Основы сейсморазведки отраженных волн

Размещено на http://www.allbest.ru/

Основы сейсморазведки отраженных волн

Сейсмические волны относятся к классу акустических волн (то есть по диапазону частот попадают в интервал, воспринимаемый человеческим ухом) и могут распространяться в упругих и относительно изотропных средах. Волны объемные или пространственные. Два главных типа волн: продольные - колебания происходят вдоль линии распространения волны и поперечные - колебания частиц происходят поперек направления распространения волны. Продольные волны называются также волнами сжатия, первичными, растяжения, давления, Р-волнами. Распространяются в твердых средах и в жидкостях.

Наиболее обычны и часто используемые - возникают при взрыве или вертикальной вибрации (трактора). Практически вся стандартная сейсморазведка в предыдущие годы основывалась на них.

Поперечные волны называются также волнами сдвига, вторичными, тангенциальными. Распространяются только в твердых средах, в жидкости не проходят. На болотах они также существенно поглощаются при приеме. Имеют исключительно важное свойство: поляризуемость. Это используется при изучении трещиноватости, например. Последнее время используются все шире ввиду их специфичных свойств.

Волна распространяются от источника колебаний, как правило близкого к точечному по форме, имея сферический фронт (или близкий к нему по форме). Для нас важен процесс отражения для количественной оценки регистрируемой на поверхности информации.

Пусть падающая волна условно имеет амплитуду 1. Тогда коэффициентом отражения будет называться та часть падающей энергии, которая отразится от границы двух тел R. Соответственно амплитуда отраженной волны будет равна R, а проходящей 1-R.

Процесс отражения сигнала от поверхности раздела двух сред, их прохождения в нижележащую среду, преломления описывается в основном соотношением скоростей волн в средах, их разнице, которые влияют на углы преломления в зависимости от угла падения.

При углах падения, близких к вертикальным, часть энергии проходит в нижележащий слой, а часть отражается. При этом возникает отраженная и проходящая поперечная волны, которых раньше не существовало - так называемые обменные волны. Это очень важный факт, но пока ограничимся рассмотрением только волн одной природы: продольных. При достижения угла падения волны равного называемому критическим, энергия волны не проходит в нижележащую среду, а скользит по разделу сред, образуя волну преломленную. При углах падения волны, больших критического, вся энергия отражается обратно.

Сейсморазведка отраженных волн работает в области отражений, до возникновения преломленных волн.

Амплитуда отражения (и, соответственно, проходящей волны) зависит от разницы в скорости и плотности двух соседствующих слоев. Произведение этих двух параметров среды называется акустической жесткостью.

Z = ?V

где Z - акустическая жесткость

V - пластовая скорость

?- плотность

Акустическую жесткость часто называют еще акустическим сопротивлением или импедансом. Это реально измеряемое в лабораторных условиях свойство горных пород, измеряемое в любой точке. Важно, что для волн разной природы: продольных и поперечных, вследствие разной скорости прохождения по ним волн, акустическая жесткость разная.

Коэффициент отражения определяется формулой

где R - коэффициент отражения

Z - акустическая жесткость.

В формулу входят только акустические жесткости выше и ниже лежащего слоев. 1 - слой вышележащий и 2 - слой ниже лежащий. Коэффициент отражения лежит в пределах от 1 до -1. Если ситуация нормальная, т.е. нижележащий пласт имеет большую акустическую жесткость, чем вышележащий, то коэффициент отражения положительный. Если ситуация обратная: нижележащий пласт имеет акустическую жесткость ниже, чем вышележащий, что соответствует кровле угольного пласта, например, или кровле битуминозных отложений баженовской свиты, то коэффициент отражения отрицательный. Это означает, что отраженный сигнал имеет полярность противоположную падающему.

Заметим, что эта формула является приближением, и приближение это удовлетворительно действует только при углах падения, близких к нормальному. Но пока мы будем основываться на нем и считать, что оно нас удовлетворяет.

