Размещено на http://www.allbest.ru/

Курсовая работа

СЕЙСМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ РЕШЕНИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ЗАДАЧ

Аннотация

Темой настоящей курсовой реферативной работы являются «Сейсмические методы решения геологических задач». В данной работе раскрыты методические приемы изучения и интерпретации геологической информации, полученной с помощью сейсморазведки и сейсмологии. Также рассмотрены современные методы и направления сейсморазведки. Для лучшего восприятия материала курсовая работа разделена на части, включающие в себя введение, пять глав, заключение, словарь основных терминов и список использованной литературы. В работе присутствует 10 рисунков, 1 таблица

The Annotation

The seismic methods of the decision of geological methods” is the theme of this course abstract work. In this work were described the methodical techniques of the study and interpretation of geological data that were received with help of seismic prospecting and seismology. Also there are considered the modern methods and branches of seismic prospecting. For more evident perception of a material course work is divided into the parts including introduction, five heads, and the conclusion, the dictionary of the basic terms and the list of the used literature. There are 10 pictures and 1 table in the work.

Оглавление

Введение

Глава 1. Исторический обзор

Глава 2. Объекты изучения, цели и задачи исследований в выбранном разделе геологии

Глава 3. Современные знания в данной области

3.1 Общие принципы

3.2 Проблемы сейсморазведки

3.2.1 Ход луча

3.2.2 Волновые фронты

3.2.3 Ложные отражения (волны-спутники)

3.2.4 Дифракции

3.2.5 Кратные отражения

3.3 Метод преломлённых волн (МПВ)

3.4 Метод отражённых волн (МОВ)

3.5 Метод общей глубинной точки (МОГТ)

3.6 Вертикальное сейсмическое профилирование (ВСП)

3.7 Задачи сейсмологии

Глава 4. Связи с другими научными дисциплинами

Глава 5. Исследования, проводимые в институтах геологического профиля новосибирского центра СО РАН и лекционные курсы на ГГФ НГУ по данной теме

Заключение

Список использованной литературы

Введение

Настоящее содержание данной реферативной работы посвящено проблеме решения геологических задач сейсмическими методами. Данная тема очень актуальна в наше время, ведь мы живем в эпоху машин, эпоху заводов, фабрик, технического прогресса. Долгие годы люди пользовались тем, что находили на поверхности Земли. Но времена менялись, и этого стало недостаточно. Появилась необходимость в большем количестве материалов. Для этого людям пришлось погрузиться глубже в Землю. Чтобы находить материалы, разрабатывались методы их поиска. Эти методы разделились впоследствии на несколько ветвей. Одна из них - сейсмические методы изучения недр Земли. Собственно, об этих методах и о проблемах, связанных с ними, идёт речь в данной курсовой реферативной работе.

Еще одна задача, решаемая сейсмическими методами, - изучение строения Земли как планеты. Это позволяет людям узнать о происхождении космических тел и т.д. Землетрясения, тектоника плит также попадают под изучение сейсмическими методами.

Таким образом, видно, что сейсмические методы решения геологических задач - очень актуальная тема, особенно сейчас, когда около 70% населения Земли имеют свой собственный транспорт, всё производство механизировано, а значит требуется много топлива, материалов, которые можно найти с помощью методов сейсморазведки.

В курсовой реферативной работе были поставлены задачи:

• Изучить историю становления сейсмических методов как отдельного направления геологической науки;

• рассмотреть объекты, узнать цели, понять задачи сейсмических методов решения геологических задач;

• узнать современные данные исследований в области сейсмических методов;

• изучить непосредственно сами сейсмические методы решения геологических задач;

• изучить проблемы, с которыми сталкиваются сейсмические методы решения геологических задач, и способы их решения;

• изучить терминологию по данной теме;

• научиться давать интерпретацию геологической информации с целью обнаружения тех или иных структур в строении Земли;

• узнать об исследованиях, проводимых в институтах геологического профиля новосибирского центра СО РАН на данную тему.

Известно, что различные слои земной коры по-своему отражают сейсмические волны, и на этом основаны различные методы регистрации и прогнозирования землетрясений, разведки полезных ископаемых, изучения внутреннего строения Земли и движения литосферных плит. В связи с этим получили огромное распространение и применение сейсмические методы решения геологических задач. За последние 100 лет они очень сильно развились и разбились на несколько ветвей, о которых говорится в рамках данной работы. Кроме самих знаний в данной области очень большую роль играет и применяемая техника: для обработки данных, для регистрации данных и прочее.

Сейсмические методы вносят важный вклад в развитие фундаментальных геологических наук, а также позволяет резко повысить результативность разведки месторождений полезных ископаемых, особенно нефти и газа. Поиск залежей этих углеводородов ведется разными способами, но самый эффективный из них -- сейсмический. Он позволяет наиболее точно определять, где находятся геологические структуры, содержащие нефть и газ, за счет этого сокращать число разведочных скважин и тем самым экономить огромные средства. Сейсмические методы значительно расширяют также возможности изучения Мирового океана. Уже получены сейсмические профили морского дна протяженностью в сотни тысяч километров. Цель работы - изучить методы решения геологических задач и сделать обобщения по данной теме.

Глава 1. Исторический обзор

В 1829 году в Париже в Трудах Парижской Академии Наук появилась статья Пуассона, которая была посвящена применению волнового уравнения для описания распространения упругих волн в твердых средах (http://web.ru/db/msg.html?mid=1169273). Эта статья оказалась основополагающей для описания всей акустики твердых сред и основного направления ее - сейсморазведки. Решив волновое уравнение для двух граничных условий, Пуассон получил выражения для описания продольных и поперечных упругих колебаний.

