2.2. Лінійні повздовжні годографи пружних хвиль.

На лінійних не повздовжніх профілях годографи прямих, поверхневих і відбитих хвиль являють собою криві, які є слідами перетину поверхневих годографів вертикальними площинами, перпендикулярними до плоскої земної поверхні G і такими, що не проходять через джерело О. Годографи усіх трьох типів хвиль мають вигляд гіпербол. Зв’язок між ними буде залежати від положення не повздовжнього профілю відносно вісей координат та елементів залягання поверхні відбиття.

На лінійних повздовжніх профілях, що проходять через джерело, розташоване на плоскій та горизонтальній земній поверхні, годографи прямих і поверхневих хвиль мають форму прямих ліній з початок у початку координат. Годограф відбитої від плоскої границі хвилі має форму гіперболи, розташування якої залежить від орієнтування профілю відносно напрямку підняття (або падіння) відбивальної площини. Якщо вісь Ox (дивіться рисунок ,а) сумістити з лінією ОО і спрямувати у сторону підняття відбивальної площини, а лінійний повздовжній профіль сумістити з віссю Ox, то рівняння лінійного повздовжнього годографа відбитої хвилі має вигляд

(2.2.1),

постільки у цьому випадку у рівнянні поверхневого годографа y та y₀ треба рахувати за нуль. Замінивши у рівнянні

x₀=2hsin (2.2.2.),

H₀=2hcos (2.2.3.),

після перетворення отримуємо:

(2.2.4.)

Взаємний зв’язок годографів прямих, поверхневих і відбитих хвиль на лінійному повздовжньому профілю, що йде в хрест простягання відбивальної площини, зображено схематично на рисунку , б у випадку, коли . Позірна швидкість розповсюдження фронту відбитої хвилі вздовж вісі Ox змінюється від нескінченої великої (у районі мінімуму годографа) до конечної, що наближається до V₁, на великих відстанях від джерела, де годограф відбитої асимптотично наближається до годографу прямої хвилі.

Рисунок. Сейсмічні промені відбитої хвилі (а) та зв’язок годографів прямих П, поверхневих R та відбитих О хвиль (б) на лінійному повздовжньому профілі.

На інтервалі земної поверхні лівіше точки О (рисунок , б) позірна швидкість має від’ємні значення. Фізично це означає, що у точки земної поверхні, розташовані далі від джерела. Відбита хвиля проходить раніше, ніж у точки, розташовані поблизу до нього, тобто її фронт вздовж границі розповсюджується у напрямку до джерела, а не від нього. З рисунка , б видно, що назад у джерело (у точку О) відбита хвиля пройшла пізніше (t₀>t_min), ніж у точку О, тобто її фронт рухався вздовж земної поверхні від точки О до точки О. Коли відбивальна границя є плоскою і горизонтальною. Годограф відбитої від неї хвилі буде симетричним відносно вісі Ot і його мінімум буде розташований на цій вісі.

З викладеного раніше виразу для t видно, що форма лінійного повздовжнього годографа хвилі, відбитої від плоскої границі, залежить від глибини її залягання h, кута падіння  і швидкості розповсюдження хвилі V₁ у середовищі, що покриває границю розділу. Мінімум годографа відбитих хвиль завжди зміщений відносно джерела у напрямку підняття відбивальної границі. Зміщення x₀ тим більше, ніж більшим є кут  і глибина залягання границі (x₀=2hsin). Час пробігу відбитої хвилі тим більша чим глибшою є відбивальна границя і чим меншою є швидкість у середовищі, що покриває. Кривизна (випуклість) годографа тим більша. Чим меншою є глибина залягання відбивальної границі і чим меншою є швидкість у середовищі, що покриває. Ці залежності зображені схематично на рисунку .

Рисунок . Границі відбиття і швидкості у середовищі, що покриває, (а) та форма лінійних повздовжніх годографів відбитих від них хвиль (б).

