Сейсморазведка – метод, изучающий аномалии (структуру и особенности распределения) искусственно создаваемого волнового поля, обусловленные различием скоростей распространения волн в горных породах.
Основные параметры волнового поля – время (в секундах) регистрации прихода волны к прибору – сейсмоприемнику, расположенному на дневной поверхности (кинематическая характеристика) и динамические характеристики, то есть характеристики формы волны (ее длина, частота, интенсивность и пр.).
Основной физический параметр сейсморазведки – скорость распространения волн в м/с (метр в секунду).
Идея сейсморазведки состоит в том, что возбуждая на поверхности Земли (или в приповерхностном слое Земли) упругие волны регистрируют их отражения (преломления) от границ раздела пород в земной толще, а затем в результате интерпретации этих волн строят глубинно-скоростные модели разреза. Эти модели служат основой для заложения скважин глубокого бурения на нефть и газ.
Сейсморазведка – наиболее «продвинутая» в техническом плане из всех геофизических методов и главный метод нефтегазовой геофизики: на нее затрачивается до половины всех финансовых средств (включая стоимость бурения), которые идут на поиски и разведку скоплений углеводородов. Некоторые малоглубинные модификации метода используются в инженерной и технической геофизике.
В сейсморазведке два основных метода – метод отраженных волн (МОВ) и метод преломленных волн (МПВ), поскольку существуют два основных «механизма» возврата сейсмической энергии из недр к поверхности наблюдений – отражение и преломление волн. Главным образом на практике используют различные модификации МОВ.
В современной сейсморазведке, все сферы которой (исключая непосредственно полевой производственный процесс) полностью компьютеризированы, строят временные сейсморазрезы – то есть так называемые разрезы времен (линий t0) отраженных волн и выявляют в рельефе этих линий – отражающих горизонтов – перегибы, разрывы и пр., а также изменения в рисунке сейсмозаписи между горизонтами. Это и есть сейсмические аномалии (показатели структуры и особенностей распределения поля), по которым можно судить о наличии антиклинальных поднятий, тектонически экранированных объектов, литолого-фациальных неоднородностей и т.п.
Временные сейсморазрезы представляют собой весьма удобную для содержательного геологического анализа форму представления сейсмической информации. Это хороший аналог геологического разреза, построенный не в глубинах, а во временном масштабе (отражения от глубоких границ осадочного чехла регистрируются на временах – до 3х-4хсекунд, а от подошвы земной коры на временах до 20 сек и более; отражения от неглубоких границ на временах до 1 сек). Однако временной разрез не полностью адекватен глубинному, особенно если отражающие границы сильно наклонены или криволинейны, а не плоские.
Поэтому в последние годы появилась более адекватная форма представления сейсмической информации в виде глубинных динамических сейсморазрезов, где волновое поле воспроизведено в масштабе глубин
Физические основы сейсморазведки.
Сейсмические волны возбуждаются взрывными или невзрывными (ударными, вибрационными) источниками. Волна – это процесс распространения в пространстве упругих напряжений и связанных с ними деформаций.
Деформация – это любое смещение частиц в теле (в геологической среде), вызванное внешней силой. После прекращения действия силы тело (среда) может быть частично разрушено (хрупкое тело); изменены его объем и форма, тело деформировано пластически (частицы сближены, смещены); или тело возращено в исходное состояние, т.е восстанавливает свой объем и форму (такое тело называется упругим).
Геологическая среда при взрыве может вести себя и как хрупкая, и как пластичная, и как упругая – все зависит от величины и времени приложения внешней силы. На рисунке 33 показано, что если в Землю каким-то образом поместить взрывной источник (например, пробурить относительное неглубокую – 10-15м – скважину, опустить на забой заряд в 1-2 тротиловые шашки, укупорить скважину буровым раствором или землей и взорвать этот заряд), то после возбуждения в области, примыкающей к месту взрыва будет наблюдаться такая картина. В области I , где находился заряд, и некоторой ее окрестности радиусом в 1-3 м порода будет разрушена и выброшена силой взрыва вместе с укупоркой на поверхность. Это область разрывных деформаций, где среда вела себя как хрупкое тело. В результате в этой области образовалась пустота (яма, камуфлет).
 |
Рис.33. Деформации среды вблизи взрывного источника.
Следующая область II, окружающая первую, – зона пластических деформаций. Здесь порода изменена, сплошность ее и межчастичные связи нарушены, деформированы.
Наконец, вся остальная часть пространства –зона III – занята малыми (упругими) деформациями, которые перемещаются в этом пространстве с определенной скоростью, постепенно удаляясь от места взрыва и при этом ослабевая. Никаких изменений в среде после того, как эта упругая волна покинула ее, не произошло. Возбуждение колебаний в сейсморазведке должно быть организовано так, чтобы минимизировать затраты энергии на неупругие деформации и максимизировать ее часть, приходящуюся на упругие волны. Это один из важнейших моментов методики сейсморазведки, но речь об этом пойдет позднее.
Упругие волны бывают двух типов – объемные и поверхностные. Объемные называются так потому, что по мере своего распространения захватывают все новые объемы геологического пространства, двигаясь в глубь среды. Причем в любой момент времени ti в этой среде всегда можно выделить три различные по отношению к волновому процессу области: первая, примыкающая к источнику, где колебания уже произошли и затухли, вторая – кольцевая – где они происходят в настоящий момент и третья – куда они еще не дошли (рис.34). Поверхности, разделяющие эти области, называются фронтами волн. Причем различают передний фронт и задний, или тыл волны. В однородной среде волновые фронты имеют сферическую форму, тогда как лучи, вдоль которых распространяются волны – прямолинейны. Лучи перпендикулярны волновым фронтам, они являются радиусами этих сфер. Объемные волны могут быть продольными (Р) и поперечными (S), то есть представлять собой процесс распространения деформации объема (Р) и сдвига, или формы (S).
 |
Рис.34. Состояние среды в момент времени t после взрыва.