Для нас в этой формуле актуально следующее: амплитуды отражений зависят от акустической жесткости, а не от скорости или плотности по отдельности. Поэтому и получить из сейсмических данных наиболее корректно вначале коэффициенты отражения, а уже из них постараться вычислить акустические жесткости. Выделить из последних скорости и плотности по отдельности уже сложнее, хотя и возможно, но точность определения при этом уменьшается.

Условно приняв амплитуду падающей волны за 1, с помощью формулы коэффициента отражения мы можем рассчитать как амплитуду отраженной волны, так и амплитуду волны проходящей.

- амплитуда проходящей волны

Она также применима только для случаев падения волны, близкого к нормальному.

В таблице приведены величины типичных коэффициенты отражения. К сильным границам относятся те, на которых коэффициент отражения близок к 0,2. Такие границы редко встречаются в терригенном разрезе (не считая тонких контрастных пластов - углей и карбонатов). Баженовская свита может служить типичным представителем такого объекта, обладая и кровлей и подошвой, создающими сильное отражение. Наиболее типичными для разреза являются границы с коэффициентом отражения, меньшими практически на порядок - 0,03. В качестве примеров приведены также морское дно, подошва коры выветривания, кровля газонасыщенного песчаника. Цифры могут изменяться в зависимости от конкретной ситуации. Для нас же важно, что эти объекты являются весьма сильными отражающими границами. Они могут служить причиной образования кратных волн-помех, которые будут рассмотрены ниже.

сейсмический дифракция годограф волновой

Мы рассмотрели, что при каждом отражении энергия идущей вниз волны уменьшается. Кроме этого все границы не идеально плоские и часть энергии рассеивается, т.е. отражается в иных направлениях, еще более уменьшая энергию движущейся волны. При распространении сферических волн, начальная энергия используется для возбуждения колебания постоянно увеличивающегося количества частиц, так как фронт волны увеличивается. Площадь поверхности сферы зависит от ее радиуса (зависит от радиуса (r) в квадрате), поэтому энергия сферической волны уменьшается по мере ее распространения пропорционально 1/r². В данном случае потери энергии происходят за счет расхождения волны (дивергенции). Другая причина потери волной своей энергии связана с необходимостью приведения частиц в движение (т.е. преодолеть их инерцию). Это преобразование энергии может быть физически выражено как малое приращение тепловой энергии частиц. (В действительности приращение тепловой энергии столь мало, что проще рассматривать это просто как «потери» в системе). Поскольку преобразование движения в тепло подобно преобразованию энергии, которое происходит при скольжении материала по поверхности с ненулевым коэффициентом трения, эта внутренняя потеря энергии иногда называется внутренним трением, а часто используемый технический термин - поглощение. При прохождении заданного расстояния высокочастотные волны теряют свою энергию быстрее, чем низкочастотные волны; это в значительной степени связано с тем, что высокочастотная волна делает больше колебаний в секунду, а каждое колебание сопровождается потерей энергии. Дополнительные потери энергии данной волной происходят при преобразовании ее в волны других типов (на поверхности раздела двух материалов (сред) - на это мы также уже обращали внимание. Все вместе эти потери энергии означают, что волны постоянно затухают, причем достаточно быстро, и на поверхность возвращается только малая часть начальной энергии. Это приводит к необходимости применения специальных мер по усилению амплитуд на больших временах приема.

Следующее важное понятие в сейсморазведке - это годограф. Под годографом понимается линия, график времени прихода волны Т как функция от расстояния между точкой возбуждения волны и приемником Х. Все волны имеют годографы, в том числе и отраженные. Поскольку регистрация в сейсморазведке производится во времени и она, как правило многоканальная, и регистрирующие каналы разнесены в пространстве, чаще всего регулярно, то и принимаемые первичные сейсмограммы по сути есть набор годографов.