Границям, зображеним на рисунку , а суцільними та пунктирними лініями, на рисунку , б відповідають годографи відбитих хвиль, зображених тими ж лініями. Рисунок . А відповідає випадку, коли змінюється знак кута  (h та V₁ залишаються постійними), рисунок , Б – коли змінюється величина h ( та V₁ постійні), рисунок ,В – коли змінюється величина V₁ (h та  постійні). На рисунку , В швидкість V₁>V₁.

Існує багато способів, за допомогою яких за гіпертонічним годографом на лінійному повздовжньому профілю, що вхрест простягання відбивальної поверхні, можна визначити швидкість V₁, глибину залягання h та кут нахилу  границі. Це можливо за умови, що земна поверхня є плоскою та горизонтальною, а середовище, що покриває відбивальну поверхню, - однорічним, а відбивальна поверхня – плоска. Якщо останнє припущення недопустимо, то по лінійному повздовжньому годографу відбитої хвилі не можна визначити величину V₁, а відповідно, h та . Так, чіткий гіперболічний лінійний повздовжній годограф відбитої хвилі, симетричний відносно вісі Ot, можна отримати від сімейства як ввігнутий, так і випуклих границь розділу, перекритих середовищами з різними швидкостями. Плоска відбивальна границя є лише однією з можливих серед цього сімейства (рисунок ).

Рисунок . Лінійний повздовжній годограф відбитої хвилі, симетричний відносно вісі Ot (а), і сімейство відбивальних границь (б), що відповідають цьому годографу, за різних значень швидкостей розповсюдження хвиль у середовищі, що покриває (V₁>V₂>V₃>V₄>V₅). За однієї та тієї ж довжини годографа йому можуть відповідати більш довгі, але на менших глибинах ввігнуті границі з низькими швидкостями (швидкість є параметром сімейства границь). Він може бути зумовлений і менш довгими, але більш глибокими випуклими границями, що покриті середовищами з більш високими швидкостями. Плоска границя, що утворює даний годограф, займає проміжне становище між ввігнутими та випуклими границями і відповідає проміжному значенню (V₃ на рисунку , б) швидкості у середовищі, що покриває. Довжина ділянки плоскої границі дорівнює половині довжині годографа, тобто інтервалу повздовжнього лінійного профілю, на якому зареєстровані хвилі, відбиті від цієї ділянки границі. Для ввігнутих границь їхня довжина перевищує, а для випуклих границь вона є меншою половини довжини відповідного до них годографа.

Якщо границя відбиття має складну форму, а радіуси кривизни окремих її ділянок стають меншими за глибину її залягання, лінійні повздовжні годографи також виходять складної форми. На них можуть утворюватись петлі, вони можуть бути не випуклої, а ввігнутої, іноді клиновидної форми. На рисунку наведені різні конфігурації границь розділу і відповідні до них форми лінійних повздовжніх годографів відбитих хвиль. Конфігурації границь розділу (рисунок ) складені з дуг кіл різних радіусів і знаків (випуклі або ввігнуті) кривизни.

Рисунок . Криволінійні відбивальні границі складної форми (а) і форма лінійних повздовжніх годографів відбитих хвиль (б).

Найрізкіші зміни форми годографів зумовлені ділянками границі, на яких відбуваються різкі зміни значень і знаку кривизни. Тому найсприятливішими для сейсморозвідки методом відбитих хвиль є товщі осадових гірських порід, які характеризуються порівняно незначними кутами нахилу границь відбиття, відсутністю різкої зміни знаків та радіусів їхньої кривизни і для яких у межах довжини лінійних повздовжніх годографів відбитих хвиль, що спостерігаються, границі відбиття можна рахувати є плоскими.