Если источник взрыва, показанный на рис.34, является сосредоточенным, точечным (типа малой пульсирующей сферы), то все смещения частиц направлены по радиусам- лучам, так как все напряжения (нагрузки), ортогональны сферической поверхности – высвобождающаяся энергия взрыва расширяет среду, то есть на фронте волны всегда находится зона сжатия: частички под нагрузкой сближаются. Силы межчастичного взаимодействия обычно уподобляют упругим пружинам, разделяющим шарики (частички среды). Поэтому, если в самые первые мгновения – момент высвобождения энергии взрыва – пружины сжались и частички сблизились, то в следующее мгновение (когда нагрузка снята, взрыв уже произошел) пружинки разжимаются и частички удаляются друг от друга. То есть на смену зоне сжатия в колеблющейся деформируемой среде приходит зона растяжения, как это показано на рис.34. Таким образом, в зоне, в данный момент времени занятой колебаниями (волной), существуют как минимум три разные фазы колебательного процесса – две зоны сжатия и одна (их разделяющая) зона растяжения. И далее эти чередующиеся зоны сжатия и растяжения перемещаются в пространстве, удаляясь от источника до тех пор, пока не затухнут.
Чтобы представить процесс распространения сдвиговых деформаций, надо вообразить, что сосредоточенный сферический источник не пульсирует, а поворачивается влево и вправо на малый угол, так что все напряжения оказываются тангенциальными, касательными к поверхности поворачивающейся сферы. Тогда смещение частичек в момент поворота растянет пружинки в одну сторону (сторону поворота) перпендикулярно лучу, а в следующее мгновение окажутся повернутыми в обратную сторону более удаленные и так далее.
Еще проще можно представить себе процесс распространения упругих колебаний продольного и поперечного типа на примере вырезанного из упругой среды кубика или параллелепипеда, по верхней части которого нанесен вначале мгновенный удар под углом 90º (допустим, ладошкой) – и тогда вниз пойдет продольная волна, а затем опять таки всей ладошкой ударить горизонтально, по касательной ( под углом 0º) к этой же верхней грани – вниз пойдет поперечная волна – как на рис.35.
Рис.35. Модель упругой среды.
В общем случае, когда удар направлен под каким-то углом, не равным ни нулю, ни 90º, возникнут и те, и другие волны, как это бывает при естественных землетрясениях или ненаправленных взрывах.
Возникшие волны двигаются с разной скоростью: продольные быстрее примерно в 1,5 раза. Величины скорости определяются так называемыми упругими коэффициентами и плотностью среды.
Попробуем уяснить смысл этих упругих коэффициентов, рассмотрев компоненты малой деформации на модельных примерах.
Деформации и напряжения. Упругие коэффициенты.
Деформации объема удобно рассмотреть на примере модели линейного элемента(ребро параллелепипеда), то есть тела, имеющего только один размер. Физически такое тело можно представить в виде длинного и узкого стержня, поперечный размер которого пренебрежимо мал в сравнении с длиной. Закрепим такой стержень верхним торцом, а к противоположному концу приложим растягивающую нагрузку (силу) – F (рис 36).
 |
|||
|
В результате приложения этой силы частички сместятся. Обозначим вектор смещения через 
, а его составляющие по осям координат через u, v и ω соответственно. В рассматриваемом случае можно учитывать только составляющую u, пренебрегая остальными. Обозначим смещение, полученное частичками, отстоящими от закрепленного конца стержня на расстояние х через u. Вследствие действия сил сцепления между частичками, составляющими стержень (сил межчастичного взаимодействия, пружинок),– смещения будут тем меньше, чем ближе к закрепленному концу стержня они находятся. Это значит, что более удаленные частички, то есть х + Δх получат большее смещение, то есть u +Δu.
Возьмем теперь разность смещений и отнесем ее к разности удалений х 
. Если устремить Δх к нулю и взять предел этого отношения, то перейдем от бесконечно малых к производной 
.
По физическому смыслу это есть относительное удлинение линейного элемента, его деформация, которую мы обозначим как exx. Теперь возьмем векторную сумму 
всех сил, действующих на свободный торец стержня и отнесем ее к площади его поперечного сечения S –получим величину приложенного напряжения, которое обозначим через Р
Составляющая этого вектора Рx будет связана с деформацией exx линейной зависимостью, называемой законом Гука: величина деформации прямо пропорциональна величине приложенного напряжения ( вскользь этот закон уже упоминался в разделе гравиразведка). Этому закону подчиняются упругие среды. Понятно, что геологические среды поведут себя как упругие только тогда, когда напряжения будут невелики и весьма кратковременны (как известно, геологические среды при длительно прилагаемых нагрузках деформируются пластически, «текут», изгибаются в складки без разрыва сплошности, а если напряжения велики, то с разрывом – сбросы, надвиги).
Закон Гука может быть записан в виде соотношения
, отсюда 
Коэффициент пропорциональности между напряжением и деформацией обозначим через Е. Этот упругий коэффициент носит название модуль Юнга или коэффициент продольного растяжения.
По физическому смыслу Е – это сила, которую надо приложить, чтобы произошло удлинение, равное единице длины, то есть одному метру. Размерность Е, как это видно из приведенного соотношения, совпадает с размерностью напряжения Р, поскольку exx – относительная (безразмерная) величина. То есть размерность Е – 
(ньютон на метр в квадрате). Вполне понятно, поскольку растянуть линейный элемент на метр исключительно тяжело, что сами по себе величины Е очень велики. Так, для осадочных пород значения Е заключены в диапазон от 0,05·1010 до 10·1010н/м2, для кристаллических диапазон у’же и сами значения выше – от 3·1010 до 20·1010н/м2, для воды 2·1010н/м2.
Еще один упругий коэффициент, смысл которого может быть уяснен из приведенной модели, носит название коэффициента поперечного сжатия, или коэффициента Пуассона, обозначаемого греческой буквой ν(ню). Он представляет собой отношение относительного сжатия стержня δy/y к относительному удлинению δx/x
Понятно, что в результате приложения растягивающей нагрузки стержень удлинится на δх (по отношению к первоначальной длине х) и станет уже на δy (по отношению к первоначальной длине y).
Понятно также, что ν – безразмерная величина и, как правило, очень маленькая. Для подавляющего большинства горных пород ν близко к 0,25 и только для очень рыхлых пород ВЧР (верхней части разреза) приближается к 1.
