рац-
Хизгия М. И. Сейсмические обменные отражен-
отраженные волны. М., Наука, 1966.
14. Беспятов Б. И. Методические основы повы-
повышения эффективности сейсморазведки методом от-
отраженных волн. — Труды НВНИИГГ, вып. 16.
Саратов, изд. Саратовского ун-та, 1972.
15. Библиотека программ для обработки гео-
геофизических данных на ЭВМ, вып. 7, М., изд.
ВНИИГеофизика. 1978.
16. Богданов А. И. Интерпретация сейсмиче-
сейсмических годографов. М., Гостоптехиздат, 1960.
17. Бреховских Л. М. Волны в слоистых сре-
средах. М., Наука, 1973.
18. Взрывное дело/С. А. Ловля, Б. Л. Каплан,
В. В. Майоров и др. М., Недра. 1976.
456
19. Вопросы регулируемого направленного при-
приема (РНП) сейсмических волн. — Труды МНИ,
вып. 18, М.« Гоетоптехиздат, 1957.
20. Вопросы теории и интерпретации сейсмиче-
сейсмических волн. Новосибирск, Наука, 1975.
21. Вопросы теории и методики способа общей
глубинной точки/В. Б. Левянт, 3. И. Жарн,
Ю. Б. Зингер и др. Обзор. Серия региональной,
разведочной и промысловой геофизики. М.»
ВИЭМС, 1970.
22. Воларович М. П., Соболев Г. А. Пьезоэлек-.
трический метод геофизической разведки. М.,
Наука, 1969.
23. Гальперин Е. И. Вертикальное сейсмическое
профилирование. М., Недра, 1971.
24. Гальперин Е. И. Поляризационный метод
сейсмических исследований. М., Недра*, 1977.
25. Гаибурцев Г. А. Основы сейсморазведки.
М., Гостоптехиздат, 1959.
26. Геоакустика. М., Наука, 1966.
27. Геофизические исследования на Украине.
Киев, Техника, 1969.
28. Геофизические исследования при геологиче-
геологическом картировании. Алма-Ата, 1968.
29. Гогоненков Г. Н. Расчет и применение син-
синтетических сейсмограмм. М., Недра. 1972;.
30. Гольцман Ф. М. Основы теории интерфе-
интерференционного приема регулярных волн. М., На-
Наука, 1964.
31. Горяинов Н. И., Ляховицкий Ф. М. Сейсми-
Сейсмические методы в инженерной геологии. М., Недра,
1979.
32. Гурвич И. И. Сейсмическая разведка. Изд.
2-е. М., Недра, 1970.
33. Динамические характеристики сейсмиче-
сейсмических волн в реальных средах/И. С. Берзон,
А. М. Епинатьева, Г. Н. Парийская и др. М.,
изд-во АН СССР, 1962.
34. Динамические характеристики сейсмиче-
сейсмических волн. — Труды ин-та геологии и геофизики»
вып. 52. Новосибирск, Наука, 1973.
35. Дунаев В. Ф., Миловидов К- И. Оценка
экономической эффективности геофизических ра-
работ на нефть и газ. М., Недра, 1973.
36. Егорин П. Г. Экономика геофизических
методов разведки полезных ископаемых. М.,
Недра, 1977.
37. Единые правила безопасности при взрыв-
взрывных работах. М., Недра, 1976.
38. Епинатьева А. М. Физические основы сей-
сейсмических методов разведки. М., изд. МГУ, 1970.
39. Зверев С. М. Сейсмические исследования*
на море. М., изд. МГУД1964.
40. Ивакин Б. Н. Методы моделирования сей-
сейсмических волновых явлений. М., Наука, 1969.
41. Ивакин Б. Н.у Кар ус Е. В., Кузнецов О. Л.
Акустический метод исследования скважин М.л
Недра, 1978.
42. Изучение сложнопостроенных структур
с применением непрерывных управляемых источ-
источников сейсмических волн/И. В, Иванова, И. А. Ко»
былкин, Б. А. Ужакин и др. М., Недра, 1979.
43. Инструкция по ликвидация последствий
взрыва при производстве сейсморазведочных ра-
работ. М., ВИЭМС, 1970.
44. Инструкция по сейсморазведке. М., Недра,
1973.
45. Казаков А. Т. Методика н техника взрыв-
взрывных работ при сейсморазведке. 4-е язд. М., Нед-
Недра, 1974.
46. Кобранова В. Н. Физические свойства гор-
горных пород. М., Гостолтехиздат, 1962.
47. (Коган С. Я. Краткий обзор* теорий погло-
поглощения сейсмических волн. — Изв. АН СССР
Сер. Физика Земли, 1966, № 12. с. И —16, 17—28.
48. Коленков Э. В., Орлович М. Т., Самой-
Самойлов А. В. Вопросы методики обработки сейсмо-
разведочной информации на ЭВМ. Обзор. М.,
ВНИИОЭНГ, 1978.
49. Кондратьев И. К- Линейные системы в сей-
сейсморазведке. М., Недра, 1977.
50. Кондрате» С. И. Пьезоэлектрический ме-
метод разведки. М., Недра» 1980.
51. Корреляционный метод преломленных волн/
Г. А. Гамбурцев, Ю. В. Ризниченко. И. С. Бер-
вон и др. М., изд-во АН СССР. 1952. + ,
52. Косминская И. П. Метод глубинного сей-
омического зондирования земной коры и верхней
мантии. М., Наука, J968-
53. Коул Р. Подводные взрывы. М., ИЛ, 1950.
54. Левшин А. Л. Поверхностные н каналовые
сейсмические волны. М.. Наука, 1973.
