курс_специалитет_2014.doc. курс_специалитет_2014. Лекция 1 Тема Введение Предмет геофизики Геофизика (Ге ge Земля и physike физика основы естествознания)

• Название: Лекция 1 Тема Введение Предмет геофизики Геофизика (Ге ge Земля и physike физика основы естествознания)
• Анкор: курс_специалитет_2014.doc.docx
• Дата: 30.04.2018
• Размер: 341.83 Kb.
• Имя файла: курс_специалитет_2014.docx
• Тип: Лекция; #18694
• страница: 9 из 15

Электромагнитные профилирования

К электромагнитным профилированиям относится большая группа ускоренных методов электроразведки, в которых методика и техника наблюдений направлены на то, чтобы в каждой точке профиля получить информацию об электромагнитных свойствах среды примерно на одинаковой глубине.

Для этого выбираются постоянные или мало меняющиеся разносы между питающими или приемными линиями, а также изучаемые частоты или времена переходного процесса.

Выбор глубинности, точнее интервала глубин изучения геологического разреза, зависит от решаемых задач и геоэлектрических условий.

В результате электромагнитного профилирования строятся: графики (по горизонтали откладываются пикеты (или точки наблюдения), по вертикали - наблюденные или расчетные параметры); карты графиков (на карте выносятся профили, перпендикулярно которым выстраиваются графики); карты (на карте проставляются точки наблюдений, около них записываются значения параметров и проводятся изолинии).

В результате интерпретации материалов выявляются аномальные по электромагнитным свойствам участки.

Сущность качественной интерпретации электромагнитного профилирования сводится к визуальному (или с помощью вероятностно-статистических методов) выявлению аномалии на профилях и картах, т.е. отклонений наблюденных параметров поля или кажущихся сопротивлений, поляризуемостей от первичного (нормального) или среднего (фонового) поля.

Форма и простирание аномалий электромагнитного профилирования обычно соответствуют плановому положению создавших их объектов. Ширина аномалии над тонким объектом зависит от глубины залегания его верхней кромки, а над толстым - от его ширины.

Форма и интенсивность аномалий, а значит и эффективность профилирования зависят от следующих природных и технических факторов:

• 
  отношения глубины залегания к поперечным размерам геологических объектов (обычно выделяются объекты с меньше 2 - 5);
  
• 
  контрастности электромагнитных свойств объектов и вмещающей среды, а в индуктивных методах - от абсолютных электропроводностей объектов;
  
• 
  уровня технических помех и наличия помехозащищенной аппаратуры;
  
• 
  оптимального выбора метода, глубинности разведки (а значит), системы наблюдений, интенсивности первичного (питающего) поля и его поляризации.
  

Заключительным этапом качественной интерпретации является прослеживание по профилям, картам профилей и картам визуально или расчетно выявленных аномалий, их межпрофильной корреляции и сопоставлению с конкретными геологическими данными.

Количественная интерпретация данных электромагнитного профилирования сводится к определению (чаще оценке) формы, глубины, а иногда размеров, физической и геологической природы аномалий. Она начинается с выбора физико-геологических моделей, которыми можно аппроксимировать разведываемые объекты: контакты сред, мощные и тонкие пласты, изометрические (шарообразные), вытянутые (линзообразные, цилиндрообразные) объекты и др.

Простейшим способом оценки глубины залегания верхней кромки является способ касательных, используемый в магниторазведке. С его помощью интерпретируются четкие локальные аномалии, называемые аномалиями кондуктивного типа (ЭП, ВП, ПЕЭП), а также ЕП и некоторых других. Для этого проводятся касательные к максимуму, минимуму и боковым граням аномалии.

В целом количественная интерпретация электромагнитных профилирований - процесс сложный и неточный, поэтому имеет смысл говорить лишь о полуколичественной интерпретации, главное в которой - определение эпицентра разведываемого объекта, т.е. площади, под которой он расположен, а также оценка формы и глубины его залегания.


Электрическое зондирование.

Электрическое зондирование - это такая модификация метода сопротивлений на постоянном или низкочастотном (до 20 Гц) токе, при котором в процессе работы расстояние между питающими электродами или между питающими и приемными линиями (разнос) постепенно увеличивается.

В результате строятся графики зависимости кажущегося сопротивления от разноса, или кривая зондирований, которая характеризует изменение удельных электрических сопротивлений с глубиной.

Как и в других методах геофизики, существуют качественные и количественные приемы интерпретации электромагнитных зондирований. При качественной интерпретации ведется визуальный анализ материалов, позволяющий оценить изменения электромагнитных свойств в разрезе и выбрать априорные физико-геологические модели для последующей количественной интерпретации.

Количественная интерпретация состоит из расчетной или физико-математической части, т.е. решения обратной задачи, и геолого-геофизического истолкования результатов. Методология, или теория рациональной интерпретации, для всех методов электромагнитных зондирований одинакова, а геолого-геофизическое истолкование, как и области применения, различается.

Методы естественных полей

Метод естественного электрического поля.