Самый простой - годограф прямой волны. Он представляет собой наклонную прямую линию. На данной модельной сейсмограмме общего пункта взрыва каждая из вертикальных полос соответствует линии времени на каждом из регистрирующих каналов. Их номера подписаны по горизонтали, зная расстояние между каналами, можно определить расстояние. Все сейсмограммы начинаются с прямой волны (кроме снятых на море). Ее скорость определяется непосредственно скоростью среды. Таких волн несколько - одна из них воздушная волна, низкоскоростная помеха. Годограф ее тоже прямой, круто наклонный. Ее интенсивность тем выше, чем хуже соблюдены требования к взрывным скважинам.

Годограф отраженной волны. В общем случае волна падает не вертикально, а отраженная волна по второму закону Снелиуса восходит под тем же углом к отражающей поверхности, что и падающая. Пусть перед нами упрощенный разрез, состоящий всего из 2 слоев и его шкала по вертикали - это время.

Пусть при вертикальном падении волна доходит от отражающей границы за время То, тогда в соответствии с теоремой Пифагора наклонный луч достигнет отражающей границы за время Тх, определяемое формулой:

Простые преобразования позволяют получить формулу годографа отраженной волны. Иногда его называют также индикатрисой. Важно, что То - время пробега двойного расстояния до отражающей границы, Х - это расстояние между источником взрыва и конкретным пунктом приема, а скорость относится к верхней среде и принимается как средняя или эффективная, хотя в принципе она есть величина переменная. Для нас важно также то, что годограф отраженной волны имеет весьма характерную форму гиперболы.

Рассмотрим, как на практике получаются годографы волн. В рассматриваемом нами частном случае в верхней части слайда приведена модель строения среды, состоящая всего из двух слоев. Пусть в точках со значениями -500, -1000 и -1500 поочередно производится возбуждение сейсмических сигналов. Тогда сигнал, отраженный от некоторой точки на глубине, расположенной на отражающем горизонте, общей для всех трех экспериментов (мы решили взять именно эту точку по своему усмотрению, мы же проводим эксперимент), будет принят соответственно в точках +500, +1000 и +1500. Длина пути пробега волны между точками возбуждения и приема соответственно увеличивается, увеличивается и время прихода волны. Ниже на слайде приведен график, где по вертикали мы откладываем время регистрации волны, а по горизонтали расстояние между точкой взрыва и приема. Получилась искусственно собранная сейсмограмма (взрывы проводились в разное время), на которой изображен годограф отраженной волны, и он имеет форму гиперболы.

Забегая вперед, заметим, что мы собрали сейсмограмму ОГТ - общей глубинной точки. Можно также собирать сейсмограммы общего пункта взрыва и общего пункта приема.

На этом слайде мы видим сейсмограмму общего пункта взрыва со схематически нанесенными на нее годографами волн. В отличие от предыдущего слайда, ось времени направлена вверх. На сейсмограмме мы видим годограф прямой волны в виде прямой линии, идущей из точки с координатами 0,0. Наклон годографа прямой волны определяется ее скоростью. Чаще всего она близка к 1800 м/сек. Годограф отраженной волны имеем форму гиперболы и начинается на оси времени с некоторого момента То. Наклон годографа также определяется средней скоростью в среде прохождения волны, а время То - глубиной залегания отражающей границы. На сейсмограмме мы видим еще одну волну - рефрагированную или преломленную или головную. Она возникает при достижении падающей волной критического угла и поэтому начальная точка ее годографа лежит на годографе отраженной волны. Волна имеет одну скорость (в случае однородности подстилающего слоя), поэтому ее годограф также прямая линия. Поскольку скорость этой волны выше, чем прямой волны, то и наклон ее годографа меньше. Таким образом, мы наблюдаем четко выраженные и обладающие своими характерными особенностями годографы прямой, отраженной и преломленной волн. Их же можно будет видеть и различать и на реальных сейсмограммах.