55. Лоссовский Е. К- Суммарные многократные
волны и проблемы надежности сейсмогеологиче-
ских построений в ГСЗ. Киев. Наукова думка,
1974.
56. Ляховицкий Ф. М.г Невский М. В. Анализ
и интерпретация годографов отраженных волн
в случае поперечно-анизотропных сред. Обзор.
Серия региональной, разведочной а промысловой
геофизики. М., ВИЭМС, 1972.
57. Метод эффективной, сейсмической модели/
Б. Я. Гельчинский, А. А. Б ел Озеров, Н. И. Бер-
денникова и др. Л., изд.ЛГУ, 1975.
58. Методика геофизических исследований оке-
океанов. М., Наука, 1974.
59- Методика и результаты сейсмических ис-
исследований в Сибири. Новосибирск, изд-во СО
АН СССР. 1976.
60. Методика и техника сейсморазведки. —
Материалы VIII Всесоюзной научно-технической
конференции. М., Недра, 1979.
61. Методические рекомендации по расчету
плотности и объемов сейсмических исследований
при проектировании детальных структурных ра-
работ на нефть и газ. М., ВИЭМС, 1976.
62. Мешбей В. И. Сейсморазведка методом об-
общей глубинной точки. М., Недра. 1973. i
63. Напалков Ю. В. Спектральные представ-
представления в сейсморазведке. М.. изд. МИНХ и ГП,
ч. I, 1974; ч. II, 1977.
64. Невский М. В. Квазианизотропия скоростей
сейсмических волн. М., Наука, 1974.
65. Неоднородность кристаллического фунда-
фундамента по сейсмическим данным/А. М. Епинатьева,
М.В. Невский, Е. И. Баюк и др. М., Наука,
1У//•
66. Николаев А. В. Сейсмические свойства
рунтов. М., Наука, 1965.
67. Николаев А. В. Сейсмика неоднородных и
мутных сред. М., Наука, 1972.
68. Оболенцева И. Р. Прямые трехмерные за-
задачи геометрической сейсмики. Методические ре-
рекомендации. Новосибирск, изд. ИГ и ГСО АН
СССР. 1976.
69. Петкевич Г. И. Информативность акусти-
акустических характеристик неоднородных геологиче-
геологических сред. Киев, Наукова думка, 1976.
70. Петрашень Г. И., Алексеев А. С, Гельчин-
Гельчинский Б. Я- Элементарная теория распростране-
распространения сейсмических волн. — В кн.: Вопросы дина-
динамической теории распространения сейсмических
волн, вып. 3. Л., изд. ЛГУ, 1959.
71. Петрашень Г. И., Нахамкин С. А. Про-
Продолжение волновых полей в задачах сейсмораз-
сейсморазведки. Л., Наука, 1973.
72. Петров Л. В. Интерференционные системы
в сейсморазведке. Обзор. М., ВИЭМС, 1971.
73. Полшков М. К- Теория цифровой и анало-
аналоговой сейсморазведочной аппаратуры. М., Недра,
1973.
74. Поперечные и обменные волны в сейсмораз-
сейсморазведке. Под редакцией Н. Н. Пузырева. М., Недра*
1967.
75. Потапов О. А. Оптическая обработка гео-
геофизической и геологической информации. М.,
Недра, 1977.
76. Правила безопасности при геологоразведоч-
геологоразведочных работах. М., Недра, 1976.
77. Приемные устройства в некоторые виды по-
помех в морской сейсморазведке/Л. Р. Мерклин,
А. А. Гагельганц, В. Б. Подтувейт и др. Обзор.
Серия Морская геология и геофизика. М.,
ВИЭМС. 1973.
78. Применение вибрационных источников при
сейсморазведке/А. Г. Авербух, И. Б. Крылов,
А. И. Лучинец и др. Обзор. Серия региональной,
разведочной промысловой геофизики. М., ВИЭМС*
1977.
79. Применение методов вычислительной мате-
математики и математической статистики при цифро-
цифровой обработке данных сейсморазведки. Новоси-
Новосибирск, Наука, 1975.
80. Применение ЦВМ и средств вычислительной
техники в геологии и геофизике. Саратов, изд.
Саратовского ун-та, 1974.
81. Проблемы вибрационного просвечивания
Земли. М., Наука, 1977.
82. Программы для интерпретации сейсмических
наблюдений. Под ред. Н. Н. Матвеевой. — ЛОМИ
АН СССР. Л., Наука, Сб. 1, 1972; сб. ?, 1977.
83. Пузырев Н. Н. Измерение сейсмических
скоростей в скважинах. М., Гостоптехиздат,
1957.
84. Пузырев И. Н. Интерпретация данных сей-
сейсморазведки методом отраженных волн. М. Гостоп-
Гостоптехиздат, 1959.
85. Пузырев Н. Н. Временные поля отраженных
волн и метод эффективных параметров. Ново-
Новосибирск, Наука, 1979.
86. Разведочная геофизика СССР на рубеже
70-х годов. М., Недра, 1974.
87. Рапопорт М. Б. Автоматическая обработка
записей колебаний в сейсморазведке. М., Недра,
1973.
88. Ратникова Л. И. Методы расчета сейсми-
сейсмических волн в тонкослоистых средах. М., Наука,
1973.
89. Рекомендации для применения сейсмораз-
сейсморазведки для изучения физико-механических свойств
рыхлых грунтов для строительных целей. М.
Стройиздат, 1974.
90. Ризниченко Ю. В. Геометрическая сейсмика
слоистых сред. — Труды Института теоретиче-
457
ской геофизики АН СССР. Том II, вып. 1. М.-Л.,
изд. АН СССР. 1946.
91- Рудницкий В. П. Сейсмические исследо-
исследования в скважинах. Киев, Наукова думка, 1968.