Через линейные элементы (точнее, через относительные удлинения всех сторон объемного тела – параллелепипеда, который легко описать тремя линейными элементами, исходящими из одной точки – вершины: длина х, ширина у, высота z) может быть найдено изменение всего этого малого объема, его объемное расширение, или кубическая дилатация Θ
Из приведенной записи хорошо видно, что это математическая операция с вектором смещения ![clip_image007[1]](http://kursak.net/wp-content/uploads/2017/03/clip_image007198.gif "clip_image007[1]"){kind=small}
. Такая операция называется дивергенцией вектора и индексируется оператором div, что означает расхождение
![clip_image025[1]](http://kursak.net/wp-content/uploads/2017/03/clip_image025116.gif "clip_image025[1]"){kind=small}
= div![clip_image007[2]](http://kursak.net/wp-content/uploads/2017/03/clip_image007214.gif "clip_image007[2]"){kind=small}
Модель сдвиговой деформации представлена на рис.37 на примере одной из граней рассматриваемого параллелепипеда, одна сторона которой закреплена, а к противоположной приложена внешняя сила F.
 |
Рис.37. Сдвиговая деформация.
Тогда понятно, что частички из ряда, удаленного от начала координат на расстояние х получит смещение v (составляющая вектора ![clip_image007[3]](http://kursak.net/wp-content/uploads/2017/03/clip_image007313.gif "clip_image007[3]"){kind=small}
вдоль оси y, по направлению которой приложена сила F), а частички х+Δх сместятся сильнее – v+Δv. Взяв, подобно тому, как это было сделано выше, предел отношения приращения по у к приращению по х при Δх , стремящемуся к 0, получим выражение для деформации γ1 в виде производной
Сама эта деформация выразится в сдвиге сторон или в скошении γ прямого угла , точнее, она будет представлять собой тангенс этого угла, но для малых углов, как известно tgγ ≈ γ . Если закрепить другую грань (по оси х) и приложить в направлении х внешнюю нагрузку к противоположной грани, то получим аналогичное скошение 
. Суммарное скошение определяется как 
, где Рху – составляющая тангенцильного напряжения, а μ – коэффициент пропорциональности между напряжением и деформацией, называемой модулем сдвига. Таким образом, видно, что при касательных напряжениях происходит изменение формы первоначальных объемов – деформация формы (или сдвига частичек одного ряда относительно другого).
Через упругие коэффициенты записываются выражения для скорости продольных и поперечных волн
Здесь σ – плотность среды, а λ – один из упругих коэффициентов Ламе (λ и μ). не имеющий физического смысла. Из этих формул хорошо видно, что Vp>Vs. Теоретические исследования, подтверждаемые практикой , показывают, что 
.
Теперь можно подытожить основные отличия объемных волн P и S: разные скорости, разный характер поляризации колебаний и, наконец, вполне понятно, что поперечные волны могут распространяться только в твердых средах (деформации формы!), а продольные в любых. Помимо объемных волн существуют еще поверхностные.
Поверхностные волны обычно возникают при возбуждении колебаний вблизи дневной поверхности, а распространяются не вглубь среды, а бегут вдоль этой поверхности в подстилающем слое, толщина которого равна примерно длине волны. Поверхностные волны в основном низкочастотные с весьма своеобразным продольно-поперечным характером поляризации колебаний: частицы в этой волне движутся по эллиптическим орбитам. Скорости распространения этих волн наиболее низкие: VR≈0,9Vs
Такие волны называют Релеевскими(R), по имени знаменитого британского физика лорда Релея, который дал первое теоретическое их описание. Релеевские волны всегда в той или иной мере присутствуют на сейсмических записях, являясь сильной помехой для регистрации отраженных волн.
Помимо Релеевских существуют еще поверхностные волны Лява с чисто поперечным характером поляризации колебаний. Они обычно возникают при глубокофокусных землетрясениях и на сейсморазведочных записях не наблюдаются.
Динамические характеристики волн. Профиль волны и запись колебаний.
Представим себе, что по лучу, изображенному на рис. 34 мы проведем регистрацию колебаний в фиксированный момент времени t=t1. Эти колебания сосредоточены в кольцевой области II. По результатам этих наблюдений можно построить график зависимости амплитуды u смещения частиц (интенсивности колебаний) от расстояния r источник – приемник. Условимся отклонение частиц от невозмущенного положения в зоне сжатия рисовать в положительной области графика, а в зоне растяжения – в отрицательной. В точке перехода от зоны сжатия к зоне растяжения кривая u(r) должно переходить через нуль, то есть пересекать ось абсцисс.
График этот, называемый профилем волны, должен иметь такой вид( Рис.38а)
|
Точки на профиле волны с наибольшими положительными или отрицательными отклонениями (амплитудами смещений) образуют, соответственно, горбы и впадины, то есть процесс распространения сейсмических волн качественно можно охарактеризовать как перемещение в упругой среде горбов и впадин. Расстояние между двумя соседними горбами называют видимой длиной волны. Амплитуда горба в области переднего фронта должна быть больше, поскольку на эти области приходится большая часть сейсмической энергии. Если провести регистрацию в более поздний момент времени t=t1+Δt, волна убежит дальше от источника. Если среда идеально упругая, то есть поглощение сейсмической энергии в ней отсутствует, то профиль волны для нового положения колеблющейся области II останется таким же, но все амплитуды смещений уменьшатся пропорционально новому удалению от источника.
Теперь рассмотрим поле смещений волны в зависимости от времени в фиксированной точке наблюдения, находящейся на определенном расстоянии r1 от источника. Представление об этом поле дает график зависимости u от времени t при закрепленном r = r1 (допустим, что в этой точке стоит сейсмоприемник).
Этот график называется трассой, или записью колебаний и показан на рис.38б.