Собственно, идея сейсморазведки возникла очень давно. Люди ещё в XVII знали, как используют звуколокацию дельфины и летучие мыши, и предполагали, что этот принцип можно использовать и в твердых средах. Пуассон же только формализовал эту идею, описал её формулами, заложил начало воплощения её в жизнь. Однако Пуассон понимал, что полученное им математическое описание поля упругих колебаний нельзя никак проверить, поскольку в то время акустические измерения проводить было ещё нечем. В связи с этим его идея так и осталась гипотезой, предположением. С уходом Пуассона из жизни в 1840 году, отношение к описанию поля упругих колебаний радикально изменилось. Ученые начали принимать предположение Пуассона на веру без каких-либо практических доказательств, и, продолжая решение волнового уравнения для других (также гипотетически заданных) граничных условий, получали описание других типов упругих колебаний. Так, в 1885 году Рэлей дал описание поверхностных волн (волн Рэлея) (http://web.ru/db/msg.html?mid=1169273). И далее, все математики, которым удавалось решать волновое уравнение для определенных граничных условий, могли рассчитывать на увековечивание своего имени в результате того, что новый тип упругих колебаний будет назван их именем. Так «увидели свет» волны Лява, Лэмба, Стонли.

Вообще, на границе XIX-XX веков произошло очень много открытий в области распространения сейсмических волн. В 1899 г. Кнотт представил статью о распространении сейсмических волн, их отражении и преломлении, а в 1907 г. свою работу по сейсмическим волнам опубликовали Вихерт и Цёппритц. Роберт Маллет измерил скорость распространения сейсмических волн, использовав в качестве источника энергии черный порох, а в качестве приемника - возмущение поверхности ртути, и тем самым открыл эпоху экспериментальной сейсмологии (Шерифф Р., Гелдарт Л. Сейсморазведка: в 2 т. Т.1 История, теория и получение данных. - М., 1987). Однако полученные им значения скоростей были слишком низки по сравнению с реальными. Связано это было, вероятно, с малой изученностью процесса распространения волн и с ошибками. Затем еще ряд ученых применяли данный метод для измерения скоростей волн, варьируя мощность заряда, количество и расположение приемников.

Идея об использовании сейсмографа для выяснения глубинного строения была впервые выдвинута в 1898 г. Милоном. Он писал: «Поскольку волны, образующиеся при землетрясениях, проходят последовательно один пласт за другим, то, если мы изучили их отражение и изменение скорости распространения внутри пластов, мы сможем обнаружить структуры, образуемые горными породами на значительных глубинах, которые недоступны прямому наблюдению и о которых без помощи таких волн нельзя даже надеяться узнать что-нибудь… С помощью землетрясений и крупномасштабных экспериментов можно определить упругие модули, свойственные породам в естественном залегании; при правильной интерпретации они позволят правильно понять многие неясные явления». (Шерифф Р., Гелдарт Л. Сейсморазведка: в 2 т. Т.1 История, теория и получение данных. - М., 1987).

В 1905 г. Л. В. Гарре предложил использовать метод сейсмических волн для нахождения соляных куполов, но идея тогда не нашла применения, так как тогда еще не было сконструировано соответствующих приборов (Шерифф Р., Гелдарт Л. Сейсморазведка: в 2 т. Т.1 История, теория и получение данных. - М., 1987). Но не было бы счастья, да несчастье помогло: в 1912 г. в результате столкновения с айсбергом затонул «Титаник», и многие ученые приступили к изобретению средств обнаружения айсбергов. Среди возможных патентов называлось и использование акустических волн в воде, приведшее к появлению в США первого патента по применению сейсмических волн в разведочных работах. Оформил патент Р. Фессенден (Шерифф Р., Гелдарт Л. Сейсморазведка: в 2 т. Т.1 История, теория и получение данных. - М., 1987). Он предложил помещать источники и приемники в заполненные водой скважины и определять местоположение рудных залежей как по получаемым от них отражениям, так и по вносимым ими изменениям в результаты измерений времени пробега волн в промежутке между скважинами. Впоследствии Людгер Минтроп и другие пытались безуспешно опротестовать его патент, так как Фессенден использовал не «сейсмические» волны, а «акустические», а кроме того, применение скважин для помещения в них источников и приёмников не согласовалось с последующей практикой.

В 1914 г. в Германии Л. Минтроп сконструировал сейсмограф, с помощью которого ему удалось с достаточной точностью, необходимой для выполнения разведочных работ, регистрировать возбуждённые взрывом волны (Шерифф Р., Гелдарт Л. Сейсморазведка: в 2 т. Т.1 История, теория и получение данных. - М., 1987).

Во время первой мировой войны, как немцы, так и их противники в экспериментах с тремя или более механическими сейсмографами пытались определять местонахождение вражеской артиллерии, но оказалось, что для этой цели лучше подходят не сейсмические, а звуковые волны, распространяющиеся по воздуху. Однако определённые успехи были достигнуты. Такими экспериментами занимались Минтроп и американцы Фессенден, Экхардт, Хейсман, Карчер, Мак-Коллум и другие. Эти шесть человек сыграли ключевую роль в применении сейсмических волн после войны.

Последовал ряд патентов в области использования сейсмических волн. Например, в 1926 г. Минтроп получил патент, относящийся к «Методу определения геологических структур» (по сути - метод преломленных волн). А в 1922 г. Дж. Ивенс и У. Уитни получили патент по «Усовершенствованиям в средствах исследования глубоких слоёв земной коры». В их патенте говорилось: «Настоящее изобретение… отличается тем, что звуковые волны принимаются одновременно или почти одновременно на множестве приёмных станций, так как даже в простейшем случае, когда известно, что пласты залегают горизонтально, имеются две неизвестных величины: 1)средняя скорость отражённой волны и 2) глубина отражающего пласта, а следовательно два уравнения, и поэтому необходимо иметь данные минимум двух измерений.» Несмотря на довольно полное описание метода отражённых волн, этот патент не сыграл заметной роли в последующих разработках, которые были сосредоточены в основном на использовании метода преломлённых волн.