На реальной полевой сейсмограмме ОПВ видно значительное количество годографов отраженных волн, имеющих форму гипербол. Это говорит о наличии значительного количества отражающих границ в изучаемом разрезе. Нас будут интересовать в последующем в основном наиболее сильные, уверенные отражения, называемые опорными. Использованная при получении сейсмограммы система наблюдения симметричная. Прямых волн практически не видно - это свидетельствует о применении процедур предварительной обработки. Обратите внимание, что чем больше время регистрации, тем гипербола положе. На времени около 2.25 видно пересечение годографов отраженных волн, что кажется нелогичным. Как бы вы могли объяснить это явление? Это кратные волны от вышезалегающих горизонтов. Наклон их годографов соответствует скоростям в вышележащей среде, а времена регистрации - более глубоко залегающему интервалу разреза.

Кратные волны - это сейсмическая энергия, которая была отражена более чем один раз. Наиболее часто кратные волны возникают в следующих ситуациях:

• При наземных съемках подошва Зоны Малых Скоростей (ЗМС) является генератором кратных волн;

• При морских съемках дно моря является классическим генератором кратных волн;

• Кратные волны образуются и внутри геологических формаций.

Кратные волны-спутники образуются, когда энергия распространяется вверх от заглубленного источника и затем отражается вниз, как это происходит от подошвы ЗМС (если взрывная скважина пробурена глубже нее), дневной поверхности или поверхности воды. Волны-спутники также образуются, когда энергия распространяется вниз от поверхности к заглубленному приемнику.

На слайде приведено несколько вариантов образования кратных волн, в том числе и волн-спутников. Условно они разделены на короткопериодные и длиннопериодные. Первые весьма трудны для выделения и в основном искажают форму сейсмического импульса, причем часто довольно сильно. Вторые можно выделить по их характерным признакам и устранить при обработке. В нижней части слайда приведен рисунок, иллюстрирующий одну их характерных особенностей кратных волн - времена их регистрации увеличиваются кратно целым числам.

Рассмотрим, как выглядят кратные волны на реальном временном разрезе. Мы видим временной сейсмический разрез, полученный при морской съемке. Об этом говорит отсутствие отражений на значительном интервале в верхней части разреза - он соответствует толще воды. Более того, первое отражение приходит на существенно разных временах, это говорит о наклоне дна моря. При этом мы имеем дело с двумя очень сильными отражающими границами: разделом вода-воздух и дном моря. Между ними возникают кратные волны, долгопериодичные и очень сильные, практически незатухающие. На временном разрезе мы наблюдаем сильные отражения А, В и С, которые идут в разрез с залеганием других отражающих границ в разрезе. Более того, они меняют свою геометрию согласно изменению дна моря.

И еще раз более того, времена их регистрации кратны времени прихода первого отражения ото дна моря, и их положение закономерно меняется вдоль разреза вместе с изменением глубины дна моря. По этой же причине более поздние кратные отражения имею видимый наклон больший, чем дно моря или однократные отражения. Таким образом, мы опознали отражения А, В и С как кратные волны.

Еще один пример на реальном временном разрезе. Как вы видите, он также морской. Однако кратных волн от дна моря не видно, они достаточно эффективно подавлены. Мы имеем дело здесь с другим типом кратных волн. В достаточно полого и согласно залегающей толще осадочных горных пород (как мы можем судить по временному разрезу) на временах около 2.1-2.2 с мы видим отражения, несогласно пересекающие эту толщу. Реальные ли это границы? Нет, это кратные волны, которые отразились от сильной наклонной отражающей границы в верхней части разреза (в левой части разреза на временах около 0.8-0.9 с). Кратные волны имеют тот же наклон, что и эта граница. Почему же наклон не увеличился, как в предыдущем примере? Это происходит потому, что кратные волны образуются между горизонтами на временах 0.9 и 1.5 с внутри геологической формации, имеющей примерно одинаковую толщину по линии профиля.

Рассмотрим еще один тип волн. Это обменные волны. Образование S-волн (в обратном случае, образование P-волн) из P-волн (в обратном случае, из S-волн) называется обменом (типа волны). Такой обмен типов волн или образование обменных волн происходит на границе двух сред и сопровождает процесс отражения или преломления. Соответственно, интенсивность этого процесса прямо пропорциональна отражающей способности границы.