Метод естественного электрического поля (ЕП, МЕП) или метод собственных потенциалов (СП, ПС) основан на изучении локальных электрических постоянных полей, возникающих в горных породах в силу различных физико-химических процессов.

К естественным постоянным электрическим полям (ЕП) относятся локальные поля электрохимической и электрокинетической природы.

Электрохимическими являются электрические поля, которые обусловлены:

либо окислительно-восстановительными реакциями, протекающими на границах проводников: электронного (рудные минералы - например, сульфиды, окислы) и ионного (окружающие породы подземные воды);

либо разностью окислительно-восстановительного потенциала подземных вод вдоль проводящего слоя (например, графита, антрацита).

В верхних частях залежей, где больше атмосферного кислорода, идут окислительные реакции, которые сопровождаются освобождением электронов.

В нижних частях залежей, где преобладают застойные воды, идут восстановительные реакции с присоединением электронов.

Электрокинетические постоянные естественные поля (ЕП) обусловлены диффузионно-адсорбционными и фильтрационными процессами в горных породах, насыщенных подземными водами.

Благодаря различной подвижности катионов и анионов происходит неравномерное распределение зарядов в подземных водах разной концентрации, что и ведет к созданию естественного электрического поля диффузионной природы.

Величина и знак диффузионных потенциалов зависят от адсорбционных свойств минералов, т.е. способности мелкодисперсных и коллоидных частиц удерживать на своей поверхности ионы того или иного знака. Поэтому разности потенциалов, возникающие при диффузии в породах подземных вод разной концентрации получили название диффузионно-адсорбционных.

Естественные потенциалы наблюдаются также при движении (фильтрации) подземных вод через пористые породы. Границы и поры в горной породе можно рассматривать как капилляры, стенки которых способны адсорбировать ионы одного знака (чаще всего отрицательные).

В жидкой среде накапливаются заряды противоположного знака. Чем больше скорость движения подземных вод (или давление на концах капилляров), тем больше будет разность потенциалов ЕП.

Знак ЕП зависит от направления течения подземных вод: положительный потенциал возрастает в направлении движения воды. Места оттоков подземных вод выделяются отрицательными потенциалами, а притоков - положительными.

Суммарные электрокинетические потенциалы зависят от диффузионно-адсорбционных, фильтрационных процессов и в меньшей степени от сезона года, времени суток, влажности и температуры.

Метод естественного поля применяется для поисков и разведки сульфидных, графитных и угольных месторождений, при литологическом и гидрогеологическом картировании, выявлении участков коррозии трубопроводов и решении других задач. Глубинность метода ЕП не превышает 500 м, а при решении ряда задач составляет десятки метров.
Магнитотеллурические методы

К магнитотеллурическим методам относится ряд методов электроразведки, основанных на изучении естественных (магнито-теллурических) полей космического происхождения.

Основным из них является магнитотеллурическое зондирование (МТЗ). По решаемым задачам к нему близки магнитовариационнoе зондированиe (МВЗ) и профилирование (МВП), метод теллурических токов (МТТ), магнитотеллурическое профилирование (МТП) и др.

К естественным переменным электромагнитным полям относятся квазигармонические низкочастотные поля космической (их называют магнитотеллурическими) и атмосферной (грозовой) природы ("теллурики" и "атмосферики").

Происхождение магнитотеллурических полей объясняется воздействием на ионосферу Земли потока заряженных частиц, посылаемых космосом (в основном, корпускулярным излучением Солнца).

Вызываемые разной активностью Солнца и солнечным ветром периодические (11-летние), годовые, суточные вариации магнитного поля Земли и магнитные бури создают возмущения в магнитосфере и ионосфере.

Вследствие индукции в Земле и возникают магнитотеллурические поля. В целом эти поля инфранизкой частоты (от 10^-5 до 10 Гц). В теории показано, что на таких частотах скин-эффект проявляется слабо, поэтому магнитотеллурические поля проникают в Землю до глубин в десятки и первые сотни километров.

Измеряемыми параметрами являются электрические ( E_x, E_y) и магнитные (H_x, H_y, H_z) составляющие напряженности магнитотеллурического поля.

Их амплитуды и фазы зависят, с одной стороны, от интенсивности вариации теллурического и геомагнитного полей, а с другой, от удельного электрического сопротивления пород, слагающих геоэлектрический разрез.

При обработке получаемых магнитотеллурограмм выделяются сигналы с периодами, отличающимися менее, чем в два раза, чаще всего в интервале от 1 до 100 с. Далее рассчитываются амплитуды сигналов, а по ним - кажущиеся сопротивления:


В результате на бланке с логарифмическим масштабом по осям координат (модуль 10 см) строятся амплитудные кривые МТЗ. По горизонтальной оси откладывается - величина, пропорциональная глубинности исследований, а по вертикальной оси - кажущиеся сопротивления ρ_Txy,ρ_Tyx и среднее из них .

