леция по сейсмике. лекции по сейсморазведке2 (1). Введение сущность сейсморазведки Сейсмическая разведка (сейсморазведка)

• Название: Введение сущность сейсморазведки Сейсмическая разведка (сейсморазведка)
• Анкор: леция по сейсмике
• Дата: 13.02.2023
• Размер: 3.3 Mb.
• Имя файла: лекции по сейсморазведке2 (1).doc
• Тип: Документы; #933954
• страница: 1 из 5

ВВЕДЕНИЕ
1. Сущность сейсморазведки
Сейсмическая разведка (сейсморазведка) является одним из важнейших методов разведочной (полевой) геофизики. Она включает комплекс методов исследований геологического строения земной коры, основанных на изучении особенностей распространения искусственно возбужденных упругих волн. Вызванные взрывом или другим невзрывным источником, упругие волны распространяются во все направления от источника колебаний, проникают в толщу земной коры на большие глубины. В процессе распространения упругие волны претерпевают процессы отражения и преломления. Это приводит к тому, что часть энергии сейсмической волны, с большими потерями, возвращается к поверхности земли, вызывая очень слабые колебания почвы. Эти колебания улавливаются сейсмоприемниками и преобразуются в электрические сигналы, которые поступают на вход специальной регистрирующей аппаратуры – сейсморазведочной станции. Здесь сигналы усиливаются, фильтруются и записываются на магнитную ленту. Полученные записи принято называть сейсмограммами (рис.1), которые состоят из множества трасс. Чередующиеся максимумы и минимумы образуют оси синфазности.

В процессе цифровой обработки зарегистрированных сейсмических записей получают временные сейсмические разрезы, анализируя которые геофизики - интерпретаторы определяют положение сейсмических границ - отражающих или преломляющих. При последующей обработке временных разрезов можно получить представление о структурных особенностях границ с различающимися свойствами, глубине залегания, угле наклона, кривизне и т.п. В отдельных случаях можно оценить литологию слоев и характер насыщающего флюида.

Сейсмические методы широко используются при решении задач региональной геологии, поисках и разведки различных твердых полезных ископаемых, но особенно широко и эффективно сейсморазведка используется при поисках и разведке месторождений нефти и газа.


Рис. 1. Типичные сейсмограммы метода общей глубинной точки

2. История возникновения сейсморазведки
Часть 1. ФИЗИЧЕСКИЕ И ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ СЕЙСМОРАЗВЕДКИ

1. Упругие волны в безграничной среде

1.1 Основы теории упругих волн

Основу сейсмических методов разведки составляет явление распространения упругих волн. Внешние силы, воздействующие на горные породы, стремятся изменить их размеры и форму. Им противостоят внутренние силы частиц горных пород, Из-за их наличия тело (горная порода) стремиться возвратиться к своему первоначальному состоянию. Это свойство горных пород сопротивляться изменениям размеров или формы и возвращаться в первоначальное недеформированное состояние принято называть упругостью. А изменения размеров или формы упругого тела, возникающих под действием приложенных внешних сил, называются деформациями, от латинского deformation – искажение. Если рассматривать параллелепипед, выделенный в упругом теле, то можно различить два основных вида деформаций. В одном случае изменяется объем параллелепипеда, в то время как его форма остается неизменной. Такие деформации называются деформациями объема (рис.2.а). В другом случае объем параллелепипеда остается неизменным, но его форма (углы между гранями) изменяется (рис.2.б). Такие деформации называются деформациями сдвига. В теории упругости доказывается, что всякую деформацию в упругой среде можно представить всегда как результат наложения двух происходящих одновременно деформаций – формы и сдвига.



Рис. 2

Возникновение деформаций всегда связано с действием внешних и внутренних сил. Предположим, что к упругому телу приложена внешняя сила F (рис.2.в), её можно разложить на нормальную составляющую, направленную перпендикулярно грани - F и касательную, лежащую в плоскости грани - F . Если упругое деформированное тело мысленно рассечь на две части, то одна будет действовать на другую с некоторыми внутренними силами. Сила, действующая в упругом теле на единицу площади его поперечного сечения, называется напряжением. Напряжения, направленные по нормали или по касательной к действующим внешним силам, называются соответственно – нормальными и касательными ( Р и Р ).