Лінійний повздовжній годограф відображує характер залягання границі на ділянці, у два рази меншої за його довжину. Щоб вивчити характер залягання границь на довгих ділянках приходиться безперервно зміщувати вздовж профілю джерела пружних хвиль і спостерігати систему годографів відбитих хвиль. А щоб забезпечити безперервне простеження відбитої границі, джерело необхідно розмістити у точці земної поверхні, яка б відповідала б кінцевій точці годографа, що спостерігається з попереднього джерела, і знову простежити прихід хвиль, відбитих від границі по обидва боки від пересунутого джерела. Така система спостережень отримала назву методики однократного безперервного профілювання (простеження) і дає можливість не тільки забезпечити безперервне простеження вздовж профілю відбивальних границь, але й отримати впевненість у тому, що відбиття зумовлене однією і тією ж відбивальною границею.

Від ділянки R₁R₂ границі відбиття (рисунок , а), коли джерело у точці О₂, відбиті хвилі можуть бути зареєстрованими на інтервалі профілю О₁О₂О₃ (границі і промені зображено суцільними лініями).

Рисунок . Простеження границі відбиття методикою безперервного профілювання (а). Ув’язка двох (б) і системи зустрічних (в) (прямих і зворотних) годографів за спільними точками.

Щоб вивчити характер границі на інтервалі R₂R₃, необхідно джерело перемістити у точку О₃ і зареєструвати прихід відбитих хвиль на інтервалі профілю O₂O₃O₄ (границя на інтервалі R₂R₃ і промені хвиль, збуджених у джерелі О₃, зображені пунктиром).

На рисунку , б зображені годографи відбитих хвиль, отримані від джерела у точці О₂ (суцільна лінія). Рівність часу приходу відбитих хвиль у точках A та B сусідніх годографів є критерієм того, що хвилі, збуджені у джерелах О₂ та О₃, відбились від одної меншої границі відбиття. Час у точці А першого годографа дорівнює часу пробігу хвилі з точки О₂ у точку О₃ на шляху О₃R₂O₂. Через те що шляхи пробігу хвиль тотожні, то час у точках A та B сусідніх годографів називають взаємними точками. Через взаємні точки ув’язують годографи відбитих від однойменних границь розділу хвиль і забезпечують безперервне простеження цієї границі вздовж профілю (стрілки на годографах рисунок , б та в).

На рисунку , в схематично наведена система ув’язаних по спільних точках годографів відбитих від однойменної границі розділу хвиль, отриманих з семи пунктів, де розташовані джерела. Щоб отримати таку систему необхідно двічі реєструвати прихід хвиль з джерел, розташованих на кінцях кожного інтервалу профілю. Якщо вздовж цієї ділянки профілю швидкість розповсюдження пружних хвиль у середовищі-покритті відбивальної границі залишалась постійною, то ця система годографів буде дуже точно відбивати характер залягання відбивальної границі. На рисунку , в відбивальна границя утворює антиклінальний перегин, склепіння якого розташоване трошки правіше джерела О₄. Праве крило перегину крутіше, ніж ліве. Таким чином, сімейство годографів дає уявлення про характер залягання границі відбиття і є своєрідним часовим аналогом геологічного розрізу.

Коли працюють за розглянутою методикою, здійснюється однократне послідовне простеження ділянок відбивальної границі вздовж профілю. По годографам, отриманим за допомогою цієї методики, можна визначити швидкість у середовищі, що покриває відбивальну поверхню з припущенням, що воно є плоским. Необхідність такого припущення відпадає, якщо зуміти отримати від однієї і тієї ж довгої ділянки відбивальної поверхні хвилі у разі їхнього збудження у двох різних джерелах тобто двічі прослідкувати відбивальну границю.

На рисунку , а та б суцільними лініями зображені промені та годограф, що спостерігався у інтервалі О₁ О₂ О₃ профілю з джерела О₃. Промені зазнали відбиття на інтервалі R₁R₂ границі.

Рисунок . Хід сейсмічних променів (а), ув’язка годографів (б) і знаходження розташування відбивальної границі і швидкості у середовищі-покритті (в) з прямого та зворотного (зустрічних) подовжених годографів на лінійних повздовжніх профілях (V₁>V₂>V₃>V₄>V₅).