В 1920 г. Хейсман, Экхардт, Карчер и Мак-Коллум основали фирму «Геологическая инженерия» («Geological engineering»), чтобы применить сейсморазведку для поисков нефти. Они превратили осциллограф в трехдорожечный регистратор и создали электродинамические сейсмометры на основе радиотелефонных приемников. И это дало результат: в июне 1921 г. они получили на Белл-Айл (Оклахома-Сити) отчетливое отражение от контакта между слоями глины и известняка. Экспериментальные работы с отражёнными и преломлёнными волнами проводились в течение примерно пяти месяцев. Они использовали весьма изощрённые методы. Например, в одном из экспериментов для того, чтобы получить волны, наиболее близкие к плоским, сбрасывали динамит с самолёта. Естественно, что фирма испытала все свои фонды. Да и нефть резко потеряла в цене. Это привело к тому, что все руководители, за исключением Мак-Коллума, вернулись к своим делам. А он согласился расплатиться с кредитами за оборудование и патентные права фирмы. (Шерифф Р., Гелдарт Л. Сейсморазведка: в 2 т. Т.1 История, теория и получение данных. - М., 1987).

Но не надо думать, что только эти люди занимались сейсмическими методами. Параллельно велись и другие работы: изучались скорости волн в разных средах, волны разделялись по типам, совершенствовалась аппаратура, математический аппарат и прочее.

В конце 20-х годов сейсмическая разведка стала продвигаться за пределы США и Германии: в Персию (Иран) и Венесуэлу в 1927 г., в Австралию в 1929 г., в Ост-Индию в 1930 г. Всё больше компаний стали использовать сейсмические методы в своей деятельности.

Шло время, и развитие методов не стояло на месте. Так при измерениях стали использовать большее количество приёмников (к 1981 г. их число возросло до 96-ти, сейчас - в разы больше). Механические сейсмоприёмники вскоре были заменены электрическими сейсмоприёмниками с ламповыми усилителями. Вследствие высокого уровня шумов существовавших тогда ламп первые электрические сейсмоприёмники должны были обладать высокой чувствительностью. С появлением менее шумящих ламп необходимость в мощных усилителях пропала, и это позволило значительно уменьшить вес приёмников (с 15 кг до нескольких грамм), что в свою очередь позволило свободно использовать несколько приёмников при одном эксперименте. В 1932 г. была разработана автоматическая регулировка усиления. И так далее.

Таблица 1. Хронология развития сейсмических методов и аппаратуры

Дата	Метод или аппаратура
1914	Механический сейсмограф Минтропа
1917	Патент Фассендена на сейсмический метод
1921	Сейсмические работы методом отражённых волн фирмой «Джеолоджикал энджиниринг»
1923	Разведка методом преломлённых волн фирмой «Сейсмос» в Мексике и шт. Техас, США
1925	Метод веерных наблюдений Электрический сейсмограф для регистрации преломлённых волн Использование радиосигналов для целей связи и отметки момента взрыва
1926	Метод прослеживания отражений
1929	Определение углов наклона пластов методом отражённых волн
1931	Профилирование методом преломлённых волн со встречной системой наблюдений Использование сейсмоприёмника для определения вертикального времени Передвижной буровой станок, смонтированный на грузовике
1932	Автоматическая регулировка усиления Сменные фильтры
1933	Группирование сейсмоприёмников
1936	Метод Рибера, первая воспроизводимая сейсмическая запись
1939	Использование замкнутых полигонов для контроля невязки
1942	Временные разрезы Смешение сигналов
1944	Крупномасштабные наблюдения на море Большие группы
1947	Морская сейсморазведка с использованием радионавигационной системы «Шоран»
1949	Оптический мирраграф
1950	Метод общей глубинной точки
1951	Радионавигация со средним радиусом действия
1952	Аналоговая регистрация на магнитную ленту
1953	Получение записей методом Вибросейс Применение падающего груза
1954	Непрерывный акустический каротаж (скорости)
1955	Подвижные магнитные головки
1956	Обработка данных в специальных центрах
1961 - 1962	Деконволюция аналоговых сигналов и фильтрация по скорости
1963	Регистрация данных в цифровой форме
1965	Пневматический источник сейсмических колебаний
1967	Регуляторы глубины погружения сейсмоприёмной косы
1972	Яркое пятно
1974	Цифровая запись
1975	Сейсмическая стратиграфия
1976	Трёхмерные наблюдения

Одним из важнейших послевоенных достижений было использование для интерпретации волновой картины вдоль профиля монтажа сейсмограмм так называемого временного разреза. Отдельные сейсмограммы в процессе интерпретации ставили рядом уже давно, но было очень трудно охватить их единым взором из-за больших размеров каждой сейсмограммы и различий в скорости протяжки фотобумаги. Трудности усугублялись нормальным приращением времени, неоднородным характером процесса получения записей и т.д. Для решения этих проблем были разработаны системы получения изображений способами переменной плотности и переменной ширины с равномерной горизонтальной шкалой и выводом амплитуд.

В 1950 г. Г. Мэйн изобрел метод общей глубинной точки (ОГТ) как способ подавления помех, с которыми не удаётся справиться путём группирования. Но широкое распространение получил лишь в 60-х годах, быстро утвердившись благодаря своей способности ослаблять кратные волны и помехи других типов.

Совершенствовались так же и источники: взрывчатке и падающим грузам на смену пришли установки, производящие вибрации и прочее.

Но развитие сейсмических методов в геологии не прекратило развиваться. И в наше время совершенствуются способы получения данных, методы интерпретации их. От двумерных разрезов уже практически повсеместно перешли к трёхмерным., расчёты делаются на компьютерах. Всё это делает сейсмические методы более удобными и используемыми.

Глава 2. Объекты изучения, цели и задачи исследований в выбранном разделе геологии

Сейсмические методы решения геологических задач разделяются на две основных группы по объектам изучения: на сейсморазведку и сейсмологию. На самом деле, это разделение не имеет четкой границы, но принято считать, что сейсморазведка изучает объекты на поверхности Земли вплоть до границы Мохоровичича (~40-45 км под континентами и ~8 км под океанами), то есть земную кору. А сейсмология - глубинное строение Земли (до ядра). Различаются эти две группы и способами получения информации: если в сейсморазведке в основном пользуются переносными устройствами сбора данных (датчики, сейсмоприёмники), причем сбор данных может осуществляться как на суше, так и на воде, то в сейсмологии это исключительно сейсмостанции. Плюс ко всему, очень часто это не одна-две станции, а глобальная сеть по всему миру. Так что сейсморазведка и сейсмология различаются ещё и масштабами сбора данных. Ещё одно немаловажное различие - это источники сейсмических волн. В сейсморазведке волны возбуждаются искусственно: взрывами, падающими грузами, «вибраторами» - устройствами создания колебаний. В сейсмологии же в основном используют колебания, волны, вызванные землетрясениями.