Записи колебаний это основной первичный материал сейсморазведки. Совокупность записей, зарегистрированных одной расстановкой сейсмоприемников, образует сейсмограмму. Кривая u(t) при фиксированном r похожа на предыдущую: и здесь переднему фронту, который приходит к сейсмоприемнику раньше по времени, соответствует наибольшая амплитуда колебаний А1. Время tв , когда это фронт подошел к сейсмоприемнику, называют вступлением волны, а промежуток времени τ, охватывающий всю длительность колебания, проходящего через сейсмоприемник – длительностью импульса. Поскольку функция u(t) ограничена по времени, ее нельзя рассматривать как гармоническую (хотя она и похожа на синусоиду, вернее, на ее фрагмент). То же можно сказать и о графике, названном профилем волны. Поэтому там расстояние между соседними горбами мы определяли как видимую длину волны (а не просто длину волны), а здесь, то есть на рис 38б, расстояние между соседними одноименными фазами колебания (максимумами или минимумами) называют видимым периодом Т.
Связь между периодом и длиной волн определяется скоростью распространения волны: λ=VT
В точке, находящейся на большем (r2) удалении от источника, запись колебаний такая же, но так же как и для профиля волны все амплитуды будут меньше (пропорционально расстоянию).
Величина 
будет называться видимой частотой, а точки на записи, где смещения достигают экстремальных значений – видимыми фазами φв.
В идеально упругой среде форма профиля и записи не изменяется: горбы и впадины перемещаются с постоянной скоростью, называемой фазовой скоростью vф.
В реальных, то есть неидеально упругих средах форма профиля и записи волны с расстоянием от источника изменяются. В этом случае фазовая скорость зависит от частоты. Зависимость фазовой скорости от частоты называется дисперсией скорости.
В результате дисперсии скорости перемещения фронта волны и ее фазовых поверхностей оказываются разными. Под скоростью перемещения фронта понимают скорость движения огибающей всего волнового пакета (записи волны). Такая скорость называется групповой.
Важно заметить, что форма волны в реальных средах существенно зависит от свойств среды, через которую бежит волна. То есть информация о свойствах среды содержится не только в скоростях распространения волн, но и в рассмотренных динамических характеристиках – частотах, амплитудах, периодах, длительностях, соотношении фаз колебаний. Разные среды характеризуются также разной дисперсией скоростей и т.д. Поэтому при геологической интерпретации данных сейсморазведки уделяется внимание не только кинематическим параметрам (временам прихода волн), но и динамике волнового процесса.
Одним из показателей динамики является и отмеченное уже уменьшение интенсивности колебаний по мере удаления от источника (увеличения времени регистрации). Это явление носит название геометрического расхождения. Речь идет о геометрическом расхождении волновых фронтов – увеличении радиуса сферической поверхности волнового фронта по мере ее удаления от источника. Энергия взрыва, которая обусловлена количеством взрывчатого вещества (ВВ) – вполне определенная величина, а область пространства занятого колебаниями, непрерывно расширяется. Поэтому доля энергии, приходящаяся на единицу объема этого пространства столь же непрерывно убывает (пропорционально r2) и амплитуда колебаний становится все меньше. Амплитуда смещений равна квадратному корню из энергии и поэтому уменьшается пропорционально r.
Поглощение и рассеяние волн.
Амплитуда колебаний (и, следовательно, их форма) убывает в реальных средах не только из-за геометрического расхождения. Реальные среды являются поглощающими – то есть часть энергии волны необратимо переходит в другие ее виды, например, в тепловую. Этот необратимый переход части энергии волны в другие виды по мере распространения волн называют поглощением. Поглощение представляет собой частотно – избирательный
процесс, так как существует постоянная потеря энергии на длину волны. Более высокие частоты ( более короткие волны ) затухают быстрее. Земля работает как ФНЧ – фильтр нижних частот. Амплитуда убывает с расстоянием по экспоненциальному закону
где l –расстояние в метрах, пройденное волной; α – коэффициент поглощения в м-1. Обычно α =δf, где f – частота, δ – коэффициент пропорциональности.
На форму колебаний влияет и сейсмическое рассеяние. Рассеяние сейсмической энергии связано с отражением от шероховатых границ геологических напластований, что приводит к частичному перераспределению потоков энергии. Фактически здесь речь идет о замене отражения дифракцией.
Отражение и преломление сейсмических волн.
Реальные среды являются не только поглощающими, но и слоистыми. Причем на границах раздела слоев, сложенных различными по минералогическому составу, а значит и по скорости распространения в них волн породами, эти волны испытывают преломление и отражение. В результате, энергия каждой падающей на границу волны перераспределяется между четырьмя вторичными волнами – двумя отраженными (монотипной и обменной) и двумя преломленными, проходящими дальше в следующие слои (также, монотипной и обменной). Монотипной называется волна, не меняющая своего типа (Р или S), а обменной – напротив, меняющая свой тип при встрече с границей раздела: пример, иллюстрирующий эту ситуацию, показан на рис.39
|
|||
|
|||
|
Рис.39. Отражение, прохождение ( а ) и преломление (б ) сейсмических волн в случае резкой и гладкой (зеркальной) границы.
В качестве падающей волны здесь представлена продольная в виде луча Р1. Индекс 1 означает, что она распространяется в верхнем полупространстве (пласт 1). Здесь же в верхнем полупространстве показаны два отраженных луча – монотипный Р11 и обменный P1S1, а в нижнем два преломленных (проходящих) Р12 (монотипный) и P1S2 (обменный). На рисунке видно, что углы падения, отражения и преломления разных волн отличаются между собой. Здесь волны представлены отдельными лучами (перпендикулярными фронтам). Эти углы отсчитываются от нормали к границе. Нетрудно показать, что, скажем, угол падения α между лучом Р1 и нормалью к границе равен углу падения фронта волны Р1 на эту границу.
Соотношение, устанавливающее связь между углами падения, отражения и преломления и скоростями распространяющихся волн, называется законом Снеллиуса и записывается в виде
Здесь V* - так называемая кажущаяся скорость. Из этого соотношения следует, что угол отражения монотипной волны равен углу падения (то есть падающая и отраженная волны распространяются в одной и той же среде со скоростью Vp). В то же время угол отражения обменной волны Р1S1 меньше угла падения, поскольку Vs<Vp. При нормальном падении, то есть когда луч падающей волны перпендикулярен границе раздела (α=0) обменные волны не возникают. Такой случай близок тому, что наблюдается в практике сейсморазведки методом отраженных волн, где система возбуждения и регистрации волн настроены на использование монотипных волн продольного типа.