Р
Рис. 3. Растяжение бруска

— брусок до приложения силы; --- – брусок после приложения силы
ассмотрим цилиндрический брусок, закрепленный верхним концом к неподвижной опоре (рис. 3). К нижней части бруска приложена растягивающая сила F , вызывающая деформацию объема. Пусть длина бруска l, а диаметр d. Под действием силы F размер и форма бруска изменится: он удлиниться на величину , а диаметр уменьшится на величину d(рис. 3).

Введем понятия: относительного продольного удлинения - и относительного поперечного сжатия - . Согласно определению, нормальное напряжение равно

Р = (1.1)

а согласно закона Гука

Р = , (1.2)

где: E – модуль продольного растяжения (модуль Юнга). Характеризует сопротивление горных пород продольному растяжению или сжатию. Единицы измерения: или . Для осадочных пород: (0,03 9) 10 ( ); метаморфических: (3 16) 10 ( ).

М ежду относительным удлинением и поперечным сжатием справедливо соотношение: = , (1.3) где - модуль поперечного сжатия (коэффициент Пуассона). Для осадочных пород: 0,18 0,5; метаморфических: 0,19 0,38.

Д
Рис. 4.

Деформация сдвига
еформация сдвига, при которой все слои тела смещаются параллельно некоторой плоскости, не искревляясь и, не изменяясь в размерах (рис. 4). Сдвиг вызывается двумя парами сил - F , приложенным к противоположным граням. Обозначим: - относительный сдвиг; - угол сдвига.

(1.4)

Исходя из равенства (1.4) часто называют относительным сдвигом.

Согласно закону Гука, относительный сдвиг пропорционален касательному напряжению Р : Р = , (1.5)

где - модуль сдвига (первая упругая константа среды), характеризует сопротивление горных пород изменению формы.

Упругие свойства пород связаны с модулями Ламэ:

• первая упругая константа среды: = , (1.6)

• вторая упругая константа среды: (1.7)

• модуль Юнга E= (1.8)

• коэффициент Пуассона (1.9)

• модуль всестороннего сжатия (1.10)

Закон Гука справедлив, если деформации и напряжения не слишком велики. Поэтому выводы, можно использовать в сейсморазведке лишь для областей расположенных на некотором удалении от источника (места взрыва), где деформации упругие. Вблизи области взрыва возникают колоссальные напряжения и Закон Гука неприменим.

1.2 Продольные и поперечные волны
Итак, при воздействии источника упругих волн на горные породы происходит процесс передачи энергии и распространения её во все стороны в виде сейсмической волны. Теория распространения упругих волн утверждает, что в безграничном изотропном пространстве могут возникать и распространяться два независимых типа сейсмической волны:

• в виде передачи деформаций I рода, связанные с деформацией объема - продольные волны, им присвоен индекс Р (первая буква латинских слов «prima» - первая), поскольку они являются наиболее быстрыми и приходят от источника к любой точке наблюдения первыми;

• в виде передачи деформаций II рода, связанные с деформацией формы (сдвига) - поперечные волны – типа S(первая буква слова «secunda» - вторая). На записях регистрируются вторыми.

Продольные и поперечные волны распространяются по всему объему среды, поэтому называются объемными.

Продольная волна, представляет собой чередование зон сжатия и растяжения (рис. 5.а). Частицы среды совершают колебания относительно своего первоначального положения в направлении, совпадающем с направлением распространения волны. Продольные волны могут возникать в газообразных, жидких и твердых средах.

При распространении поперечной волны, происходит скольжение слоев упругой среды друг относительно друга (рис.5.б), а частицы совершают колебания в направлении, перпендикулярном к направлению распространения волны.



Рис. 5. Схема распространения продольных (а) и поперечных (б) волн

Поскольку смещение поперечной волны определяется двумя компонентами: - вектор смещения и V – скорость, то результирующее смещение это - некоторый вектор, который имеет направление, причем довольно часто, меняющееся по мере распространения волны. Поэтому говорят о поляризации поперечных волн. Если вектор в процессе движения волны не меняет направление, то волна плоско или линейно поляризованная, но могут быть сложные виды поляризации – эллиптические и др.