Однако сейсморазведка и сейсмология, в общем, ставят перед собой сходные задачи: разделение слоёв во внутреннем строении Земли на основе отражения, преломления и искажения сейсмических волн. Пусть и в разных масштабах, на разных глубинах. Но если посмотреть глубже, нетрудно будет заметить различия. Так, сейсморазведка работает со следующими объектами:

· карстовые пещеры и солёные купола;

· рудные месторождения;

· волноводы;

· осадочные слои;

· структуры литосферы и т.д.

Сейсмология, в свою очередь, работает со следующими объектами:

· внутренние сферы Земли;

· границы между сферами;

· границы между литосферными плитами и т.д.

Как следствие, видны и цели каждой группы методов. Цели сейсморазведки: нахождение месторождений полезных ископаемых, нахождение границ между слоями, расположение слоёв друг относительно друга, получение геологического профиля местности. Цели сейсмологии: изучение внутреннего строения Земли, объяснение земных процессов, изучение истории происхождения Земли, попытка предсказания её будущего, изучение разломов, горообразования, попытка предсказать их.

Глава 3. Современные знания в данной области

3.1 Общие принципы

Всем современным знаниям в области сейсморазведки (как и сейсмологии) мы обязаны закону Гука. Он позволяет вычислить деформации при известных напряжениях. (Напряжение - сила на единицу площади. Деформация - изменение формы и размера тела в результате действия на него напряжения.) Когда деформации малы, их связь с напряжениями определяется законом Гука, согласно которому данная деформация прямо пропорциональна обусловившему её напряжению. Если существует несколько напряжений, то каждое из них создаёт деформацию независимо от других. Таким образом, полная деформация равна сумме деформаций, вызванных отдельными напряжениями.

Гук придумывал свой закон для деформаций отдельных тел. Но, как известно, сейсмическая волна - это, в сущности, и есть деформация, передающаяся по материалам. Так что и для сейсмических волн закон Гука выполняется. Далее мы увидим, как. Сейчас же необходимо отметить, что сейсмические волны делятся на две основные группы: поверхностные и объёмные.

Поверхностные волны в свою очередь делятся на два типа: волны Релея и Лява. В первом случае движение частиц происходит по окружностям. Во втором - в горизонтальном направлении поперек движения волны (рис. 1).

А)

Б)

Рис. 1. Поверхностные волны. А) Релея; Б) Лява

Но эти волны не имеют практически никакой пользы при выполнении сейсмологических и сейсморазведочных работ. Причем иногда они наоборот создают помехи.

Объемные волны, в свою очередь, тоже разделяются на два типа: P (продольные) и S (поперечные). Движение частиц в продольных волнах (или в волнах сжатия) происходит вдоль распространения волны. В поперечных волнах (волнах сдвига) - поперёк. (Рис. 2)

Рис. 2. Виды объёмных волн

Скорости таких волн описываются формулами

,

где и - параметры упругости среды (постоянные Ламе; - объёмный модуль упругости или модуль всестороннего сжатия, - модуль сдвига), пришедшие из закона Гука (Короновский Н. В. Общая геология: Учебник. - М.,2002). Видно, что P-волны гораздо быстрее S-волн. Также необходимо отметить, что S-волны не распространяются в жидкой среде, что имеет огромное значение: так определяют агрегатное состояние веществ. Но на границе раздела двух сред возникает некоторая проблема: из S и P волн могут образоваться P и S волны соответственно.

Вообще, когда волна падает на поверхность раздела 2-х сред с различными упругими свойствами, она порождает отражённую и преломлённую волны. Соотношения между различными волнами можно найти из зависимостей между напряжениями и деформациями по обе стороны от границ раздела. При переходе через границу, разделяющую две среды, напряжения и деформации должны быть непрерывными.

3.2 Проблемы сейсморазведк

3.2.1 Ход луча

В сейсморазведке в основном используются P-волны. Связано это с тем, что их гораздо проще, по сравнению с S-волнами, создать. По этой причине будем рассматривать явления именно на примере продольных волн.

Продолжим разбираться с распространением сейсмических волн. Для начала рассмотрим ход луча. Ходы луча - линии, нарисованные на поперечном разрезе, показывающие путь движения энергии от взрыва к приемнику. Рассмотрим самый простой случай: распространение луча в однородной среде и отражение его от горизонтальной границы раздела. Из волновых уравнений следует закон, схожий закону отражения светового луча: угол падения равен углу отражения. В этом случае, чтобы рассчитать время прохождения луча от источника до приёмника, достаточно воспользоваться теоремой Пифагора.

Все становится сложнее, когда у нас появляется более одного отражающего горизонта. Верхний луч проходит через верхний слой со скоростью V1, в то время как нижний луч преломляется на первой границе, а затем отражается в нижний слой. Средняя скорость является некоторой комбинацией V1 и V2. Преломления на каждой границе происходят по закону Снеллиуса - синусы углов пропорциональны скоростям. (Рис. 3, слева)

Рис. 3. Распространение луча

Перейдём к ещё более сложной модели: теперь у нас много отражающих/преломляющих горизонтов (рис. 3, справа). Наряду с ходом луча, показанным здесь, мы будем иметь ещё и отражения от каждой границы. Необходимо заметить, что четвертая сверху скорость (2000) меньше, чем скорость над ней. Это явление называется «инверсия скорости». Волна в этой точке преломляется немного «наружу», в направлении, отличающемся от направления преломления на других границах.

Но это всё, конечно, идеализированные модели. На деле практически никогда не встречаются однородные слои с постоянной скоростью распространения сейсмических волн. Чаще всего в жизни лучи проходят по кривым, изогнутым ходам.