Отношение амплитуд 
и 
называют коэффициентами отражения, то есть эти величины позволяют оценить энергию отраженной волны в долях падающей. В теории показано, что при том же нормальном падении, коэффициент отражения ![clip_image054[1]](http://kursak.net/wp-content/uploads/2017/03/clip_image054112.gif "clip_image054[1]"){kind=small}
равен 
Произведение скорости на плотность Vσ называют акустической жесткостью (акустическим импедансом) или волновым сопротивлением. Таким образом, можно Котр определить как частное от деления разности акустических жесткостей контактирующих сред на их сумму. Это соотношение позволяет определить условие образования отраженных волн, как неравенство акустических жесткостей V1σ1 ≠ V2 σ2 или ( если учесть, что скорости изменяются намного сильнее, чем плотности) как V1 ≠ V2 , так как в случае их равенства из приведенного выражения следует, что Котр= 0, то есть отраженные волны не возникают. Граница раздела с резкими различиями Vσ называют резкими (жесткими), от них возникают наиболее сильные (интенсивные) отражения. Наиболее резкой в природе является граница Земля-воздух, то есть дневная поверхность. Котр от такой границы близок к единице, то есть почти вся энергия падающей волны расходуется на образование отраженной.
Другая резкая граница: ЗМС – коренные, то есть граница раздела рыхлой приповерхностной толщи, которую сейсморазведчики именуют зоной малых скоростей (ЗМС) и подстилающей ее толщей плотных коренных пород. Для этой границы Котр≈ 0,5. Все прочие границы, в том числе обычно разведуемые границы раздела слоев на глубинах 3-5 км (этот диапазон является основным в современной сейсморазведке на нефть и газ, поскольку вышележащие толщи, как правило, уже разведаны, а месторождения в них обнаружены и нередко исчерпаны) характеризуется меньшей отражательной способностью. Коэффициент отражения от них, как правило, колеблется в пределах 0,1-0,25. Волны от границ менее резких оказываются очень слабыми и, практически, не доходят до поверхности наблюдений, где установлены сейсмоприемники. Отношения 
и 
называют коэффициентами прохождения сейсмической энергии в глубь среды. Для случая нормального падения такой коэффициент 
.
Заметим, что при наклонном падении в среду с большей скоростью угол преломления больше угла падения. Именно такой случай показан на рис.40б. То есть, если V2 > V1, то преломленный луч проходящей вниз волны приближается к горизонтали, к преломляющей границе R. Это означает, что возможен такой случай, когда луч преломленной волны скользит вдоль границы, то есть угол преломления составит 90° (не пойдет вглубь среды). Этот случай будет соответствовать соотношению (из закона Снеллиуса)
, а поскольку Sin P12, то есть Sin 90° равен 1, получим, что Sin P1=
Такой угол падения называют критическим. При достижении критического угла преломленная волна перестает быть проходящей – она распространяется в прилегающем к границе слое 2 со скоростью 
двигаясь не поперек, а вдоль напластования пород. Такая скорость называется граничной и обозначается Vгр. Если представить себе, что граница действительно представляет собой поверхность раздела, плоскость, то частички среды, прилегающие к этой границе должны располагаться не только снизу, но и сверху, и они будут связаны между собой силами сцепления (межчастичного взаимодействия). Значит эти частички верхнего слоя также будут испытывать смещения и передавать их вышележащим. Это, в свою очередь, означает, что в верхнем слое будет распространяться упругая волна. Описанное явление, возникающее при падении волны под критическим углом называют явлением полного внутреннего отражения, а волну пошедшую вверх головной, или боковой или просто преломленной (в отличие от проходящей). Именно эти волны доходят в конце концов до поверхности наблюдений и могут быть зарегистрированы сейсмоприемниками. Угол, под которым волна Р12 выходит в верхнее полупространство согласно приведенному соотношению углов и скоростей должен быть равен iкр, если скорости V1 и V2 вдоль границы не меняются. Такой механизм возврата сейсмической энергии к поверхности Земли называют преломлением, и на регистрации этих волн основывается метод МПВ (метод преломленных волн). Из сказанного следует, что условием возникновения этих волн является не просто неравенство скоростей, как для отраженных, а условие более жесткое: V2 > V1.
Из приведенного рассмотрения ясно, что в реальных разрезах преломляющих границ меньше, чем отражающих. Наиболее резкими такими границами являются поверхность коренных пород под ЗМС и поверхность кристаллического фундамента. К сказанному необходимо добавить, что головные волны нельзя наблюдать вблизи пунктов возбуждения. Удаление вступлений головной волны от источника тем больше, чем больше угол iкр и глубина границы, на которой такая волна образуется. Наконец, головные волны являются более низкочастотными и потому метод преломленных волн характеризуется относительно низкой разрешающей способностью.
Геометрическая и волновая сейсмика.
Как было показано выше, распространение упругих колебаний представляет собой волновой процесс. Пользуясь волновой теорией можно решать любые задачи распространения сейсмических волн в однородных и неоднородных в сейсмическом отношении средах. Однако, во многих важных практических задачах сейсморазведки более простые решения можно получить, используя лучевые представления геометрической сейсмики. Геометрическая сейсмика изучает законы распространения волн, основываясь на представлении об их фронтах и лучах. Свое название она получила по аналогии с геометрической оптикой, в которой введено понятие о световых лучах, и имеет общие с ней законы. Эти законы приемлемы только тогда, когда длина волны пренебрежимо мала в сравнении с протяженностью волнового фронта. Поскольку в реальной волновой сейсмике длина волны – величина конечная, то отступления от законов геометрической сейсмики тем меньше, чем больше размеры неоднородности, на которой волна образовалась.
В геометрической сейсмике есть несколько важных понятий, к которым часто прибегают в сейсморазведке. К ним относятся понятия изохроны и поля времен.