92. Савич А. И., Ященко 3. Г. Исследование
упругих и деформационных свойств горных по-
пород сейсмоакустическими методами. М., Недра,
1979.
93. Сейсмические волновые поля в зонах раз-
разломов. М., Наука, 1978.
94. Сейсмические волны в сложнопостроенных
средах. — Труды ин-та геологии и геофизики,
вып. 211. Новосибирск, Наука, 1974.
95. Сейсмические исследования методом общей
глубинной точки. М., изд. ВНИИГеофизика,
1972.
96. Сейсмоакустические методы в морских ин-
инженерно-геологических изысканиях. М., Транс-
Транспорт. 1977.
97. Сейсморазведка с применением группиро-
группирования взрывов на длинных базах и способа цен-
центральных лучей. — Труды Всес. семинара. М.,
Недра. 1965.
98. Слуцковский А. А. Сейсморазведочная ап-
аппаратура. М., Недра, 1970.
99. Справочник геофизика. Том IV. Сейсмо-
Сейсморазведка. Под ред. И. И. Гурвича и В. П. Номо-
конова. М., Недра, 1966.
100. Справочник по буровзрывным работам. М.,
Недра. 1976
101. Справочник укрупненных проектно-смет-
ных нормативов на геологоразведочные работы.
(СУСН), вып. III. M., Недра. 1969.
10?. Справочник физических констант горных
пород. М., Мир, 1969.
103. Теория и практика сейсмического метода
РНП/Л. А. Рябинкин, Д. В. Напалков, В. В. Зна-
Знаменский и др. — Труды МИНХ и ГП, вып. 39,
М., Гостоптехиздат, 1962.
104. Теплицкий В. А- Применение скважинной
сейсморазведки для изучения структур в нефте-'
газоносных районах. Труды ВНИГНИ, вып. 132,
М.„ Недра, 1973.
105. Тимошин Ю. В- Импульсная сейсмиче-
сейсмическая голография. М., Недра, 1978.
106. Урупов А. К. Изучение скоростей в сейсмо-
сейсморазведке. М., Недра, 1966.
107. Федоренко А. Н. Магнитная сейсмическая-
запись. М., Недра, 1964.
108. Физические основы сейсмического метода
отраженных волн на Русской платформе. М.»
Недра, 1974.
109. Цветаев А. А. Методы группирования1
в сейсморазведке. М., Гостоптехиздат. 1953.
110. Цифровая обработка сейсмических данных/
Е. А. Козлов, Г. Н. Гогоненков, Б. Л. Лернер
и др. М., Недра, 1974.
111. Цукерник В. Б. Системы цифровой реги-
регистрации и обработки данных сейсморазведки.
Обзор. М., ВИЭМС, 1977.
112. Экспериментальные в теоретические иссле-
исследования отраженных волн. — Труды ин-та гео-
геологии и геофизики, вып. 273. Новосибирск, Наука.
1975.
113. Claerbout I. F- Fundamental of Geophy-
Geophysical data processing with applications to petro-
petroleum prospecting. — McGrow-Hill Inc., N. Y.,.
1976.
114. Dix С Н. Seismic prospecting for oil. —
Harper and .Brothers, N. Y., 1952.
115. Ewing W. M., Jardefsky W. S., Press F.
Elastic waves in layered media. — McGrow-
Hill Inc, N. Y., 1957.
116. Whife J. E. Seismic waves radiation, pro-
propagation, absorbtion — McGrow-Hill Inc., N. Y.»
1965.
ПРЕДМЕТНЫЙ УКАЗАТЕЛЬ
Алгоритмы прямых кинемати-
кинематических задач 128, 131, 138,
140, 141
Амплитуда упругой волны 375
Анализ корреляционный 285
— регулируемый направленные
326, 328
Анизотропия 46, 141, 306, 307,
310
Аппаратура для ВСП 202
— сейсмоакустическая 206
<•— пьезоэлектрического метода
205
Аппроксимация годограф» 138
— границ 130
База группирования 381, 386,
389
— наблюдений 334
Бенндорфа закон 85
Бурение взрывных скважия 406
Вещества взрывчатые 371, 407.
409
Взаимности принцип 82, 105
Взрыв 372
<-> бривантный 372
— воздушный 373
—* в воде 373, 377,
—' в грунте 373, 377
— в шурфах 377
— ЛДШ 377, 409
•— на поверхности 377
«Вибросейс» 230
Возбуждение 376
— квазистационарное 230
— поперечных волн 376
— невзрывное 377
—> синхронное 378
Волна головная 24, 103, 107,
110, 123, 128, 131, 141
— детонации 373
-* дифрагированная 41, 102,
105, 112. 114, 124
— интерференционная 30, 223
— кабельная 302
— каналоваяг 31
— квазипоперечная 45
-г- квазипродольная 45
— коническая 24
— многократная 26, 106, 122
—¦ монотипная 95, 103, 105,
109, 113, 123, 126, 128, 131, 141
— обменная 18, 101, 104
— отраженная 17, 21, 24, 95,
101. 105, 109, 113, 118, 124, 126.