Рассмотренные примеры показывали нам только случаи, когда использовался лишь один приёмник. При проведении реальных сейсморазведочных работ сейчас используются десятки и сотни приёмников одновременно. Нетрудно представить, с какими сложностями сталкиваются сейсморазведчики.

Для понимания процесса распространения луча необходимо иметь представление о его отражении. Чтобы оценить, какая часть энергии отразится от границы раздела, а какая часть пройдёт сквозь него, рассчитаем коэффициент отражения. Для любого одного отражающего горизонта граница между двумя породами различной скорости и/или плотности коэффициент отражения (RC), или количество входящей энергии, отраженной обратно, - это лишь разность произведений скорости на плотность, разделенная на их сумму. То есть

где V1 и V2 - скорости над и под границей соответственно, с1 и с2 - соответствующие плотности (http://demyankuznecov.narod.ru). Коэффициент отражения RC - это, в сущности, есть часть волн, которая отразится. Величина (1-RC) называется коэффициентом прохождения (прозрачности) и показывает, какая часть энергии пройдёт через границу раздела.

В общем, и скорости и плотность с глубиной увеличиваются. Если плотность (грубо) пропорциональна скорости, тогда для границ, где скорость увеличивается поперек границы, коэффициент отражения будет положительным. RC отрицателен, когда движение происходит от больших скоростей к меньшим. Для чего применяется отрицательный коэффициент отражения? Он просто означает, что энергия отразилась в противоположном смысле - положительная волна сжатия стала отрицательной.

Приведенное выше уравнение для RC, конечно, приблизительное. Оно верно только для лучей, преломляющихся к границе под прямым углом. Но это уравнение позволяет сделать хоть приблизительную оценку. Мы вернемся к этому вопросу позднее.

Нетрудно понять, что один луч может отражаться неоднократно, прежде чем дойдёт до приёмника, что приводит к некоторым затруднениям для сейсморазведчиков. Для решения этой проблемы можно использовать ход луча.

3.2.2 Волновые фронты

Таким же образом, что и свет, мы можем рассматривать сейсмическую энергию либо как волновой фронт, либо как серию лучей, распространяющихся от взрыва.

Для волнового фронта представьте себе энергетическую сферу, расходящуюся от взрыва во всех направлениях с увеличением времени. Обычно, верхняя часть этой сферы нас не интересует, кроме тех случаев, когда она мешает или вредит энергии, уходящей вниз. Мы можем, следовательно, сконцентрироваться на нижней половине этой сферы - ее простирание во времени в зависимости от скорости вещества, через которую она движется.

Рис. 4. Модель распространения волнового фронта в разные моменты времени

На (рис. 4) показана модель распространения волнового фронта. Конечно, модель сильно упрощена: она предполагает постоянство скоростей в каждом слое. На практике скорость может меняться в трёх направлениях: в вертикальном и двух горизонтальных.

Истинная форма распространяющегося волнового фронта может, следовательно, становится очень сложной, даже при относительно простых структурах. Причем искажение происходит при прохождении каждого горизонта.

Каждая точка на каждом горизонте будет действовать подобно источнику сейсмических колебаний, причем энергетическая сфера будет расходиться от отражающей точки, некоторые из которых достигнут поверхности. Короче говоря, в прямоугольных координатах, уравнение, выражающее пространственную и временную зависимости сейсмической волны выглядит следующим образом

3.2.3 Ложные отражения (волны-спутники)

Ещё одна проблема, с которой сталкивается сейсморазведка - это ложные отражения. Для удобства разберём эту проблему на примере морской сейсморазведки. К тому же ложные отражения - это одна из наиболее известных форм нежелательного луча, связанного со сбором морских сейсмических данных. Пусть источником колебаний является взрыв не на поверхности, а на некоторой глубине. Поверхность моря - это почти идеальный отражающий горизонт. Прохождение энергии от взрыва - это прохождение через вещество со скоростью порядка 1500 м/с и плотностью около 1,025 г/см3. Воздух над поверхностью моря имеет акустическую скорость около 350 м/с, а плотность около 0,0013 г/см3. Подставив эти значения в уравнение для RC, записанное выше, получим коэффициент отражения ниже поверхности моря примерно равный -0.9994, то есть почти идеальный отражающий горизонт (с обратным знаком).

На (рис. 5) показан ход луча с возможными ложными отражениями.

Рис. 5. Ход луча с ложными отражениями

Энергия проходит от взрыва (красная точка) вверх, к поверхности, отражается почти идеально (но с обратным знаком), а затем проходит обычный путь прямого луча от взрыва к отражающему горизонту. Если приёмник располагается на поверхности, то возможны 2 вида (в нашей простой модели) приходящих на него волн: прямые и ложные у взрыва. Если же и приёмник находится на глубине, то ситуация становится ещё сложнее, и могут появиться четыре разных луча:

· прямой луч;

· ложный только у взрыва;

· ложный только у приёмника;

· ложный и у взрыва, и у приёмника.

Случаи, когда на приёмник попадают ложные лучи, очень мешают при обработке информации, так как создают помехи и искажают истинную картину геологического разреза.

Предположив, что истинные ходы луча должны быть более искривленными, чем те, что показаны на рисунке, ходы луча от взрыва к поверхности и от поверхности к приёмнику, тем не менее, будут почти вертикальны (иначе прямой луч и ложное отражение не попадут на один приёмник). Если же мы предположим, что они вертикальны, мы можем рассчитать разницу по времени между прямым лучом и ложным. Тот же расчет можно сделать и для приемника. А при обработке уже учитывать эти расчеты для отделения полезной информации (прямого луча) от бесполезной и даже вредной (ложных отражений).

Ещё одна, не менее важная проблема, создаваемая волнами-спутниками это то, что они могут вовсе лишить наблюдателей какой-либо информации. Если волна-спутник будет в противофазе к прямой волне, то их сумма даст нулевую амплитуду. Чтобы решить эту проблему, важно правильно выбирать глубину источника колебаний и собственно частоту создаваемых колебаний.