Для малых углов падения (i < 15), образование обменных волн очень незначительно :P-волны отражаются как P-волны на 98 % и преломляются как P-волны на 98 %. На образование S-волн уходит только 2% энергии. Тем не менее для нас это очень важно, т.к. эффективных источников поперечных волн практически нет и применение этого типа волн ограничено преимущественно этим фактом, и образование обменных волн, сопровождающее каждый взрыв - возможный выход из этой ситуации. Сейсморазведка обменных волн - один из встречающихся на практике видов сейсморазведки.

Мы знаем, что скорость продольных волн обычно выше, чем скорость поперечных волн в той же самой среде (очень грубо в 1,7 раза), поэтому и регистрироваться эти волны будут на больших временах. На рисунке приведены модельные сейсмограммы с годографами отраженных волн: продольной, обменной и поперечной. Время регистрации обменной волны - среднее между нормальными продольной и поперечной. Заметьте, что и наклоны годографов у волн разные.

Возникновение обменных волн возможно как при падении волны (движении вниз), так и при восхождении ее. При этом практически каждая отражающая граница является источником обменных волн.

Практическое же влияние отражающих границ ограничено малой долей энергии волны, участвующей в обмене, а также реальными коэффициентами отражения. Поэтому значимыми для нас будут только самые сильные отражающие границы. На рисунке приведен пример простой двухслойной модели среды, и виды кратных волн, в ней возникающих. Как вы видите, кратные волны могут быть разной природы (как продольные, так и поперечные), приведенное ниже буквенное обозначение позволяет определить природу этих волн. На модельные сейсмограммы вынесен ряд обменных волн. Волны проиндексированы в соответствии с предыдущим рисунком. На Z-компоненте принимаются только волны, пришедшие как продольные, на Х-компоненте, волны, пришедшие к сейсмоприемнику как поперечные. Важно, что амплитуда обменных волн достаточно велика и даже выше, чем обычных волн, продольных волн. Конечно, это зависит от угла падения волн (что мы и видим на изменяющейся вдоль годографа амплитуде волны рРSs), но и от меньшего затухания поперечной волны в разрезе.

Еще одно волновое явление - дифракция. Его необходимо рассмотреть, т.к. это явление часто встречается на временных разрезах и на сейсмограммах, и используется как источник полезной информации, при выделении разломов, например, или как критерий оптимальности параметров миграции.

Дифрагированные волны образуются на точках дифракции - местах резкой смены свойств среды, таких как краевые точки сильных отражающих пластов, разломы, точечные неоднородности.

Дифрагированные волны распространяются во всех направлениях

Такие объекты дифракции отображаются на сейсмических записях и разрезах в виде характерных изогнутых отражений.

Особенность точек дифракции заключается в том, что они отражают сигнал во все стороны. Поэтому дифрагированная волна регистрируется сейсмоприемниками на целом интервале разреза, и в силу геометрии своего строения, имеет вид сходный с годографом отраженной волны, обращенным вниз. В таком виде они отображаются и на суммарных временных разрезах, схематическое изображение которого приведено на слайде слева. Горизонтальная протяженность дифрагированных волн ограничена затуханием отраженного сигнала.

На реальном временном разрезе мы видим многочисленные дифрагированные волны в низах платформенного чехла. Для субгоризонтально залегающих платформенных отложений их присутствие нетипично. Как мы говорили, они формируются в местах тектонических нарушений, а также на острых (для сейсморазведки) краях выступов фундамента. В последнем случае они сильно затрудняют проведение структурных построений по кровле фундамента.

Применение специальных процедур обработки - в данном случае миграции (с ней несколько более полно мы познакомимся немного позже) позволяет убрать дифрагированные волны. После этого выполнение структурных построений по кровле фундамента становится выполнимой и достаточно точно решаемой задачей.

Размещено на Allbest.ru