В сейсморазведке рассматриваются упругие волны, пробегающие расстояние во много раз больше, чем расстояние между тылом и передним фронтом. То есть можно допустить, что фронт и тыл неограниченно продолжаются, образуя так называемую волновую поверхность, а длина волны стремится к нулю. Положение волновой поверхности в пространстве в фиксированный момент времени называют изохроной. Пространство, охарактеризованное изохронами, то есть временами «прибытия» волны в различные точки этого пространства можно определить как поле времен. Изображая процесс распространения волн через лучи и изохроны, можно представить волновое поле как поле времен. Для описания процесса распространения волн в пространстве используют принцип Гюйгенса-Френеля и принцип Ферма.
Согласно принципу Гюйгенса-Френеля, каждый элемент упругой среды, пришедший в колебание, передает его соседнему элементу со скоростью, свойственной данному элементу , то есть, иными словами, сам становится источником колебаний.
Допустим, что нам известно положение изохроны в некоторый момент времени t1 и значение скорости движения волны v. Допустим также, что эта скорость не меняется. Тогда можно построить сферические волновые поверхности элементарных волн, испускаемых элементами среды (частицами, пришедшими в колебание), лежащими на поверхности изохроны t. За время Δt из каждого такого элемента выйдет элементарная сферическая волна с радиусом поверхности r = v Δt, как показано на рис.40а.
|
|
|||||
|
|||||
|
|
|||||
|
Огибающая всех этих волновых поверхностей дает нам положение изохроны реальной волны на момент t2 = t1 + Δt. Таким же образом можно построить изохроны t3, t4 и т.д., то есть построить поле времен, где любая точка пространства помимо координат отмечена временем прихода к ней упругой волны. Все эти изохроны будут конгруэнтны друг другу. Если скорость в среде меняется, то радиусы фронтов элементарной волны будут отличаться друг от друга. В случае, например, когда скорость не постоянная, а нарастает с глубиной по линейному закону v = v0(1 + βz), где β – градиент нарастания скорости, изохроны будут расходиться с глубиной (рис.40б), а в случае убывания скорости сходиться.
Волновая поверхность перемещается в любой точке пространства вдоль нормали к ней, то есть вдоль сейсмических лучей. Для лучей справедлив принцип Ферма, согласно которому волна, распространяясь в пространстве, выбирает путь минимального времени пробега, то есть вариация времени (производная) по лучу равна 0.
Путь, кратчайший во времени между двумя точками А и В один и тот же, независимо от того, в каком направлении распространяется волна (рис.40в).
Как уже говорилось, геометрическая сейсмика применима при рассмотрении различных явлений, когда длина волны пренебрежимо мала в сравнении с размером неоднородностей, на которых эта волна образовалась. Однако, встречается немало ситуаций, когда это условие не выполняется. С такими ситуациями, например, связано явление дифракции волн или интерференции иx на тонких слоях.
Под дифракцией в оптике понимают явление огибания препятствия световой волной. В сейсмике дифрагированная волна возникает и распространяется как волна рассеяния от элементов геологического разреза, на которых происходит изменение физических свойств пород – то есть возникает на любых неоднородностях среды. В реальных условиях дифрагированная волна устойчиво формируется и распространяется как самостоятельный тип колебаний, если размеры неоднородностей сопоставимы с длиной волны. Длины волны, с которыми имеют дело в сейсморазведке методом отраженных волн, колеблются в зависимости от скорости их распространения и от частоты (периода) колебания. Если положить, что отраженные волны, как правило, среднечастотны и, в основном, имеют периоды от 0,02 сек до 0,05 сек (то есть частотный их диапазон составляет 20-50 Гц), а скорости волн в осадочных толщах меняются в диапазоне от 2000 до 5000 м/сек, то получится, что длины волн измеряются величинами ~50-250 м. Это говорит о том, что появление дифрагированных волн наиболее вероятно на резких изгибах границ раздела, нарушениях сплошности пород (сбросах, надвигах, разломах), в зонах выклинивания. Пример возникновения и распространения дифрагированных волн для модели ступени (уступа) в рельефе отражающей границы R приведен на рис. 41.
 |
Рис.41. Дифракция сейсмической волны на ступени.
В области, примыкающей к источнику колебаний 0, регистрируются лучи ОВ. Так происходит, пока луч падающей волны не достигнет излома границы – точки дифракции Д. Согласно геометрическим представлениям на участке поверхности от крайнего луча ОВ1 до луча ОВ2, прошедших через точку дифракции никаких волн наблюдаться не будет, так как лучи падающей волны минуют уступ, попадающий в зону сейсмической тени.
Однако, согласно принципу Гюйгенса-Френеля точка Д, пришедшая в колебание, начинает испускать элементарные волны, поверхности (фронты) которых огибают возникающие препятствия и заходят в зону сейсмической тени. Эти фронты достигают также поверхности наблюдений и попадают в промежуток между ОВ1 и ОВ2 и там их можно зарегистрировать. Понятно, что по интенсивности дифрагированные волны существенно слабее отраженных (~ в 2 раза), но во многих случаях этого вполне достаточно: такие волны регистрируются как признак наличия тектонических нарушений и т.п.
Без волновых представлений невозможно обойтись и при описании явлений, происходящих при отражении волн в случае тонкослоистого характера разреза.
Если длина волны соизмерима с толщиной слоя, то отражений от его кровли и подошвы на записи отделить невозможно. Это видно на рис. 42.
 |
Рис. 42. Модель интерференции (а) и рефракции (б).
Промежуток времени ∆t, разделяющий импульсы отражений 1 и 2 окажется недостаточным для раздельной их регистрации сейсмоприемником: волна, отраженная от подошвы слоя подойдет раньше, чем отраженная от кровли завершит свою длительность и уйдет дальше. В итоге эти колебания наложатся друг на друга и прибор запишет длинное неразрешенное колебание. Это наложение волн и называют интерференцией. В случае, если волны складываются синфазно или запаздывание второй относительно первой кратно периоду колебания, интенсивность суммарной волны возрастает, а если суммирование происходит в противофазе (запаздывание кратно половине периода) колебания гасят друг друга. В итоге получаем характерные признаки интерференционной картины – многофазная неустойчивая динамика и т.д.
Из сказанного можно заключить, что геометрическая сейсмика неприменима в тех случаях, где приходится сталкиваться с ярко выраженной волновой природой колебаний. Таким образом, геометрическая сейсмика есть частный случай волновой, когда длина волны стремится к нулю (λ→0).