В результате интерпретации кривых МТЗ методом сравнения их в теоретическими кривыми определяют сопротивление и мощность каждого слоя в разрезе. По полученным значениям строят геоэлектрический разрез и определяют формулу структуры.

При наземных и морских работах точки МТЗ располагаются либо по системам профилей, либо равномерно по площади. Расстояния между ними меняются от 1 до 10 км.
Применение метода вызванной поляризации для прогнозирования нефтегазоносности.

На нефтяных и газовых месторождениях по наблюдениям в скважинах и на дневной поверхности установлено повышенное содержание поляризуемости пород. Природа аномалий ВП, как и случае рудных месторождений связана с наличием в области залежей скопления электронно- проводящих минералов типа сульфидов.

Образование повышенной концентрации вкрапленности сульфидов объясняется восстановлением сульфатов, растворенных в пластовых водах, углеводородами непосредственно залежи, а также ее ореолов или на путях миграции к ловушке. Восстановление сульфатов углеводородами (процесс сульфатредукции) приводит к накапливанию сероводорода:

SO₄"+2 C_орг→S"+2CO₂;

Одновременно под влиянием углеводородов окисное железо переходит в закисное:

2Fe₂O₃+C_орг→4FeO+CO₂;

сероводород – активный восстановитель, проникая с водами в поры и трещины пород, взаимодействует с закисными соединениями металлов и переводит их в сульфиды:

2FeO+4S"→2 FeS₂+O₂.

Таким образом, происходит пиритизация нефтегазосодержащих толщ и вышележащих отложений. При этом в верхней части разреза, доступной для поступления в достаточных количествах кислорода, сероводород окисляется до серы, поэтому образование серы часто сопутствуют нефтегазовым месторождениям. Пиритизация пород на нефтегазовых месторождениях и их осернение известны во многих провинциях.
Методика и техника полевых работ методом ВП при прогнозировании нефтегазоносности в основном сохраняется такими же, как в рудной электроразведке.

С помощью одноканальной или многоканальной аппаратуры измеряются ΔU и J, что делается и в методе ВЭЗ, а также и U_ВП на МN через 0,5 с после отключения тока в АВ. В результате наряду с рассчитывается кажущаяся поляризуемость .

В результате ВП строятся графики, карты графиков и карты , на которых выявляются объекты с аномальной поляризуемостью на глубинах до 500 м. Метод ВП применяется для поисков и разведки вкрапленных сульфидных руд, графита, графитизированных сланцев, антрацита.


Лекция № 7

Тема: Изучение литологических комплексов осадочной толщи методами электромагнитного зондирования

Методы низкочастотного электромагнитного поля являются важнейшими при предварительных исследованиях строения осадочного чехла, им отводится особая роль в районах со сложными геолого-геофизическими условиями и большими глубинами залегания перспективных горизонтов. Обычно на этих данных в комплексе с гравиметрическими и магнитными основано обоснование детальных сейсмических исследований. Дальнейшие исследования для решения поисково-разведочных задач возможны при наличии достаточно подробных сведений о стандартном геоэлектрическом разрезе, который может быть построен на основании комплекса электроразведочных и скважинных геофизических методов.
Общая характеристика методов низкочастотного электромагнитного поля, используемых для исследования проводимости осадочного чехла
При изучении геоэлектрического строения земли с применением низкочастотных полей рассматриваются:

либо характер поведения гармонического поля - изучается частотная характеристика среды (частотная область);

либо становление электромагнитного поля во времени после выключения постоянного тока; при этом растет глубинность с увеличением времени становления поля (временная область).

Первое реализовано в методах частотного зондирования (ЧЗ) и магнитотеллурического зондирования (МТЗ). Второе в методе становления поля (ЗС).

Метод ЗСБЗ основан на изучении неустановившегося поля, обусловленного возбуждением второго рода, или процессом становления поля. Наблюдения выполняются после выключения тока вблизи источника. При выключении источника магнитного поля, расположенного над горизонтально-слоистой средой, в проводящих слоях возникают во времени вихревые и магнитные поля. Интенсивность вихревых токов в первое время будет резко неоднородной по глубине и в плане. Постепенно вихревые токи более равномерно распределяются в плане по всему проводящему слою. На достаточно поздних временах вихревые токи распределяются в плане равномерно. Время, прошедшее с момента выключения тока в генераторной установке, и возникновением вторичного поля называется временем становления поля. При этом измеряемый в приемной установке сигнал спадает до нуля, изменяясь сложным образом. Зависимость сигнала в точке наблюдения от времени становления называется кривой становления поля.

Поведение этого пространственно-однородного устанавливающего поля определяется суммарной продольной проводимостью разреза. Таким образом, осуществляется зондирование земли, в ближней зоне и результатом этого зондирования является отслеживание изменения параметров разреза (продольной проводимости) от верхних горизонтов до суммарных, обобщенных характеристик всего разреза.