Скорости распространения продольных - V и поперечных - V волн зависят от упругих констант и плотности - среды:

V = , (1.11)

V = . (1.12)

Особенностью поперечной волны является то, что в жидких и газообразных средах она не распространяется, так как , то и скорость V .

Отношение скоростей показывает, что продольные волны распространяются быстрее поперечных. Для большинства горных пород 0,18 ÷ 0,4 поэтому , поэтому продольная волн и называется первая, а поперечная вторая.

1.3. Форма колебаний. Источники сейсмических волн, в зависимости от конструкции, могут возбуждать в однородном изотропном пространстве (полупространстве) упругие волны различной формы: плоские, цилиндрические или сферические. Однако наиболее простым и наиболее часто применяемым является сферический источник упругой волны – взрыв в скважине, в шурфе или на дневной поверхности. От такого источника во все стороны изотропного пространства (V=const) будет распространяться объёмная сферическая волна (рис.1.6).
Рис 1.6. Распространение сферической волны

Все пространство можно разделить на три части:

I – область в которой смещения уже закончились и в следствии упругой деформации частицы среды вернулись в первоначальное положение;

II – область шириной - r, где в данный момент существуют напряжения и смещения;

III – область среды, которую смещения ещё не захватили.

Поверхность, разграничивающая области I и II, определяет положение тыла волны, а между областями II и III – фронта волны. Эти поверхности имеют сферическую форму, называются изохронами иопределяют положение фронта и тыла волны на определенный момент времени. Линии, радиально расходящиеся от источника и ортогональные изохронам, называют лучами.

Рассмотрим смещение частиц горных пород вдоль одного из лучей, исходящих из источника для фиксированного момента времени. По оси абсцисс отложим расстояние r, а по оси ординат – амплитуду смещения частиц среды от положения равновесия А (рис.1.7). Такой график называется профилем волны.

Ар








r
Рис.1.7. Профиль волны
Точка среды, в которой в данный момент наблюдается положительное наибольшее смещение, называется «горбом» волны, а точка, в которой наблюдается отрицательное наибольшее смещение «впадиной» волны, а расстояние по лучу между соседними горбами или впадинами – видимой (преобладающей) длиной волны .

Р ассмотрим смещения, происходящие в некоторой точке М упругой среды. За время tобласть IIпереместиться через точку М и последовательно передаст ей все напряжения, которые существуют в этой области. Такой график зависимости смещения частиц среды от времени будет называться записью сейсмической волны. Время начала колебания частиц среды соответствует времени первого вступления волны в данную точку пространства - t (рис.1.8).

А

Т


Рис.1.8. Запись волны

А


t t


Наибольшее отклонение частицы среды от положения равновесия на этом графике принято называть видимой амплитудой А . Промежуток времени Т между двумя одноименными экстремумами (максимумами или минимумами) называют видимым (преобладающим) периодом. Точки на записи волны, в которых амплитуда достигает экстремальные значения, называют видимой фазой волны - . Между введенными понятиями существует следующая взаимосвязь:

f = ; = V . (1.13)

Скорость перемещения горбов или впадин, называется фазовой скоростью. Определяется через длину волны и период Т :

V = . (1.14)

Упругая волна в процессе распространения осуществляет перенос энергии от источника в среду. Плотность потока переносимой энергии определяется вектором . Его модуль определяется следующим образом:

= , (1.15)

где f – видимая круговая частота; - плотность среды.

По мере удаления от источника в колебательный процесс вовлекаются сферические слои все большего радиуса и объема. Поскольку энергия, сообщенная источником, остается постоянной (согласно закону сохранения энергии), то плотность энергии волны убывает пропорционально увеличению поверхности сферического слоя. Это означает, что плотность энергии сферических волн уменьшается обратно пропорционально квадрату расстояния от источника. Данное явление принято называть геометрическим расхождением.Отсюда же на основе анализа формулы (1.15) вытекает, что видимая амплитуда должна уменьшаться с удалением от источника:

А = А /r , (1.16)

где А - начальнаяамплитуда волны вточке возбуждения.