3.2.4 Дифракции

Вообще, на сейсмограммах обычно появляются два типа лучей. На начальной части наших записей имеют место преломления, вызванные энергий, преломляющейся вдоль границы между быстро меняющимися мелкими скоростями, и дифракции. О преломлениях ещё будет сказано в рамках работы, но они обычно не вызывают проблем при обработке - они удаляются на переднем конце записей на раннем этапе обработки. Также легко, как они удаляются, эти преломления могут также дать нам важную информацию о неглубоких скоростях в наземных данных - об этом также чуть позже.

Однако дифракции могут быть весьма большой проблемой. Сначала разберёмся, что это такое. Все модели, рассмотренные до этого, были очень идеализированы. И дело даже не в том, что были рассмотрены слои, которые залегали горизонтально и которые имели постоянные скорости распространения сейсмических волн. А в том, что рассмотренные поверхности были идеально ровными, гладкими. В реальных условиях всегда присутствуют камешки, песчинки, прочие тела - «штуфы». Эти куски, очевидно, - отдельные точки, которые отражают энергию во всех направлениях.

Например, участки Ирландского моря между Великобританией и Ирландией именно таковы - любые разрывы действуют как точечные отражатели (http://demyankuznecov.narod.ru).

Все данные, полученные от таких явлений, не несут никакой информации, даже искажают её. Проще говоря, это шум. Кроме «штуфов» рассеивать энергию во все стороны могут и окончания границы, которые усечены из-за геологического разлома.

Все записанные данные также страдают от других форм нежелательных шумов. Некоторые из них могут появляться как продолжительное явление на разрезе (когерентный шум), или как фон для всех получаемых данных (случайный шум). Оба этих типа шумов уменьшаются при обработке, но окончательный уровень шума может все же оставаться достаточным, чтобы маскировать первичные отражатели на сейсмических разрезах - на некоторых участках вообще трудно найти хоть какой-то сигнал. (Шерифф Р., Гелдарт Л. Сейсморазведка: в 2 т. Т.1 История, теория и получение данных. - М., 1987).

3.2.5 Кратные отражения

Слой воды - один из первых кандидатов на генерирование кратных отражений, которые появляются, когда энергия отражается более одного раза от любого горизонта. Следует отметить, что слой воды - не единственный источник образования кратных отражений. Любой неглубокий слой с достаточно сильным контрастом скоростей может стать источником кратных отражений и в морских и наземных данных.

Амплитуда кратных отражений будет обычно с обратным знаком (опять-таки из-за отражения от поверхности моря) и появится на изображении первичного отражателя, обычно, на некоторое постоянное время ниже его. Последующие кратные отражения также проявят подобную «периодичность». Амплитуда кратных отражений может быть вплоть до абсолютно обратной изображению первичного отражения.

Кратные отражения помимо того, что создают шумы, еще и формируют пики на определённых значениях частот. Происходит это из-за того, что волны складываются. Например, кратные отражения, генерированные слоем воды, будут вызывать «пики» на спектре частоты в тех значениях частоты, которые кратны (грубо) 750/(глубина воды) Гц

Другие кратные отражения могут давать пики почти на любой частоте, обычно на меньших значениях диапазона частот.

Их следует ослаблять в обработке (в большей или меньшей степени), определяя их периодичность, или по тому признаку, что большинство кратных отражений проявляют меньшие средние скорости, чем первичные.

Необходимо отметить, что выделяют так называемые «породы-волноводы» - породы, в которых кратные отражаются очень долго, идут, как в трубе, при этом практически не переходят в другие слои.

Так же отмечают такие явления, как головные волны.

Заключаются они в том, что волна проходит по границе между слоями и вырывается из неё, из-за чего вместо одного отражения от границы получается много (рис. 6, волна 2).

Все эти явления вызывают большие неудобства для разведчиков-геофизиков, так как не дают представление о строении реального геологического разреза. Но, с другой стороны, некоторые из них могут быть и полезными.

3.3 Метод преломлённых волн (МПВ)

Метод преломлённых волн основан на возможности проникания упругих колебаний на большие глубины и последующего их возвращения к поверхности земли за счёт обычно отчётливо выраженной тенденции увеличения скорости с глубиной. Такое ныряние волн на глубину при достаточно больших расстояниях источник-приёмник реализуется не только при закономерном наращивании скорости от слоя к слою, но и при более сложном поведении функции скорости от глубины. В частности, могут наблюдаться слои с пониженными скоростями, а также прослойки с большими значениями скоростей, создающие геометрическое экранирование в некоторых областях. Существенно отметить, что в МПВ не всегда удаётся осуществить полное освещение разреза. (Шерифф Р., Гелдарт Л. Сейсморазведка: в 2 т. Т.1 История, теория и получение данных. - М., 1987).

Иначе говоря, метод преломленных волн основан на регистрации волн, проходящих значительную часть пути в пластах, характеризующихся большей скоростью по сравнению с вышележащими. На некотором удалении от 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) промышленное применение.

В настоящее время выделяют две главные модификации МПВ, основанные на регистрации соответственно головных и рефрагированных волн (Рис. 6). Эти модификации могут применяться как автономно, так и совместно.

Рис. 6. Схема образования преломленных волн: 1 -- прямая и проходящая волны; 2 -- преломленная головная волна; 3 -- преломленная рефрагированная волна; 4 -- закритическая отраженная волна

Первая модификация МПВ базируется на регистрации головных либо субголовных волн. Последний термин используется в том смысле, что скользящая волна не строго пробегает вдоль границы, а проникает на некоторую глубину в нижний слой. Важнейшим преимуществом модификации головных волн является возможность не только расчленения разреза по вертикали, но и горизонтальной дифференциации свойств среды, прежде всего по величинам скоростей в отдельных слоях и блоках.

Модификация рефрагированных волн базируется на предположении непрерывности функций распределения скоростей v(z) либо v(x,z), реже v(x,y,z).