Обработка данных ЗСБЗ заключается в пересчете полученных на различных временах задержки значений ЭДС в значения кажущегося сопротивления. Следует обратить внимание на то, что в отличие от остальных методов зондирования, в ЗСБ кажущееся сопротивление и сигнал связаны обратной зависимостью. Это отражает тот факт, что чем более проводящим является разрез, тем более мощные вихревые токи в нем возникают. Графики кажущегося сопротивления строятся в билогарифмическом масштабе. По оси абсцисс в методе ЗСБ принято откладывать параметр , эквивалентный параметру , принятому в частотных зондированиях.

При интерпретации данных ЗСБЗ базируются на модели горизонтально-слоистой среды. Интерпретация обычно начинается с определения обобщенных параметров разреза непосредственно по кривым кажущегося сопротивления. Далее для решения обратной задачи применяются: метод интерпретации результатов ЗСБЗ по кривым кажущейся суммарной проводимости и метод подбора параметров одномерного геоэлектрического разреза. Оценить обобщенные количественные параметры разреза (суммарную мощность до кровли проводника – H и суммарную продольную проводимость до кровли изолятора S) можно по асимптотам и по координатам минимумов.

В.А.Сидоров и В.В.Тикшаев продолжили наряду с кажущимся сопротивлением определять по измеренным значениям ЭДС еще одну трансформацию: кажущуюся продольную проводимость разреза . Кажущуюся продольная проводимость отражает суммарную продольную проводимость разреза до глубины :

,

где функция описывает изменение разреза с глубиной.

Визуальный анализ функции – кривой S (H) позволяет отождествлять с реальными геоэлектрическими комплексами. Качественный анализ углов наклона кривых S  позволяет выделить структурно-вещественные комплексы пород, которые привязываются к реальным литолого-стратиграфическим толщам путем сопоставления петрофизических свойств разреза, полученных при интерпретации материалов геофизических исследований скважин Sk, с результатами обработанных электромагнитных данных. При этом участки возрастания кривой идентифицируются с проводящими толщами (слоями). Там где кривая S/(Hτ) практически постоянна – с изоляторами (высокоомными толщами). Точки перегиба S/(Hτ) отождествляются с границами структурно-вещественных комплексов. Реализация такого подхода позволяет типизировать кривые S, разработать универсальную модель разреза, определить характерные «точки перегиба» кривых для конкретного изучаемого региона.

Как и в других видах электромагнитного зондирования, в ЗСБЗ основным способом интерпретации кривых зондирования является метод подбора, который заключается в последовательном изменении геоэлектрической модели разреза и расчете прямой задачи для нее до тех пор, пока экспериментальная и теоретическая кривые не совпадут с требуемой точностью. При этом стараются удовлетворить двум условиям: достижения минимума невязки полевой и теоретической кривых и близости модели к априорным данным о разрезе (рис. 4).
Общая характеристика результатов, полученных методом ЗСБЗ в Волго-Уральском регионе
Послойное выделение геоэлектрических слоев по графикам S_τ(H_τ) в процессе интерпретации, как правило, и является конечной целью исследований электроразведкой ЗСБЗ. В основу всей интерпретации положен принцип определения кажущейся продольной проводимости S_τ в характерных точках перегиба, предложенный Сидоровым В.А. и Тикшаевым В.В. Методика интерпретации традиционно принятая в геофизических структурах Волго-Уральского региона сводится к следующему:

1. 
   Значения суммарной продольной проводимости S определяются по кривым S_τ(H_τ) беспалеточным способом. На основе этих определений строится карты суммарной продольной проводимости.
   
2. 
   Проводится анализ кривых кажущейся проводимости S_к, построенных по данным электрокаротажа и кривых S_τ(H_τ) построенных по данным параметрических зондирований вблизи глубоких скважин. Характер изменения кривых S_к находит свое отражение и на кривых S_τ(H_τ) на которых отмечаются отдельные точки перегиба.
   
3. 
   Проводится построение корреляционных схем по отдельным профилям и определяется значение S_τ в характерных точках перегиба кривых S_τ(H_τ).
   
4. 
   Проводится построение карт приращения проводимости ΔS для отдельных горизонтов, пачек, толщ.
   

Разделение разреза осадочного чехла по геоэлектрическим свойствам на ряд «низкоомных» и «высокоомных» толщ и пачек нашло отражение на кривых становления поля.

Осадочный покров центральной части Волжско-Камского региона принято расчленять по литологическому составу и физическим параметрам на ряд крупных комплексов. По электрическим характеристикам выделяются следующие комплексы:

1. 
   Верхнепермские-четвертичные образования объединяются в комплекс под названием верхняя терригенная (терригенно-карбонатная) толща.
   
2. 
   Верхнекарбонатные-нижнепермская толща. Комплекс сложен галогенно-сульфатно-карбонатными образованиями и носит название верхней карбонатной толщи;
   
3. 
   Комплекс московского яруса среднего карбона.
   