128, 131, 140
— плоская 7, 8
— поверхностная 20, 31
— поперечная 6, 7, 221, 376
— продольная 6
— проходящая 105, 108, 115,
128, 138, 140, 143
— рефрагированная 38, 120,
128, 138, 143
— Стоили 23
— сферическая 9
— трубная 303
— ударная 373
— цилиндрическая 9
— элементарная 9
Выброс грунта 374
Вынос пункта взрыва 392, 396
Выпадение слоев 107, 110, 121
Гидроволны 303
Глубин» погружения заряда
ВВ 389
ЛДШ 409
Годограф 84, 99
— длина 392
— непараллельность 123
— ОГТ 225
— пьезоэлектрический 219
Градиент скорости 88, 123
— — средний 93
Граница сейсмическая 76, 90,291
Графопостроитель 182
Граф обработки 238
Группирование 381
— источников 384
— невзрывных источников 388
— приемников 389
Группы динамические 26
Гука закон 4
Гюйгенса принцип 40
Декремент затухания логариф-
логарифмический 149
Демодулятор 161
Детонатор 372
Деформаттер 173
Деформация 3
Дешифратор 208
Диаграммы лучевые 348
— направленности 382
Диапазон регистрации динами-
динамический 149
Днлатация 4
Дисперсия 32
Дистанция 392
Дифракция 39, 41, 83
Добротность 57
Долота буровые 407
Задание геологическое 421
Задача обнаружения, измерения
421
Запись магнитная 153
Заряд ВВ 373, 375
Затухание волн 57
Зондирование глубинное сейс-
сейсмическое (ГСЗ) 230
Изохрона 95, 101, 116, 118
Индикатриса скорости 47
Интервал корреляции 245
Интерполяция годографа 138
— границ 129
— скоростей 139
Источник мнимый 362
— сферический 14
— точечный 9
простая сила 12
диполь 13
— — центр вращения 13
— цилиндрический 15
Источники возбуждения 191
• невзрывные наземные 191,
377, 412
— на акваториях 195
Канал сейсмический 145
Каротаж акустический 302, 309
— сейсмический 302, 311
Карта изохрон 84
— структурная 355
Каустика 35
Квантование по времени 165
— по уровню 165
Кирхгофа интеграл (формула) 40
Колебание 147
Комплекс вычислительный гео-
геофизический 185
Комплексирование сейсмораз-
сейсморазведки 426
и разведочного бурения
427
Константы подобия 63
Коррекция поправок 225
Корреляция волн 230
— — поляризационно-позицион-
ная 226
—' — полярная 226
Косы сухопутные, морские 402,
413
Коэффициент анизотропии 46
— затухания 149, 310, 365
— конверсии 20
— мутности 75
— направленного действия
(КНД) 382
— нелинейных искажений 149
— образования головной волны
25
— отражения 19, 309, 364
— <— от тонкого слоя 28
— передачи усиления 148
— поглощения 22, 57, 309,
364
граничный 368
пластовый 364
средний 364
— прохождения 22
через тонкий слой 28
— Пуассона 5
— электромеханической связи
(КЭМС) 150
Кратность профилирования 396
Крутизна частотной характе-
характеристики 149
Луч сейсмический 33
центровой 356
Луча уравнение 138
в анизотропной среде 143
— параметр 92
459
Лучей построение 131, 138
Масса заряда 373
Методы решения прямых ки-
кинематических задач 132, 142
— сейсморазведки 210, 213,
215, 217, 220, 221, 224, 226, 306
Модель сейсмическая 85
анизотропных сред 125
— экономико-математическая
421
эффективная 368
Моделирование физическое 64
Модификации сейсморазведки
210, 227, 306, 307
Модулятор 161
Мода 31
Монитор 181
Наблюдения крестовые 229
— площадные 228
— системы 391, 397, 399
— трехкомпонентные 302, 307
Накопители 180
Накопление воздействий 378,
380
Напряжение 4
Область прослеживаемости 395
Обработка комбинированная 331
Оператор линейной системы 147
Осциллограф светолучевой 157
Отметка вертикального вре-
времени 156, 163
— момента возбуждения 156,
163
Отражения «дуплексные» 97
Память внешняя 181
— оперативная 182
Параметризация среды 128
Параметры эффективные 311
Петли на годографах 96
— на полях времен 104
Плоттер сейсмический 187
Площадка общая глубинная 363
Показатель неоднородности сре-
среды 91, 106, 115
Поле времен обобщенное, ло-
локальное, интегральное 83, 85,
311
Полоса пропускания группы 382
— гашения группы 383
Поля времен уравнение 81
Поляризация 36, 226
Поправки кинематические 257,
305
— статические 241, 304
Преобразование дифракцион-
дифракционное 356
— линейное 262
— Фурье 352
Преобразователь аналог —
код 166
— код — аналог 171
«Пристрелки» алгоритм 137
Программа обрабатывающая 238
Проницание 104
Профилирование 392
— вертикальное сейсмическое
(ВСП) 215, 302, 309
— многократное 394
Процессор 180
Разрез временной 85, 212, 356
— глубинный
динамический
— сейсмогеологический 433
Районирование сейсмогеологи-
ческое 433
Расстановка приемников 401»
406
Расстояние безопасное 374
— между каналами 392, 397
пунктами возбуждения
Расхождение геометрическое 35,
363, 368
Расщепление интерференцион-
интерференционных волн 223
Регистраторы магнитные 154
— перопишущие 159
— электрографические 160
Регулируемый направленный
прием (РНП) 222, 226