Годографи хвиль, що спостерігались у інтервалі О₂ О₃ профілю, коли джерела у точках О₂ та О₃, називають зустрічними або прямими та зворотними годографами. Коли довжина гілок зустрічних годографів перевищує відстань між сусідніми джерелами, такі годографи називають подовженими зустрічними годографами. Точки A та B подовжених годографів є взаємними. Беручи різні значення швидкості у середовищі –покриві, по прямому і зворотному (зустрічним) подовженим годографам можна збудувати два сімейства границь розділу, які могли зумовити годографи, що спостережені. Істинним значенням швидкості у середовищі –покриві відбивальної границі буде те (V₃ на рисунку , в), з-за якого будь-які дві границі одного та другого сімейства співпадуть один з другим. Конфігурація границь, що сумістились, обох сімейств буде істинною конфігурацією відбивальної границі (дивіться рисунок , в).

Особливості лінійних годографів головних або заломлених хвиль розглянемо на прикладі повздовжнього профілю вхрест простягання плоскої границі заломлення розділу середовищ (рисунок ) зі швидкостями V₁ та V₂ (V₂>V₁). З джерела О у довільну точку P₁ (з координатою x) на плоскій та горизонтальній поверхні заломлена хвиля прийде по шляху O П₁ П₂ P₁. Відрізки О П₁та П₂ P₁ хвиля прийде зі швидкістю V₁, а відрізок П₁ П₂ зі швидкістю V₂>V₁. Промені О П₁ та П₂ P₁ утворюють з нормаллю до заломлюючої поверхні кути i.

Рисунок . Хід сейсмічних променів, коли утворюються заломлені (головні) хвилі на плоскій границі розділу (а) і зв’язок (б) гілок годографів заломлених хвиль П_Р з гілками годографів прямих П, поверхневих R і відбитих О хвиль на лінійному повздовжньому профілі.

Глибину залягання поверхні, що заломлює, під джерелом, яка вимірюється по нормалі до границі розділу, позначимо через h. Кут падіння площини, що заломлює, - . Залежність часу пробігу заломленої хвилі від джерела до границі та назад до земної поверхні від відстані x між точкою прийому P та джерелом дає рівняння лінійного повздовжнього годографа заломленої хвилі.

На рисунку , а показаний хід променів заломлених хвиль з джерела О до границі заломлення, вздовж цієї границі і від неї до довільних точок Р₁ та Р₂ земної поверхні розташованих у напрямку підняття і падіння границі відповідно.

Заломлені хвилі мають початкові точки N₁ та N₂ і тому у інтервалі між N₁ та N₂, який називається мертвою зоною, у джерелі О не реєструється. У точках N₁ та N₂ час пробігу заломленої хвилі дорівнює часу пробігу відбитої хвилі від границі, що заломлює. У цих точках права та ліва гілки годографу заломленої хвилі, відбитої від поверхні, що заломлює. Фронт головної хвилі буде розповсюджуватись, починаючи з точок N з постійною позірною швидкістю

( ),

тому, що буде утворювати з земною поверхнею кут (i), де знак “-“ відповідає напрямку підняття, а знак “+” – напрямку падіння границі, що заломлює.

Гілки лінійних повздовжніх годографів хвиль з постійною позірною (або істинною) швидкістю на площині годографів (xOt) зображуються прямими лініями, нахил яких є пропорційним значенню цих швидкостей. Нахил тим більший. Чим меншою є швидкість, і навпаки. Позірна швидкість фронту головної хвилі, що розповсюджується у сторону падіння границі від V₂ (коли =0) може зрости до нескінченності (коли =i) і з подальшим зростанням  (>i) буде від’ємною. Позірна швидкість буде нескінченно великою, коли сейсмічні промені заломлених хвиль будуть падати нормально на земну поверхню. У цьому випадку до точок земної поверхні, розташованих на різних відстанях від джерела, заломлені хвилі прийдуть одночасно. Позірна швидкість буде від’ємною, коли у точки профілю, віддалені від джерела, заломлена хвиля буде надходити раніше, ніж до точок профілю, розташованих поблизу джерела. Рівняння лінійного повздовжнього годографа заломлених хвиль має вигляд:

( ).