Рефракция волн.
Рассмотренные примеры образования и распространения волн относились к ситуациям, когда скорости в среде в целом, или в отдельных ее слоях не меняются. Однако, это далеко не так. Такие толщи как кристаллический фундамент в силу своей гетерогенности характеризуются сильной изменчивостью скорости. Довольно значительно меняются скорости в зависимости от глубины залегания в терригенных толщах, поскольку эти толщи в той или иной степени пористые, а пористость вследствие возрастающей геостатической нагрузки – то есть давления вышележащих пород –становится меньше и, соответственно, скорость больше. В таких средах, где скорость является непрерывной функцией координат пространства, в частности, глубины Z, прямолинейность лучей нарушается, они становятся криволинейными и возникает явление, именуемое рефракцией .
Пояснить природу этого явления можно таким примером (рис42б).Пусть среда представлена пачкой пластов, в каждой из которых скорость постоянная, но значения ее с глубиной растут, то есть v1 < v2 < v3 …. И пусть по такой толще проходит упругая волна, представленная на рисунке лучом, вышедшим из источника под углом i1. В соответствии с законом Снеллиуса, луч, проходящей вниз волны, будет, преломляясь, составлять с нормалью к границе постоянно возрастающие углы, все больше прижимаясь к горизонтали. Если устремить толщины слоев Δh к нулю, ломаная прямая выродится в непрерывную кривую, причем эта кривая в какой-то точке среды, пройдя через угол в 90°, повернет вверх и устремится к поверхности. Такой механизм возврата сейсмической энергии к поверхности наблюдений именуется рефракцией, а поворотная точка – точкой рефракции.
В наиболее сильной степени рефракция проявляет себя в ледовых толщах. В 60х годах прошлого столетия, когда советские исследователи начали осваивать Антарктиду и одной из задач антарктических экспедиций стало изучение толщин материковых льдов этого континента, пришлось заняться обстоятельным изучением рефракции. Был разработан специальный метод рефрагированных волн, с помощью которого поставленные задачи удалось успешно решить.
Мы рассмотрели многочисленные (но не все) явления, происходящие в реальных средах при распространении волн и на основе этого рассмотрения можно заключить, что сейсмические импульсы по мере удаления от источника колебаний претерпевают значительные изменения – существенно уменьшается их интенсивность и изменяется форма (рис.43): если вблизи источника импульс короткий, высокочастотный, основная энергия сосредоточена в передних фазах колебаний (минимально-фазовый сигнал), то на значительном удалении амплитуда уменьшается, сигнал растягивается, становясь низкочастотным, а энергия перекачивается в хвостовые фазы колебаний.
|
|||
|
|||
Рис.43 Деформация сейсмического импульса в модели сплошной упругой среды:
а –вблизи источника, б-вдали от источника.
Заметно искривляются и траектории движения волн. Все это необходимо учитывать при выработке методики сейсморазведки для изучения достаточно глубоких горизонтов разреза.
Изложенные соображения справедливы, если представлять геологическую толщу в виде сплошной модели среды, причем исключительно пассивной, не порождающей собственных колебаний. Однако уже в конце ушедшего 20го столетия, когда возникла и стала развиваться нелинейная динамика, появились новые представления и новые модели.
Новую модель среды легче представить, если вообразить, что хотя бы одно землетрясение уже когда-то произошло и речь идет о повторном возбуждении колебаний. Сплошность среды уже нарушена, есть трещины и микротрещины, есть куски, отдельности, флюиды, заполняющие эти трещины, и все пустотное пространство породы- поры, содержащие газовую и жидкую фазы. Таким образом, новая модель представляет собой сложную систему, состоящую из блоков различных размеров, подчиняющихся определенной последовательности (по М.М.Садовскому (1989)). Система открыта, как и составляющие ее отдельности, для энергообмена с окружающей средой. Блоки в системе отделены друг от друга прослойками, сложенными из блоков разных размеров меньшего масштаба. Эта открытая система квазистационарна – в ней идут процессы перераспределения и трансформации энергии (и массы) поступающей извне. Она гетерогенна, энергонасыщенна и фрактальна (с элементами самоподобия упомянутых блоков). Она способна накапливать эту энергию и сохранять в себе некоторое ее количество ( в том числе энергию упругих деформаций) в скрытом состоянии и после устранения непосредственных источников, бывших причиной ее появления. Энергонасыщенность проявляется в виде постоянно действующей сейсмической и акустической эмиссии, причем разные среды «звучат» по-своему. Распространение волн в такой среде характеризуется рядом особенностей: во-первых, низкочастотные сигналы могут вызывать высокочастотный отклик – расширение спектра идет в обе стороны, и форма записи может оказаться вовсе не такой, как показано на рис 43; во-вторых, слабый сигнал может вызывать сильный отклик; в-третьих, при взаимодействии гармонических волн появляются волны новых частот, кратных основным гармоникам – суммарным и разностным; в-четвертых, скорость волн зависит от амплитуды воздействия (Николаев,1994).
В спокойном состоянии, без «накачки», энергия внутренних напряжений находится в равновесном состоянии до достижения определенного уровня. При дополнительном возбуждении (воздействии внешним физическим полем) может произойти высвобождение накопленной энергии, которая, в том числе и в виде упругого поля, приведет к появлению колебаний, характеристики которых определяются физико-химическими свойствами среды (тела).
Если выделить эти колебания из общего волнового поля, то можно повысить достоверность прогноза залежей углеводородов. На новой модели основаны новые методы сейсморазведки, например, инфразвуковая сейсморазведка, разработанная саратовскими геофизиками.
Геологические основы сейсморазведки.
Рассмотренные вопросы образования упругих волн и их распространения помогают уяснить, что в сейсморазведке мы сталкиваемся с различными волнами – поверхностными, отраженными, преломленными, рефрагированными, дифрагированными. Усложняя представление о модели среды этот перечень можно продолжать. Например, в многослойных средах распространяются кратные отраженные волны. Кратными называются такие, которые испытывают не один, а несколько актов отражения от одной и той же отражающей границы, как например, на рис. 44.
|
|
|||||||
|
|||||||
|
|||||||
|
Здесь волна О1О – однократная от первой границы, а О1О1О – двукратная. Волна О2О – однократная от второй границы, а О2О2О – двукратная от этой же второй границы. Такие волны, испытывающие отражения от одноименных поверхностей называют полнократными.