Подавляющая часть исследований по МПВ проводится вдоль прямолинейных профилей, на которых располагаются как источники, так и приёмники (продольное профилирование). Важнейшим параметром системы наблюдений является длина годографа - максимальное удаление приёмников от источника. Она зависит от многих факторов. Так, например, при использовании головных волн этот параметр связан с глубиной залегания и наклоном изучаемых границ, степенью дифференциации среды. В модификации рефрагированных волн длина годографа полностью определяется глубиной проникания луча в среду, т. е. величиной градиента скорости.

При изучении глубоко залегающих объектов преломлённые волны всегда регистрируют на достаточно больших расстояниях от источника. В связи с этим в полезной части сейсмограмм МПВ не отмечаются низкочастотные волны - помехи, связанные с неоднородностью верхней части разреза (ВЧР).

При работах на суше наилучшая отдача упругой энергии продольных волн в грунт обеспечивается при взрывах в скважинах глубиной в несколько десятков метров. Экспериментально доказано, что сейсмический эффект взрыва значительно повышается, если заданный заряд разместить в группе близко расположенных пунктов. Иногда взрывы проводят в искусственных или естественных водоёмах.

При работах в морских условиях (на шельфах) используют в основном взрывные источники. Следует отметить, что поперечные волны используются в МПВ для малоглубинных исследований.

МПВ, безусловно, обладает рядом положительных качеств, что обеспечило его широкое применение на практике на протяжении многих десятилетий в режиме постоянного совершенствования. Среди них следует отметить:

· широкий диапазон глубин исследования - от нуля до первых сотен километров;

· значительные возможности определения скоростей в среде и их изменений в вертикальном и горизонтальном направлениях;

· возможности достоверной оценки динамических параметров, что объясняется регистрацией полезных волн при малом уровне помех;

· способность обнаруживать крутопадающие субвертикальные слои, дайки и блоки путём фиксирования границ контактов и измерения величин скоростей на маркирующей (опорной) поверхности, например на кровле кристаллического фундамента.

Дополнительно следует указать на возможность нахождения интегральных параметров поглощения, а также характеристик анизотропных свойств среды, особенно при использовании не только продольных, но и поперечных волн. По преломлённым головным волнам надёжно выявляются тонкие слои с повышенными скоростями в разрезе по признаку быстрого уменьшения амплитуд с расстоянием, а также частотным особенностям колебаний. Попутно отметим, что регистрация преломлённых волн на различных частотах позволяет более полно расшифровать особенности слоистой структуры среды.

Развивающийся в настоящее время многоволновой вариант МПВ в сильной степени увеличивает эффективность метода. Особенно отчетливо это проявляется при изучении неглубокозалегающих объектов. Параллельно отметим, что при исследованиях только на продольных волнах область малых глубин (до 200 м), особенно на суше, целиком обеспечивается применением преломлённых волн (http://demyankuznecov.narod.ru).

Наряду с указанными положительными сторонами МПВ имеет существенное ограничение при изучении геологических сред, что привело к тому, что научно-технический прогресс в области сейсморазведки происходил в последние полстолетия в основном в русле метода отражённых волн (о котором будет рассказано позже). Развитие последнего положительно сказалось на повышении методического уровня МПВ, прежде всего в части перехода на фазовую корреляцию волн и соответственно использование многоканальной аппаратуры.

Одним из важных ограничений МПВ является малая его эффективность при изучении круто наклонённых границ раздела, так как в направлении падения сейсмический луч не выйдет на линию наблюдения, а в направлении восстания головная волна не может быть зарегистрирована в первых вступлениях. Попутно следует отметить, что прослеживание головных волн в условиях слабой дифференциации разреза сталкивается со значительными трудностями из-за протяжённости зон интерференции волн, а также с большой сложностью решения вопроса о принадлежности волн к типу головных либо рефрагированных.

Метод преломлённых волн, особенно в варианте первых вступлений, становится неэффективным при изучении границ небольшой протяжённости (ДS), когда не выполняется условие

ДS>2H/cosi12

где i12 - критический угол для сейсмического луча в данном слое, H - глубина.

Существенно ограничивает МПВ выпадение слоёв, приводящее к потере информации для некоторых частей разреза. Эффект выпадения усугубляется, когда появляются слои с пониженными скоростями. В этом случае выпадение будет отмечаться при регистрации волн не только в первых, но и в последующих вступлениях.

Да и, собственно, само отнесение наблюдаемых волн к типу головных или рефрагированных - это уже большая проблема.

Отметим основные области применения МПВ, указав, что они охватывают очень широкий диапазон по глубине: от ~10 м до ~ 200 км и более. По объёму выполняемых исследований на первое место следует поставить работы по изучению земной коры и верхней мантии. Важной задачей здесь является определение формы поверхности кристаллического фундамента, картирование его по величинам граничных скоростей и другим физическим параметрам. По совокупности данных важно правильно расшифровать блоковую структуру фундамента. Детальные исследования кристаллического фундамента обычно связаны с поисками рудных полезных ископаемых, а также с обоснованием строительства промышленных сооружений, например, гидроэлектростанций. Большое значение при таких исследованиях имеет изучение характера разломов и других субвертикальных образований.

Что касается изучения осадочных бассейнов, то здесь при региональных исследованиях наибольшее значение имеет расшифровка структуры нижних высокоскоростных этажей и характера их сочленения с кристаллическим фундаментом. Вообще, детальные наблюдения с целью расчленения осадочных толщ методом преломлённых волн в настоящее время применяются редко. Определённым исключением из этого правила может служить изучение формы поверхности соляных куполов, но эта задача сейчас решается с привлечением отражённых волн. Зато в задачах геолого-технического обоснования строительства различных сооружений МПВ имеет лидирующее положение, по сравнению с МОВ.

Отметим также, что МПВ успешно применяется при решении некоторых специальных задач - для определения мощности структуры ледников, лавовых потоков после извержения вулканов и т. д.