Коли x=0

( ).

Якщо продовжити прямолінійні гілки годографів заломлених хвиль до перетину з віссю Оt, то отримаємо величину t₀. У разі сталих значень V₁ та V₂ величина t₀ визначається глибиною h залягання границі розділу і тим більше, чим вище h. Гілки годографів заломлених хвиль перетинають годографи прямих та поверхневих релєєвих хвиль.

У разі плоскої границі, що заломлює, і однорідних середовищ, що її підстилають і покривають, по спостереженим гілкам годографів прямих та заломлених хвиль по обидва боки від джерела або по зустрічному прямому і зворотному годографам заломлених хвиль можна визначити елементи її залягання і швидкість у середовищі, що заломлює. Схема розв’язку цієї задачі така.

1. З гілки годографа прямої хвилі визначається величина V₁.

2. З гілок годографів заломленої хвилі визначаються позірні швидкості V_k розповсюдження фронтів заломлених хвиль у напрямку підняття і падіння границі, що заломлює.

3. За величинами V₁ та V_k визначаються синуси суми та різниці кутів і та  і, як наслідок, значення цих кутів у градусах. Тим самим визначається кут  падіння границі розділу і швидкості V₂ у середовищі, що заломлює за формулою:

( ).

4. Маючи V₁ та V₂, можна визначити глибину залягання границі, що заломлює, за формулою:

( ).

Поверхневий годограф заломленої хвилі у випадку плоскої поверхні, що заломлює, являє собою у просторі поверхню конуса зі зрізаною вершиною, розташованою на вісі Ot у точці з ординатою t₀, віссю обертання, що не співпадає з віссю Ot, та нахиленою у сторону підняття площини що заломлює.

На практиці дуже рідко вдається спостерігати початкову частину гілок годографа заломлених хвиль на лінійних повздовжніх профілях. Тому з гілок годографів заломлених хвиль, що спостерігались, величину V₁ визначити не можна.

Якщо границя, що заломлює, не плоска, то її конфігурацію і швидкість V₂ у середовищі, що заломлює, можна визначити з прямого та зворотного (зустрічного) годографів заломлених хвиль на лінійному повздовжньому профілі. У методі заломлених хвиль вони аналогічні прямому та зворотному (зустрічним) подовженим годографам відбитих хвиль, постільки забезпечують двократне (а не однократне) простеження границі, що проломлює. Розроблено багато способів визначення границі, що заломлює, по зустрічним годографам заломлених хвиль.

Годографи прямих хвиль, що розповсюджуються у породах ЗНШ, та хвиль, заломлених на її підніжжі, часто використовуються, коли проводяться роботи методом відбитих хвиль. По ним визначають швидкість розповсюдження хвиль у породах ЗНШ та їхня потужність. Ці величини необхідно знати для введення поправок за неоднорідну будову гірських порід, що складають верхню частину розрізу.

Розглянемо випадок, коли відбивальна границя (рисунок , а) з якихось причин (вклинювання, склад і т. п.) у точці Д щезне.

Рисунок . Хід сейсмічних променів хвиль, збуджених у точці О, дифрагованих від точки D (а) і співставлення годографів (б) відбитих хвиль О і дифрагованих від точки D.

Тоді точка D стає джерелом дифрагованих хвиль, які будуть розповсюджуватись від неї на усі боки і досягнуть земної поверхні. Позначимо координати точки D через x_D та h_D і визначимо час пробігу хвилі з джерела О до точки дифракції D і з точки дифракції D до будь-якої довільної точки P з абсцисою x,що лежить на плоскій і горизонтальній земній поверхні:

( ),

де V₁ – швидкість розповсюдження хвилі у середовищі, яка вище границі вклинювання. У розглянутому випадку

( ),

( ).