Сейсмика геометрическая 81
Сейсмозондирование 392, 400
Сейсмоприемник индукционный
150
— пьезоэлектрический 151, 201
Сейсмопросвечивание 306
Сейсморазведка инженерная
214, 231, 444
— морская, речная десантная
199, 232, 413
— нефтегазовая 230» 422
— промысловая 231
— региональная 230, 425
— скважинная 215, 415
— трехмерная 228
— угольная, шахтная рудная
231, 442, 443
Синхронизация возбуждений
208
Система линейная 145
Системы сейсморегистрирующие
цифровые 170
Скорость граничная 214, 337
— групповая 32
— интервальная 302, 306, 310
— кажущаяся 85, 337
— лучевая 44, 92, 302, 339
— нормальная 44
— пластовая 92. 305^-3X0^335
— Поперечной волны 7
— предельная 317, 335
— продольной волны 6
— средневзвешенная 118
— средняя 91, 302, 305, 335,
339
— эффективная 306, 311
Слой толстый, тонкий 2
Смеситель 14
Смещение 3
Снеллиуса закон 82, 127, 131
Сопротивление входное 149
Спектр отраженной волны 363
— прямой волны 364
Сплайны 129, 130
Среда анизотропная 43
— гетерогенная 50
— градиентная 38, 90
— изотропная 5
— квазиизотропная 45
— линейно-неупругая 56
— однородная, неоднородная
87
— поперечно-изотропная 43
— слоисто-градиентная 90
— слоисто-однородная 87, 90,
112
—> тонко-слоистая 45
Стадии работ 422, 425
Станции сейсморазведочные ана-
аналоговые 160
Структура оверлейная 239
Тангенсов соотношение 8, 106
Тело Кельвина — Фойгта 58
— Максвелла 58
— с дискретным и непрерыв-
непрерывным спектром релаксации 58
— стандартное, линейное 58
— упругое 5
Техника безопасности 409, 418
Точка физическая 401
Точки сопряженные 352
Трубка лучевая 35
Упаковка шаровая 54
Уравнение движения 5
— упругого равновесия 5
Уровень приведения 233
Усилитель записи 161, 170
— воспроизведения 161,^170
Устройство арифметическое 181
— ввода 185
— вывода 187
~ запоминающее оперативное
181
— печатающее алфавитно-циф-
алфавитно-цифровое 182
— приемное на акваториях 199
Ферма принцип 81, 131
— функционал 139
Фильтр веерный 274
— верхних частот 161, 170
— дереверберационный 271
— многоканальный 274
— нижних частот 161, 170
— обратный 269
— оптимальный 264
Фильтрация 262
Формат цифровой записи 169
Форматтер 171, 174
Френеля зоны 40
Фронт волны 24
Функция направленности источ-
источника 16
—^-системы переходная 148
Характеристика группы 381,
387
— сейсмических сред интег-
интегральная 91
— системы 147
— частотная отражающего слоя
364
Частота граничная 149
— средняя 149
Ширина полосы пропускания
149
Широкий профиль-229, 394, 397
Шифратор 208
Шнур детонирующий 372, 387,
409
Эйконал 34, 81
Эйри фаза 32
Энергия деформации 6
— плоских волн 8
Эффект группового источника
направленный 384
сейсмический 385
—'. статистический 385
Язык управления заданиями
239
ОГЛАВЛЕНИЕ
Глава I. Физика сейсмических волн . 3
§ 1. Основные уравнения механики упру-
упругого тела (Т. Б. Яновская) .... 3
Деформация упругого тела » . . . 3
Напряжения . , 4
Закон Гука 4
Уравнения упругого равновесия в
движения . 5
Энергия деформации 6
§ 2. Волны в однородной идеально упру-
упругой среде (Т. Б. Яновская) .... 6
Особенности полей смещения ... 6
Плоские волны 7
Энергия плоских волн ...... 8
Сферические волны 9
Точечные сосредоточенные источники
возбуждения в однородной среде 9
Несосредоточенные источники . . 14
§ 3. Влияние границ раздела на распро-
распространение сейсмических волн
(Т. Б. Яновская) . . j 17
Условия на границах раздела . . j 17
Свободная поверхность твердого
тела 17
Граница раздела твердых сред ... 21
Граница твердой и жидкой сред . . 24
Падение сферической волны на пло-
плоскую границу раздела v 24
§ 4. Волны в слоистых средах
(Т. Б. Яновская, Л. И. Ратникова) . 5
Толстые слон 25
Тонкие слои. 27
Интерференционные волны ... 30
§ 5. Волны в непрерывно-неоднородных
средах. Лучевой метод (Т. Б. Янов-
Яновская) '. 33
Общие сведения о лучевом методе .' 33
Уравнение эйконала. Лучи и
фронты 34
Лучевые приближения. Геометриче-
Геометрическое расхождение 35
Учет граничных условий .... * 36
Ограничения лучевого метода ,, . .. 37
Градиентная среда 38
§ 6. Дифракция волн (Т. Б. Яновская) 39
Общие сведения о теории дифрак-
дифракции . . . г 39
Дифракция на ребре 41
Дифракция на выпуклой границе . . 42
Волновое поле в окрестности кау-
каустики , . , 1 i 43
§ 7. Волны в анизотропных средах
(Ф. М. Ляховицкий, Т. Б. Янов-
Яновская) 43
Общие сведения 43
Распространение волн 44
Поперечно-изотропная среда . • 45
Квазианизотропия 45
§ 8. Волны в гетерогенных средах
(Ф. М. Ляховицкий) 50
Общие сведения 50
Модель НПС с несовершенной
связью между фазами 51
Модели НПС с совершенной связью
между фазами 53
§ 9. Волны в неупругих средах
(А. Л. Левшин, Л. И. Ратникова) . 56