3.4 Метод отражённых волн (МОВ)

Метод отражённых волн занимает в настоящее время лидирующее положение среди сейсмических методов разведки. В первую очередь это относится к изучению бассейнов в связи с поисками горючих ископаемых. В последнее время отражённые волны всё шире привлекаются к изучению кристаллической части земной коры и верхней мантии. В МОВ используются преимущественно волны, регистрирующиеся на расстояниях от источника порядка глубины залегания границы и меньше. Особое значение имеют эховолны, когда источник и приёмник совпадают в пространстве.

Как правило, в МОВ главными задачами являются изучение пространственного положения границ раздела и распределение физических параметров в заданном объёме (Рис. 7). Системы наблюдений проектируются и реализуются как с точки зрения решения обратных задач, так и с позиции оптимального выделения полезных сигналов на фоне помех. При решении обеих проблем используются системы наблюдений, определяемые прежде всего их размерностью D. Различают размерности первого, второго и третьего порядков - D1, D2, D3. Одномерные системы реализуются в виде совмещённых в пространстве источника и приёмника. Использование таких систем (методика центровых лучей) особенно характерно для морских сейсмоакустических исследований на повышенных частотах. Применение систем D1 позволяет наиболее просто решать как динамические, так и кинематические обратные задачи, хотя и с определёнными ограничениями. Системы D1 дают возможность решать не только одномерные, но также двумерные и трёхмерные задачи.

Двумерные системы D2 реализуются при профильных наблюдениях, когда от заданного источника регистрация ведётся установкой сейсмографов, размещённых по профилю через заданный относительно небольшой интервал Дx. Как правило, Дx для отражённых волн не превосходит величин 1/4*T*vк, где T - видимый период колебаний, vк - минимальное значение кажущейся скорости. Простейшей является система однократного прослеживания D2(1). Расстояние между источниками в этом варианте во много раз больше, чем величина Дx. В период применения осциллографического способа регистрации система имела повсеместное распространение. С точки зрения выделения сигналов на фоне помех рассматриваемая система имеет большие, чем в D1, возможности, в частности она позволяет использовать способы локального суммирования трасс, смешение каналов, регулируемый направленный приём (РНП). В рамках двумерной модели среды система D2(1) обеспечивает определение форм отражающих границ и физических параметров разреза по кинематическим и динамическим характеристикам волн. При площадных съёмках с густой сетью профилей системы D2, при условии уверенного выделения сигналов, позволяют надёжно пространственные задачи. Отметим попутно, что в своё время распространённым способом решения пространственной задачи была методика крестовых зондирований, в частности при исследованиях в труднодоступных горных районах.

Пространственные системы D3 используются при сверхдетальных работах, прежде всего связанных с поисками нефти и газа. Такая методика наиболее эффективна при исследованиях на акваториях. Системы D3 подразделяются на регулярные и нерегулярные. В первых из них источники-приёмники образуют ортогональную систему вдоль некоторой полосы шириной порядка 0,5 - 1 км (широкий профиль). В нерегулярных системах источники-приёмники могут располагаться вдоль любых криволинейных маршрутов. Трёхмерные регулярные системы, в принципе, могут быть реализованы как в однократном D3(1), так и в многократном вариантах.

Разрешающая способность сейсморазведки МОВ по горизонтали оценивается минимальными горизонтальными размерами неоднородностей, порождающих регулярные отраженные волны. В обычных условиях разрешающая способность по горизонтали соизмерима с радиусом первой зоны Френеля и на глубинах от 1,5 до 3 км составляет, как правило, 0,3 - 0,5 км.

Разрешающая способность по вертикали определяется толщиной отдельного пласта, от кровли и подошвы которого отраженные волны на записях наблюдаются раздельно, что в частотном диапазоне 20 - 100 Гц составляет обычно 15 - 25 м. При использовании некоторых специальных видов обработки возможно выделение пластов минимальной мощностью 8 - 10м.

Рис. 7. Схема сейсморазведочных работ методом отраженных волн: 1 сейсмоприёмники; 2 -- сейсморазведочная станция; 3 -- взрывной пункт; 4 место взрыва; 5 -- прямая волна; 6 -- отраженная волна

МОВ обладает максимальными (по сравнению с другими модификациями сейсмических исследований) возможностями, чтобы обеспечить высокую разрешающую способность, особенно по вертикали. Это объясняется в первую очередь минимальными путями пробега зондирующих сигналов, что позволяет использовать относительно высокие частоты колебаний. Кроме того, в случае центровых лучей разность времён отражений от двух близко расположенных границ всегда больше, чем при регистрации волн на некотором расстоянии от источника.

Следует отметить, что некоторые проблемы, возникающие при исследовании МОВ, решает метод суммирования по общей глубинной точке (ОГТ), что привело к тому, что МОВ вытесняется более эффективным МОГТ.

3.5 Метод общей глубинной точки (МОГТ)

Родившись в начале 60-х годов прошлого века, он на многие десятилетия стал основным методом сейсморазведки. Бурно развиваясь как количественно, так и качественно, он полностью вытеснил простой метод отраженных волн (МОВ). С одной стороны это связано с не менее бурным развитием методов машинной (сначала аналоговой, а потом цифровой) обработки, с другой -- возможностью увеличения производительности полевых работ путем применения больших баз приема, невозможных в методе МОВ. Не последнюю роль сыграло здесь и удорожание работ, т.е. повышение прибыльности сейсморазведки. Для оправдания удорожания работ были написаны множество книг и статей о пагубности кратных волн, которые с тех пор стали основой обоснования применения метода общей глубинной точки.

Суть обработки материалов МОГТ состоит в том, что каждая трасса результата получается суммированием исходных каналов таким образом, чтобы в сумму попадали сигналы, отраженные от одной и той же точки глубинного горизонта. Перед суммированием необходимо было ввести поправки во времена записи, чтобы преобразовать запись каждой отдельной трассы, привести ее к виду, аналогичному трассе на пункте взрыва, т.е. преобразовать ее в форму t0. Такой была первичная задумка авторов метода. Разумеется, выбрать нужные каналы для суммирования, не зная строения среды, невозможно, и авторы поставили условием применения метода наличие горизонтально-слоистого разреза с углами наклона не выше 3 градусов. При этом координата отражающей точки достаточно точно равна полусумме координат приемника и источника.