4. 
   Верхневизейско-башкирские карбонатные отложения объединены в среднюю карбонатную толщу;
   
5. 
   Яснополянский и малиновский надгоризонты нижнего карбона. Комплекс представлен терригенными отложениями и носит название средней терригенной толщи;
   
6. 
   Турнейско-верхнедевонские карбонатные отложения объединяются в комплекс под название нижней карбонатной (карбонатно-терригенной) толщи;
   
7. 
   Нижняя часть франского, живетский и эйфелький ярусы девона, условно в его состав в его состав можно включить и толщу подстилающих отложений бавлинской серии рифей-вендского возраста. Комплекс сложен переслаивающими терригенными и карбонатными породами. Комплекс носит название нижней терригенной толщи;
   

Сопоставление параметрических зондирований выполненных вблизи скважин глубокого бурения с кривыми проводимости по данным электрокаротажа позволило выделить на кривых S_τ(H_τ) точки перегибов, которые в Волжко-Камском регионе соответствуют следующим геоэлектрическим границам раздела:

Точка перегиба «а», которая выделяется практически на всех типах кривых и соответствует границе раздела между низкоомными отложениями московского яруса и высокоомными карбонатными образованиями башкирского яруса. На кривых S_τ(H_τ) точка «а» выделяется на кажущихся глубинах 750-780 м.

Точка перегиба «b» соответствует границе между высокоомными отложениями средней карбонатнойц толщи и низкоомными терригенными отложениями визейского яруса. Местоположение точки «b» с высокой степенью достоверности определяется на кривых зондирования, расположенных в пределах осевых и бортовых зонах Камско-Кинельской более метров, и менее уверенно за пределами прогибов, где мощность средней – менее 60м. На кривых S_τ(H_τ) точка перегиба «b» прослеживается на кажущихся глубинах 980-1100 м.

Точка перегиба «с» соответствует границе раздела между низкоомными отложениями радаевского горизонта и, относительно высокоомными отложениями косьвинского (елховского) горизонта визейского яруса нижнего карбона. Точка перегиба «с» прослеживается только в пределах развития Какмско-Кинельской системе прогибов. На кривых S_τ(H_τ) точка перегиба прослеживается на кажущихся глубинах 1000-1300 м. Степень достоверности местоположения точки перегиба обусловлено толщиной отложений косьвинского горизонта.

Точка перегиба «d» соответствует геоэлектрической границе раздела относительно низкоомными терригенными отложениями косьвинского горизонта и высокоомными карбонатными породами турнейского возраста. Точка перегиба «d» отмечается на кривых S_τ(H_τ) в предах кажущихся глубин 1200-1600 м.

В редких случаях в пределах развития Сарайлинского типа разреза картируется точка перегиба «е», которая соответствует геоэгеоэлектрической границе относительно низкоомных терригенных отложений кизеловского горизонта и высокоомных отложений малевского+упинского+черепетского горизонтов турнейского яруса.

Точка перегиба «f» обусловлена геоэлектрической границей между относительно низкоомными пористыми известняками турнейского яруса и высокоомными карбонатными отложениями фаменского яруса верхнего девона. Эта точка перегиба отмечается на кажущихся глубинах 1300-1500м кривой S_τ(H_τ).

Точка перегиба «g» обусловлена геоэлектрической границей между низкоомными терригенными нижнефранскоми отложениями и высокоомными карбонатными отложениями среднефранского яруса верхнего девона .

Точка перегиба «h» обусловлена подошвой кристаллического фундамента и переходит на асимптоту. Эта точка следится на кривых S_τ(H_τ) на глубина 1500-2300м.

Точки перегиба «g» и «h» отражаются на кривых S_τ(H_τ) в виде прироста проводимости на поздних временах. Эти точки достаточно четко выделяются практически на всех кривых. Но из-за помех искажающих форму кривых на поздних временах достоверность их сравнительно низкая.

Последующим этапом интерпретации является определение значений прироста проводимостей I-VII комплексов и составление карт прироста проводимости каждого комплекса.

Лекция № 8

Тема: Сущность сейсморазведки

Сейсмическая разведка (сейсморазведка) это один из важнейших видов геофизической разведки земных недр, который основан на изучении особенностей распространенияв земной коре искусственно возбужденных упругих волн.

Вызванные взрывом или другим способом упругие волны, распространяются во всех направлениях от источника колебаний и проникают в толщу земных недр на большие глубины.

Упругие волны в процессе распространения отражаются и преломляются. И часть упругих колебаний возвращается к поверхности Земли, где регистрируются специальной, достаточно сложной аппаратурой.

Полученные данные подвергаются обработке с применением современной вычислительной техники. После обработки сейсмической информации определяется глубина залегания, форма и свойства тех слоев, на поверхности которых произошло отражение или преломление упругих волн.

Возможность использования сейсморазведки для решения геологических задач основана на том, чтогорные породы, как правило, имеют различные скорости распространения упругих волн.

Различие в скоростях распространения упругих волн и проявляется на границах геологических образований, и обуславливают процессы отражения и илипреломления упругих волн. Таким образом, на границах слоев, где скорости меняются, могут образоваться отраженные, преломленные, рефрагированные, дифрагированные и другие волны. Регистрируя волны на земной поверхности, можно получить информацию о скоростном разрезе, а по нему судить о геологическом строении.