Общие сведения „ 56
Линейно-неупругие среды .... б&
Частные виды линейно-неупругих •
сред 5&
§ 10. Моделирование сейсмических вол-
волновых полей (П. Г. Гильберштейн,
Л. И. Ратникова) 63-
Физическое моделирование . . , 63
Математическое моделирование . . 68-
§ 11. Поглощающие свойства горных
пород (А. Л, Левшин, А. Г. Авер-
бух) 7Г
Общие сведения 71
Зависимость поглощения от ча-
частоты , , 72
Зависимость поглощения от лито-
литологии пород и глубины их залега-
залегания 72
Зависимость поглощения от пори-
пористости и заполнения пор флюи-
флюидами . k . . i 73-
Соотношение декрементов погло-
поглощения продольных и поперечных
волн .... ^ 75
§ 12. Рассеивающие свойства реальных
сред (А. В. Николаев) ..... 73
Модель поля скоростей упругих
волн 73
Флуктуации амплитуд и времени
пробега волн l 74
Коэффициент мутности 74
§ 13. Сейсмические границы в геологи-
геологических средах (М. В. Сакс) .... 7&
§ 14. Верхняя часть разреза (П. Г. Гиль-
Гильберштейн, В. С. Почтовик) .... 77
Глава II. Кинематика сейсмических
волн (Н. Н. Пузырев, И. Р. Оболенцева) 81
§ 15. Основные законы геометрической
сейсмики. . i , . 81
Лучи, фронты волн, законы пре-
преломления—отражения 81
Поля времен, временные функции,
годографы 8Э
§ 16. Сейсмические среды и их характе-
характеристики ,.,..., 85
Общие сведения о сейсмических
моделях -, 85
Классификация моделей сред . . 86
Интегральные характеристики
сейсмических сред ....... 91
§ 17. Однородное полупространство и
двуслойная среда 94
Однородное полупространство . 94
Однородный слой на однородном
полупространстве. Общие соотно-
соотношения для криволинейной отража-
отражающей границы v ... 95
Монотипные отраженные волны
для плоской границы ..... 97
461
Обменные отраженные волны . . 101
Годографы отраженно-дифрагиро-
отраженно-дифрагированных волн t 102
Головные монотипные волны для
плоской границы ........ 103
Обменные головные волны ... 104
$18. Слоисто-однородная среда ... 105
Отраженные волны для горизон-
горизонтально-слоистой среды .... 105
Головные волны для п горизонталь-
горизонтальных границ 107
Проходящие волны в среде с нак-
наклонными границами (двумерная
модель) 108
Отраженные волны в среде с нак-
наклонными прямолинейными грани-
границами (двумерная модель) .... 109
Головные волны в многослойной
среде с наклонными границами
(двумерная модель) 110
Головные и проходящие волны в
случае выклинивания и крутонак-
лоненных границ 111
Вертикально-слоистая среда . . 112
$ 19. Градиентная среда 115
Проходящие волны в среде с вертя- '
кальным градиентом 115
Отраженные волны в среде с верти-
вертикальным градиентом ...... 118
Рефрагированные волны в среде
с вертикальным градиентом . . 120
Головные волны* при в, — о, (zr)
и v» = vr~ const .,...., 123
Кинематика волн в средах с гори-
горизонтальным градиентом скорости 123
-§ 20. Анизотропная среда .*.... 125
Параметры и лучевые скорости для
разных моделей квазианизотроп-
квазианизотропных сред . . k 125
Годографы отраженных волн в слу-
случае одной границы и произвольной
формы индикатрисы лучевых ско-
скоростей 126
Годографы отраженных волн для
многослойной среды и произволь-
произвольной формы индикатрис лучевых ско-
скоростей . . . * 126
Годографы в случае эллиптических
индикатрис лучевых скоростей . t 127
•§21. Методы расчета прямых кинемати-
кинематических задач на ЭВМ 128
Сведения об алгоритмах и програм-
программах решения прямых задач . . ; 128
Параметризация среды ...... 128
Алгоритмы для слоисто-однород-
слоисто-однородных сред 131
Алгоритмы для непрерывных
сред . . . . „ 138
Алгоритмы для слоисто-непрерыв-
слоисто-непрерывных сред „ 140
Алгоритмы для анизотропных
сред 141
Глава III. Технические средства сейсмо*
разведки (С. А. Малинский, |в. Б. Цукер-
ник) I . . « » » ....*•• 145
'% 22. Классификация технических
средств ......л..4.. 145
$ 23. Основные соотношения для линей»
ных систем . . . 1 . . i . . ч -а 145
Свойства линейных систем j . i . 147
Характеристики линейных си-
систем i ... 4 ... .> 147
$ 24. Характеристики сейсмических сиг-
сигналов ..*...^,|....л 149
§ 25. Сейсмоприемники, кабели •> . ^ 150
Сейсмоприемники . . . . ^ , . . 150
Сейсморазведочные кабели » . « 153
$ 26. Аналоговая магнитная запись и
воспроизведение . - 153
462
Общие сведения 153
Магнитные регистраторы , . . . . 154
§ 27. Визуализация записи . , . 157
Светолучевые осциллографы ... 157
Чернильно-пишущие регистраторы
(перописцы) 160
Электрографические устройства . 160
§ 28. Аналоговые сейсморазведочные
станции 160
Сейсморазведочные станции нор-
нормального ряда «Поиск» 160
Сейсморазведочная станция