Волны, показанные на рис. 44б , называются частично-кратными. Их особенность в том, что дополнительный акт отражения они испытывают на промежуточной границей R1.
К частично-кратным относится и волна-спутник, испытывающая первый акт отражения от поверхности, расположенной выше разведуемой границы. Такой поверхностью является обычно подошва ЗМС (рис.44в)
Можно привести примеры с трехкратными отражениями и с отражениями более высокой кратности. Причем нельзя забывать о том, что все эти волны возникают и распространяются в реальных средах. Можно назвать и волны более сложных видов – отраженно-преломленные (рис.44г) и преломленно-отраженные, скользяще-дифрагированные и т.п.
Существование всех этих волн обусловлено существованием в геологической среде поверхностей раздела напластований, сложенных породами разного состава, то есть породами с разной скоростью распространения в них упругих волн. В этом и состоят геологические основы сейсморазведки:
1) в реальных средах существуют поверхности (границы), разделяющие толщи с разной скоростью распространения упругих волн;
2) эти физические поверхности совпадают с геологическими – границами раздела геологических напластований. И поэтому, регистрируя волны, отраженные или преломленные этими геологическими границами и определяя тем или иным способом скорость их распространения, мы можем оценить глубины залегания и мощность толщ разного состава и возраста. Это позволяет восстановить структурный каркас геологической среды, что необходимо для выявления объектов поиска (в первую очередь нефти и газа).
3) изменение в литологии пород внутриформационного характера находят свое выражение в изменчивости скорости и в особенностях рисунка волнового плоя.
Диапазон изменения скоростей распространения упругих волн в горных породах достаточно широк. Самые низкоскоростные толщи – приповерхностные, рыхлые (некоренные) породы, образующие ЗМС (зону малых скоростей). Здесь скорости не превышают 1500 м/сек. Чаще всего значения VЗМС – 500-700 м/сек.
Терригенные (обломочные) породы в коренном залегании имеют скорости 2000-4000 м/сек, карбонатные (известняки, доломиты) – 5000-5500 м/сек, каменные соли ~4500 м/сек. Самые высокие скорости свойственны кристаллическим породам: гранитам ~6000 м/сек и базальтам ~7000 м/сек, метаморфическим – гнейсам, кварцитам ~6000 м/сек.
Возможность и успешность применения сейсморазведки для решения геологических задач определяют сейсмогеологические условия проведения работ. Их принято подразделять на поверхностные и глубинные.
К поверхностным относят:
1. Мощность и скоростную слоистость ЗМС. Когда ЗМС маломощная и однородная по составу, проведение сейсморазведочных работ облегчается, а их результативность улучшается. Такие особенности строения ЗМС считаются благоприятными.
2. Рельеф поверхности наблюдений. Благоприятной считается ситуация, когда рельеф местности спокойный, нерасчлененный.
3. Залесенность, заболоченность, барханы, такыры, шоры – все это приповерхностные факторы, крайне неблагоприятные для постановки сейсморазведки.
К глубинным условиям относят:
1. Наличие скоростных (отражающиих и преломляющих) границ в разрезе;
2. Резкость, гладкость и выдержанность этих границ. Границы шероховатые, то есть поверхности с размером неоднородностей их рельефа, сопоставимым с длиной падающей волны; нерезкие, то есть порождающие слабые отражения (преломления); прослеживаемые фрагментарно, то есть невыдержанные – все это условия неблагоприятные для сейсмической разведки.
3. Углы наклона границ не должны превышать 10-15° – иначе отраженные волны не выйдут на поверхность наблюдений или будут очень сильно ослаблены большим сейсмическим сносом. Под сейсмическим сносом понимается разница абсцисс точек отражения и точек выхода сейсмических лучей.
4. Сплошность (нарушенность) границ отражения (преломления). Наличие нарушений и возникновение при этом дифрагированных волн сильно осложняет регистрируемую волновую картину, то есть порождает трудности ее геологической расшифровки.
Волны, о которых шла речь до сих пор, связаны с искусственным возбуждением колебаний. Однако, на записях помимо них регистрируются колебания, обусловленные иными причинами, вовсе не связанными с геологической средой. К ним, например, относятся микросейсмы – колебания естественного происхождения, которые вызваны ветром, дождем, снегом. Сейсмоприемники также записывают колебания, вызванные движущимся вблизи сейсмического профиля транспортом и пр. В отличие от уже рассмотренных регулярных волн, микросейсмы являются нерегулярными – амплитуды и фазы у них быстро и незакономерно изменяются во времени и пространстве (от точки к точке регистрации). В итоге получается, что сейсмоприменик записывает чрезвычайно сложную суперпозицию волн, которая без специальных усилий недоступна геологическому истолкованию. Приходится все волны классифицировать на полезные и помехи, разрабатывать специальные приемы борьбы с помехами.
К полезным относят те волны, на использование которых ориентирован применяемый метод разведки, рассчитана последующая обработка сейсмозаписей и т.п. В методе отраженных волн, к примеру, это однократные отраженные волны от всех изучаемых границ раздела. Остальные колебания, регистрируемые в том же временном интервале, что и полезные волны, относятся к волнам-помехам. В методе отраженных волн это головные, кратно-отраженные, поверхностные и все прочие. Из этого видно, что разделение волн на полезные и помехи носит до некоторой степени условный характер. Например, дифрагированные волны на основе разработанной методики миграционного преобразования сейсмозаписей позволяет получить ценную дополнительную информацию об изучаемых разрезах. В целом можно заметить еще раз, что вопросы борьбы с помехами составляют основное содержание методики сейсмической разведки, на которой мы остановимся ниже.
Проблемами методики в производственных организациях занимаются специалисты-геофизики, тогда как геологи, работающие в геофизике, заняты изучением сейсмо-геологических условий, постановкой геологических задач, геологическим сопровождением работ и истолкованием полученной информации.