Существуют два основных метода сейсморазведки - метод отраженных волн (MOB) и метод преломленных волн (МПВ). Методы, использующие другие методы находят меньшее применение.

Метод отраженных волн основан на изучении особенностей распространения упругих волн, отразившихся от границы раздела двух геологических слоев, различающихся по упругим характеристикам.

Метод преломленных волн основан на регистрации преломленных упругих волн вдали от источника, скользящих вдоль кровли геологических образований.

Упругие волны в безграничном пространстве

Источником распространения упругих волн в сейсморазведке являются механические воздействияна горные породы. Эти воздействия стремятся изменить размеры и форму горных пород. Внутренние силы частиц горных пород противостоят внешним воздействием и стремятся возвратиться к своему первоначальному состоянию. Это свойство горных пород сопротивляться изменениям размеров или формы и возвращаться в первоначальное недеформированное состояние называться упругостью.

Связь между силой, действующей на единицу площади (напряжением) и изменением формы и размеров (относительной деформацией) описывается законом Гука.

При воздействии источника упругих волн на горные породы происходит передачи энергии и распространения ее во все стороны от него в виде сейсмической волны. В безграничном изотропном пространстве возникают два типасейсмических волн: продольные и поперечные.

Продольные сейсмические волны являются наиболее быстрыми и приходят от источника к любой точке наблюдения первыми. Этим волнам присвоен индекс Р (первая буква слова prima - первый).

Поперечные сейсмические волны регистрируются вторыми и им присвоен индекс S (первая буква слова secunda - второй).
Основные положения геометрической сейсмики

Наиболее простым для понимания с основными понятиями теории сейсморазведки является сферический источник сейсмических волн.

Рассмотрим взрыв в небольшом объеме некоторого количества взрывчатого вещества.

От такого источника, действующего некоторое время Δt, во все стороны будет распространяться объемная сферическая волна. Если среда изотропная, т.е. V=const, то выделяются три зоны:

- внутренняя сфера (I) радиусом r_В, в которой возмущения, вызванные источником, уже прекратились;

- сферический слой (II) с внутренним радиусом r_В и толщиной Δr=VP·Δt, где частицы еще колеблются

- наружная область (III) с радиусом r_H=r_B+Δr, куда упругие колебания еще не дошли.

Поверхность, разграничивающая области I и II, называются задним фронтом, или тылом волны.

Поверхность наружной области называют передним фронтом волны.

Фронт и тыл волны распространяются в среде со скоростью v.

Таким образом,вокруг точки возбуждения колебаний образуется расширяющаяся область, где колебание частиц уже прекратилось, а в колебательный процесс вовлекаются частицы, все более удаленные от точки взрыва.

Поверхность фронта волны в какой-то конкретный момент времени называется изохроной. Совокупность изохрон одной волны составляет семейство изохрон. Линии, перпендикулярные к изохроне или фронту волны, называются сейсмическими лучами.

Вдоль лучей переносится энергия упругой волны. В однородной среде (v = const) лучи являются отрезками прямых линий, а изохроны имеют вид сферических поверхностей с центром в точке взрыва. В неоднородной среде (v≠const) лучи приобретают вид ломаных линий (кривых), а изохроны могут принимать сложную конфигурацию.

Распространение упругих волн в горных породах подчиняется принципам и законам геометрической оптики.

Так, законы распространения фронтов волн в упругой среде выводятся из принципов Гюйгенса— Френеля и Ферма.

Принцип Гюйгенса — каждая точка фронта волны является источником самостоятельных колебаний. Строя элементарные волновые фронты из центров, лежащих на заданной изохроне (тыл волны), можно определить положение соседней изохроны (фронта волны) как поверхности, огибающей элементарные фронты. Существует дополнение Френеля — принцип наложения или суперпозиции волн: если в среде распространяется одновременно несколько волн, то каждая из них движется независимо от других, а интенсивность суммарной волны определяется сложением (суперпозицией) интенсивностей элементарных волн. Учитывая принцип Френеля, при построении изохрон определенной волны можно пренебречь существованием в среде других волн.

Сейсмический луч, распространяющийся от источника колебаний во все стороны, попадает на границу двух сред с разными физическими свойствами (v1≠ v2).Здесь он отражается и преломляется.

Принцип Ферма (принцип наименьшего времени): упругая волна движется между двумя точками по пути, требующему наименьшего времени для его прохождения, т. е. по лучу.

Сейсмический луч, распространяющийся от источника колебаний во все стороны, попадает на границу двух сред с разными физическими свойствами (v1≠ v2). Здесь он отражается и преломляется. Основным законом геометрической сейсмики является закон преломления — отражения, включающий два основных положения:

1. 
   падающий, отраженный и преломленный лучи лежат в одной плоскости, совпадающей с нормалью к поверхности раздела в точке падения луча;
   
2. 
   углы падения α, отражения γи преломления β связаны между собой соотношениями:
   

, т.е

или угол α равен углу β – это закон отражения.
или - это закон преломления.
Типы сейсмических волн

Пусть на земной поверхности расположен источник колебаний – назовем его пункт взрыва. От него на поверхность раздела двух сред падают лучи прямой волны.