СМОВ-0-24 (СМП-24) 163
§ 29. Цифровая регистрация 165
§ 30. Цифровые сейсморегистрирующяе
системы 170
Цифровая сейсморегистрирующая
система ССЦ-3 172
Цифровые системы «Волжанка» в
«Прогресс» 174
$ 31. Аналоговые обрабатывающие си-
системы (С. А. Малинский, О. А. По-
Потапов) 176
Электронно-механические обрабаты-
обрабатывающие устройства.......... 176
Оптические и оптикоэлектрон-
ные, обрабатывающие устройства
(О. А. Потапов) k \ 178
$ 32. технические средства цифровой
обработки ............ 179
Обрабатывающие комплексы на ба-
базе малых и мини-ЭВМ 180
Обрабатывающие центры на базе
средних и больших ЭВМ . . . . 181
Периферийное оборудование обра-
обрабатывающих центров 185
§ 33. Средства невзрывного возбужде-
возбуждения сейсмических колебаний
(В. В. Майоров, С. А. Ловля,
М. И. Балашканд) 190
Наземные источники возбужде-
возбуждения 190
Источники возбуждения на аквато-
акваториях . . \ 195
§ 34. Приемные устройства в сейсмораз-
сейсморазведке на акваториях (Л. Р. Мерк-
лин) 199
§ 35. Аппаратура для наблюдений в
скважинах 202
§ 36. Специальные виды регистрирую-
регистрирующих средств. Сейсмоакустическая
аппаратура . 204
§ 37. Аппаратура для региональных сей-
сейсмических исследований .... 207
§ 38. Вспомогательное оборудование по-
полевых партий * \ , , 207
Глава IV. Методы и модификации сейсмо-
разведки (Л. А. Рябинкнн) , 4 ъ , « , 210
§ 39. Классификация методов сейсмораз-
сейсморазведки (И. И. Гурвич) ...... 210
§ 40. Метод отраженных воли .... 210
§ 41. Метод преломленных волн
(А. М. Епинатьева) j » . < . . 213
S 42. Скважииная сейсморазведка
(В. А. Теплицкнй) ..,.„*«, 215
Сейсмокаротаж > ...,»,<•.« 5
Метод проходящих волн ¦ , . . 215
Вертикальное сейсмическое про-
профилирование ..„••,. i ...., 215
Метод обращенных годографов . „ 217
$ 43. Пьезоэлектрический метод разведки
(С. Н. Кондратов) ^ „....«. 218
$ 44. Методы поперечных и обменных
волн (Л. Ю. Бродов) 219
Метод обменных волн, возбуждае-
возбуждаемых землетрясениями t . . . j 0
Метод обменных проходящих волн 220
Метод поперечных отражениях
волн *.... «. 221
§ 45. Метод регулируемого направлен-
направленного приема . » 222
§ 46. Метод общей глубинной точки
(В. И. Мешбей) , 224
$ 47. Поляризационный метод 226
§ 48. Частотные модификации сейсмораз-
сейсморазведки (И. И. Гурвич) 227
§ 49. Пространственные модификации
сейсморазведки 228
Крестовью наблюдения , 229
Массовое пространственные вон-
дироввния 229
Широкий профиль 229
Пространственные построения по
с сп ?.анным МПВ 229
S 50. Квазистационарное возбуждение
корреляционное выделение волн 230
»»иды сейсморазведки (И. И. Гур-
Гурвич) . , . . . 230
v- Обработка данных MOB на
. k . . 233
§42. Модель сейсмической записи как ос-
основа цифровой обработки
(Г. Н. Гогоненков) 233
§ 53. Структура математического обеспе-
обеспечения обработки (В. Иъ Мешбей) . 238
Организация данных ...... 238
Язык управления заданием . . . 239
Структура пакета программ . . . 239
§ 54. Подготовка данных, регулировка
амплитуд (В. Б. Левянт) . . . . i 239
Подготовка данных 239
Регулировка амплитуд . . * . 240
§ 55. Расчет и коррекция «статических
поправок (В. Б. Левянт) . . . . . 241
Методика расчета предварительных
статических поправок ...... 241
Характеристика погрещностей ста-
статических поправок ..... 243
Общая схема коррекции статиче-
статических поправок л 244
Описание алгоритмов, используе-
используемых в практике коррекции статиче-
статических поправок ........ 255
Поканальная коррекция фазовых
сдвигов 255
56. Расчет и коррекция кинематических
поправок (В. И. Мешбей) .... 257
Расчет исходных (априорных) ки->
нематнческих поправок ..... 257
Коррекция кинематических попра-
поправок , „ . . 258
Операторы разновременного ана-
анализа сейсмограмм ОГТ . . . t . 260
Определение кинематических по-
поправок по профилю *,' 261
57. Фильтрация (Г. Н. Гогоненков) . , 262
Общие сведения ......... 262
Оптимальные фильтры 264
Согласованные фильтры .... 267
Обратные и корректирующие
фильтры 269
Переменный во времени фильтр . . 273
Многоканальные фильтры . . . 274
58. Специальные алгоритмы обработки
(В. Б. Левянт) 280
Распознавание многократных от-
отражений 280
Вычитание многократных отраже-
отражений 282
Подавление среднескоростных волн-
помех 283
Автоматизированная корреляция
волн k . 284
§ 59. Анализ волнового поля (Г. Н. Гого-
Гогоненков) 285
§ 60. Комплексы обработки. графы
(В. И. Мешбей) 291
Глава VI. Интерпретация . 293
§ 61, Корреляция волн и анализ времен-
временных разрезов (А. К- Урупов,
В. М. Карасий, Л. М. Горбач). . . 293
Основные принципы и виды кор-
корреляции , 29?