В точке падения луча возникают отраженная и преломленная волны. Каждый падающий луч вызывает отраженную волну со скоростью v1. Эта отраженная волна регистрируется на поверхности и в точке возбуждения колебаний, и на некотором удалении от пункта взрыва.

Там где граница раздела проходит преломленная волна со скоростью v2, которая на поверхности не может быть зарегистрирована. Однако в определенной геологической ситуации возникает момент, когда угол преломления β становится равным 90° и преломленная волна идет по границе раздела. Это волну называют скользящая (граничная) волна. Ее скорость распространения также равна скорости преломленной волны v2.

Попринципу Гюйгенса—Френеля, скользящая волна сама является источником элементарных колебаний. Именно они достигают поверхности и регистрируются. Эти волны, порожденные скользящей или граничной волной, называются головными. Скорость распространения головных волн на поверхности равна скорости движения скользящей волны, а следовательно, и скорости преломленной волны v2.

Таким образом, зарегистрировав на поверхности головную волну, рассчитывается скорость распространения преломленной волны.

Когда возникает скользящая и вслед за ней головная волны. Для этого необходимо, чтобы угол преломления был равен 90° (sin β=1). Следовательно, по закону преломления . Получается, угол падения прямой волны α должен быть меньше 90°, иначе прямой луч не попадет на границу раздела.

Отсюда sin α<l, тогда и отношение , а это возможно когда v2>v1. Таким образом, скорость распространения упругих волн в подстилающем слое больше скорости распространения их в верхнем слое. Угол падения прямой волны, при котором угол β равен 90°, называется углом полного внутреннего отражения.

Многослойный геологический разрез бывает представлен слоями, в которых скорость распространения упругой волны возрастает с глубиной. Тогда лучи проходящих через слои преломленных волн могут искривиться и выйти на поверхность. Такие волны называются рефрагированными.

Если волна попадает на геологический объект, который имеет свойства (скорость, плотность) отличающие от вмещающей среды, и при этом обладает небольшими по сравнению с длиной волны размерами, то наблюдается эффект рассеивания волн - дифракция. Согласно принципу Гюйгенса—Френеля, такой геологический объект сам становится источником вторичных волн, которые как бы отражаются от него во все стороны и создают эффект рассеивания или огибания падающей волной встреченного объекта. В этом случае регистрируемые волны называются дифрагированными, или волнами огибания. Дифракция волн характерна для районов развития дайковых тел, разломов, сбросов, рудных тел и т. д.

В сейсморазведке изучают в основном продольные отраженные и преломленные волны.

Это объясняется тем, что скорость продольных волн больше скорости поперечных. Скорости продольных волн имеют большую энергией и, следовательно, проникают на большую глубину. Продольные волны возникают практически при любых условиях возбуждения взрывными или невзрывными источниками, в то время как для поперечных волн требуются источники, использующие горизонтально направленное воздействие на среду. Тем не менее, в последние годы получает распространение комплексное использование методов продольных и поперечных волн для извлечения из сейсморазведочных данных максимума информации и получения всех возможных физико-механических характеристик пород.

В сейсморазведке различают монотипные и обменные волны. Если от продольной падающей волны получаются отраженные и преломленные продольные волны (т. е. того же типа, что и падающие), то регистрируемые волны называются монотипными. Если тип волны меняется (от продольных волн получились отраженные или преломленные поперечные волны и наоборот), то регистрируемые волны называются обменными.

Помимо названных волн существуют волны-помехи:

• 
  прямая продольная волна, распространяющаяся вдоль поверхности земли от точки возбуждения;
  
• 
  поверхностная волна, распространяющаяся в верхнем рыхлом слое с небольшой скоростью 200— 1000 м/с;
  
• 
  микросейсмы, т. е. беспорядочные движения почвы, вызываемые различными внешними причинами (ветром, дождем, движением транспорта, работой машин и т. п.);
  
• 
  звуковые волны, возникающие при взрыве и распространяющиеся в воздухе со скоростью 300—350 м/с;
  
• 
  нерегулярные волны, вызванные рассеянием полезных волн на мелких неоднородностях в толще геологических слоев, и другие помехи.
  

От влияния этих волн на запись полезных колебаний приходится избавляться различными способами.

Годографы сейсмических волн

Распространение упругих волн обычно наблюдают на земной поверхности вдоль профилей. С этой целью на пикетах профиля расставляют специальные приборы-сейсмоприемники, позволяющие фиксировать колебания почвы под ними. Сейсмоприемники улавливают колебания, вызванные одной или несколькими, следующими друг за другом волнами, и позволяют произвести записи этих колебаний. Записи колебаний от одного источника возбуждения сводят в сейсмограмму.

По форме записи на сейсмограмме выделяют колебания, обусловленные одной волной, и определяют время прихода этой волны к каждому сейсмоприемнику. Затем строят график зависимости времени прихода волны t от расстояния сейсмоприемников до пункта взрывах.

Такой график называется годографом. Для построения годографа по горизонтальной оси откладывают расстояние х, а по вертикальной оси — время прихода волны tк каждому сейсмоприемнику. Через полученную систему точек проводят кривую.

Годограф прямой волны, распространяющейся вдоль профиля наблюдений, представляет собой два отрезка прямых, исходящих из начала координат под определенным углом ψ. Уравнением годографа прямой волны служит уравнение отрезка прямой, в котором параметрами являются время V, расстояние x и скорость волны v1.

.

Угловой коэффициент годографа:

.

Годограф отраженной волны имеет вид гиперболы и описывается уравнением:

,

где х— расстояние от пункта взрыва до сейсмоприемника; h — расстояние по нормали от пункта взрыва до отражающей границы; φ— угол наклона отражающей границы.

Перед выражением4hxsinφставится знак минус для точек профиля, расположенных от пункта взрыва по восстанию отражающей границы, и знак плюс — для точек по падению ее.

Для горизонтальной отражающей границы sinφ = 0и уравнение годографа имеет вид:

.

Годограф преломленной (головной) волны представляет прямую, отстоящую от начала координат на некоторое расстояние и наклоненную к оси х под углом i. Уравнение годографа преломленной волны для наклонной преломляющей границы имеет вид



где i— угол полного внутреннего отражения; φ — угол наклона преломляющей границы.

Знаки плюс или минус берут в зависимости от тех же условий, что и для годографа отраженной волны.

Для горизонтальной преломляющей границы уравнение годографа будет иметь вид:

.

Угловой коэффициент отрезков прямых, составляющих годограф головной волны, можно определить, продифференцировав уравнение по х:

.

Для некоторого участка по годографам можно определить скорость движения фронта волны вдоль профиля наблюдения. Эта скорость называется кажущейся.

Кажущаяся скорость обычно больше действительной, так как путь фронта волны Δхза время Δtбольше пути волны по лучу ΔS.Связь между кажущейся и действительной скоростью выражается законом Бендорфа:



где γ— угол падения луча.

Для лучей головной волны их угол падения зависит от угла полного внутреннего отражения i и угла наклона преломляющей границы φ

, .
Различают линейные и поверхностные годографы. Линейным называется годограф, построенный вдоль линии наблюдения — профиля. Если профиль проходит через пункт возбуждения колебаний, то профиль и годограф называются продольными. Если же профиль находится в стороне от пункта возбуждения, то такой профиль и годограф, построенный вдоль него, называются непродольными. Иногда строят годографы по нескольким профилям, пересекающимся в точке возбуждения колебаний, они образуют поверхностный годограф.
Скорости, изучаемые в сейсморазведке

Геологические формации отличаются обычно сложным скоростным разрезом. Очень редко встречаются однородные (изотропные) среды, в которых скорость распространения упругой волны в каждой точке постоянна по величине и направлению. В повсеместно распространенных неоднородных (анизотропных) средах скорость распространения упругих волн в разных направлениях различна.

Неоднородность геологической среды обусловлена многими причинами. Среда может быть слоиста, где каждый слой характеризуется своей скоростью распространения волны. Среда может обладать градиентом скорости, т. е. закономерным изменением скорости в горизонтальном или вертикальном направлении. Чаще всего наблюдается увеличение скорости с глубиной, связанное с уменьшением пористости пород. Таким образом, с помощью сейсморазведки изучают геологические среды, состоящие из слоев, в каждом из которых скорость распространения волны постоянна или непрерывно меняется. На границах слоев скорости меняются скачками. Поэтому для полной скоростной характеристики геологических разрезов используют несколько типов скоростей распространения упругих волн.

Пластовая скорость vпл — скорость распространения волны в каждом отдельном пласте изучаемого разреза.

Средняя скорость vcp— скорость распространения волны через пачку пластов. Ее вычисляют по формуле:

,где — мощности пластов изучаемой среды;t1, t2, ... tn— время пробега волны через каждый пласт.

Пластовая и средняя скорости определяются по сейсмическим наблюдениям в скважинах.

Эффективная скорость vэф — скорость распространения упругой волны, определяемая по годографам отраженных волн. Только в однородной среде vэф=vср. В многослойной среде vэф>vср.

Граничная скорость vr— скорость распространения скользящей (граничной) волны вдоль преломляющей границы, определяемая по годографам головных преломленных волн.

Кажущаяся скорость v_K — скорость движения фронта волны вдоль линии наблюдения.

Чаще всего сейсмические свойства горных пород характеризуются истинной скоростью распространения волн. Истинная скорость vp определяется в естественном залегании методами сейсмического и акустического каротажа.

Породы могут характеризоваться примерно одинаковыми скоростями продольных волн. В этом состоит трудность истолкования результатов сейсморазведки, вызывающая необходимость получения нескольких упругих характеристик для одной геологической среды.

Лекция №9