Общие приемы корреляции . . . 294
Распознавание и особенности кор-
корреляции волн различных типов . . 294
Причины осложнения корреля-
корреляции е 29Г
Обнаружение разрывных наруше-
нарушений и зон йеоднородностей .... 297
§ 62. Выравнивание параметров волн
(А. К- Урупов, В. М. Карасик) 298=
Оценка параметров зависимостей
известного вида ........ 298
Выравнивание зависимостей неиз-
неизвестного вида (В. С. Козырев) 298-
§ 63. Интерпретация сейсмических на-
наблюдений в скважинах (А. К- Уру-
пов, В. М. Карасик, Л. М. Горбач) 302
Интерпретация данных СК. и
ВСП 302
Интерпретация данных АК . . . 309*
§ 64. Определение скоростей по данным
наземных наблюдений (А. К- Уру-
пов, В. М. Карасик) 311
Эффективная скорость отражен-
отраженных волн ............ 311
Способы определения эффективных
скоростей отраженных волн ... 319*
Ослабление искажений эффектив-
эффективной скорости .......... 330
Определение пластовых и средних
скоростей 335-
Определение скоростей по прелом-
преломленным и рефрагированным вол-
волнам . . . . 337
Определение скоростей по другим
типам волн « . . . . 340*
§ 65. Построение сейсмических границ
(А. К. Урупов, В. М. Карасик) 341
Решение обратной кинематической
задачи для отраженных волн ... 341
Построение отражающих границ . . 347
Построение преломляющих границ
(Л. М. Горбач) » . 350»
Построение структурных карт . » 355
§ 66. Построение динамических глубин-
глубинных разрезов по отраженным и диф-
дифрагированным волнам (С. А. Ва-
Васильев) 356-
Дифракционное преобразование
сейсмограмм 356»
Построение динамических глубин-
глубинных разрезов на основе решения
волнового уравнения ...... 358
Подавление волн-помех ' . . . . 361
Преобразование временных разре-
вов ОГТ в динамические глубинные
разрезы 361
Построение динамических изобра-
изображений мнимых источников, мнимых
пунктов приема и их преобразова-
преобразование в ДГР 362"
Способы учета преломления сейсми-
сейсмических лучей при построении ди-
динамических глубинных разрезов 363-
Способ общей глубинной площадки
построения динамических глубин-
глубинных разрезов 363:
§ 67. Интерпретация динамических ха-
?актеристик сейсмических волн
Ю. В. Кондратович) 36&
Модель среды и основные предполо-
предположения, используемые при интерпре-
интерпретации 363
Способы определения коэффициен-
коэффициентов поглощения 364
Способы определения коэффициен-
коэффициентов отражения 366'
Интерпретация амплитуд прелом-
преломленных (головных) волн 36Т
Способы определения мощности
463
и скорости тонкого однородного
слоя 368
Эффективная сейсмическая модель 368
Решение обратной динамической
задачи ... % ... .,,<.. 369
Глава VII. Методика и технология поле-
полевых наблюдений (О- А. Потапов) . . . , 371
§ 68. Взрывное возбуждение волн . . . 371
Классификация взрывчатых ве-
веществ 371
Механизм возбуждения продольных
волн . . . ." 372
Возбуждение поперечных волк . . 376
Способы взрывных работ .... 376
§ 69. Невзрывное возбуждение волн . , 377
Основные способы 377
Динамические и кинематические ха-
характеристики возбуждаемых волн . 379
§ 70. Теория группирования (В. П. Но-
моконов) 381
§ 71. Группирование источников
(В. П. Номоконов) 384
Направленность излучения линей-
линейных групп 384
Сейсмический эффект группового
источника . . 385
Группирование на длинных про-
продольных базах 386
Группирование на длинных попе-
поперечных базах 387
Вертикальное группирование . . 387
Непрерывный линейный источник 387
Группирование невзрывных источ-
источников (О. А. Потапов) 388
§ 72. Группирование приемников
(В. П. Номоконов) 389
Выбор параметров продольных
групп 389
Выбор параметров поперечных
групп ...... j .* , 390
Выбор параметров площадных
групп 391
§ 73. Системы наблюдений в MOB . . « 391
Системы наблюдений ...... 392
Выбор параметров систем наблю-
наблюдений в MOB . . , . . t . . . 395
§ 74. Системы ^наблюдений в МПВ
(А. Н. Никитин) ., ...,,. 397
| 75. Сети профилей 400
§ 76. Технология полевых работ на су-
суше . ..,.., 401
Расстановка приемников . . . . 401
Буровые работы ,.»...,.. 402
Взрывные работы „ 407
Хранение взрывчатых веществ 409
Получение разрешений и перевоз-
перевозка ВВ 409
$ 77
78.
79.
80.
Сейсморазведочные работы в осо-
особых условиях ., . . . 411
Работа с невзрывнымя источника-
источниками „ 412
Технология морских и речных ра-
работ .... * 412
Использование невзрывны* источ-
источников v<«. 413
Использование взрывов 414
Методика скважинных наблюдений 416
Топогеодезические работы . . % 4*7
Техника безопасности , . . 418
ри решений
421
Глава VIII. Сейсморазведка при решений
геологических задач (С. А. Скидан) , , ,,
§ 81. Геологоразведочное обоснование Д9!
сейсморазведки ;;'
Стадия региональных работ . . . jii
Поисковая стадия ....... Ipo
Разведочная стадия *?
§ 82. Типовые экономико-математические
модели . . i ... k ..... 4
Решение задачи обнаружения . . 423
Решение задачи измерения .... 425
§ 83. Комплексирование сейсморазведки
и глубокого бурения ...... 427
Экономико-математическая модель
оптимального комплексирования 427
Сопоставление данных бурения и
сейсморазведки . . . » 429
§ 84. Сейсмогеологическое районирова-
районирование нефтегазоносных и нефтегазо-
перспеютгвных территорий СССР 433
§ 85.' Прямые поиски нефти я газа
(Д. Б. ТальвирскиЙ) 439
§ 86. Поиски и разведка твердых полез-
полезных ископаемых (В. П. Номо-
Номоконов) ..ktt.i>....kti 441
Металлические полезные ископа-
ископаемые . . ', 442
Уголь i i . . . 443
§ 87. Решение методами сейсморазведки
гидрогеологических и инженерно-
геологических задач * 443
Гидрогеологические исследования 443
Инженерно-геологические исследо-
исследования .».*;.•.... 444
Глава IX. Организация и планирование
(И. А. Липовецкий) , . . . . ^ . , . 446
§ 88. Организация и проектирование по-
полевых работ 446
5 89. Организация обработки .... 449
§ 90. Проектирование, составление сме-
сметы и отчета , , 452
Список литературы / 456
Предметный указатель i 459