Як слідство

( ).

Член t_D не залежить від x і є часом пробігу хвилі від джерела до точки дифракції D. Хвиля може бути будь-якого типу (що падає, відбивається, заломлюється). Цей член не змінює форми годографа дифрагованої хвилі і визначає тільки його положення вздовж всі Ot. Форма ж годографа дифрагованої хвилі повністю визначається другим членом виразу для t і у вісях координат xOt це буде гіпербола з абсцисою мінімуму, яка дорівнює абсцисою точки дифракції D. Годограф дифрагованої хвилі D(рисунок , б) буде торкатись годографа відбитої хвилі у точці з абсцисою, що дорівнює абсцисі точки P₂, у яку одночасно (по одному і тому ж шляху) прийшли як відбита, так і дифраговані хвилі. Положення мінімуму годографа відбитої хвилі визначається параметрами і напрямком падіння границі розділу, а довжина його правої гілки залежить від положення точки дифракції D відносно джерела (x_D та h_D). Поверхневий годограф дифрагованої хвилі буде являти собою гіперболічну поверхню (гіперболоїд обертання) з мінімумом у точці з плановими координатами, що дорівнює координатам точки дифракції.

Якщо у середовищі нижче земної поверхні є декілька відбивальних границь, то на кожній з них буде утворюватись повздовжня відбита хвиля. Форма годографів цих хвиль залежить від багатьох факторів: глибини залягання границі, співвідношення швидкостей у покривних її середовищах, її форми і т. д. Якщо границі плоскі, то на лінійних повздовжніх профілях годографи відбитих хвиль мають форму, дуже схожу на гіперболу з мінімумом, зміщеним у сторону підняття границь розділу. Чим глибше залягає відбивальна границя, тим з більшим часом приходу реєструються пружні хвилі і тим плоскішою (менш випуклою) буде форма годографів. Через те що у реальних середовищах швидкість розповсюдження зростає глибиною, годографи відбитих від дуже глибоких границь розділу хвиль будуть ще пологішими. Якщо у пластах вищих за відбивальні границі швидкості будуть змінюватись різко, то на великих відстанях від джерела можуть спостерігатись перетини гілок годографів хвиль, відбитих від мілких і глибоких границь розділу.

Якщо нижче верхньої заломлюючої поверхні є одна або дві більш глибокі границі (зі швидкостями V₃ та V₄, більшими за V₂), то на них будуть утворюватись заломлені (головні) хвилі, що дають прямолінійні гілки годографів. Ці гілки будуть мати початкові точки, розташовані далі від джерела, ніж для неглибокої заломлюючої границі (зі збільшенням глибини залягання границі мертва зона збільшується). Початкові точки гілок годографів заломлених хвиль будуть і надалі торкатись годографа відбитих від заломлюючих границь розділу хвиль. Позірні швидкості по цим гілкам (у разі невеликих кутів нахилу  заломлюваних границь) будуть наближатись до V₃ і V₄. Продовження цих гілок будуть відсікати на вісі Ot відрізки t₀₂ та t₀₃, що зростатимуть зі збільшенням глибини залягання заломлюваних границь.

Нерідко верхня тверда заломлювана границя розділу і земна поверхня (або підніжжя зони низьких швидкостей) є основними границями, які породжують багатократні хвилі. Якщо границя, що утворює багатократно-відбиту хвилю, так як і земна поверхня, плоска і горизонтальна, а середовище між ними зі швидкістю V₁, то лінійний повздовжній годограф двократної відбитої хвилі буде тотожний годографу звичайної однократної хвилі, відбитої від границі з глибиною у 2 рази більшою, ніж поверхня, що створює кратність, і перекритою середовищем зі швидкістю V₁. Годограф трьохкратної відбитої хвилі буде тотожний годографу однократної хвилі, відбитої від границі з глибиною у 3 рази більшою, ніж поверхня, що створює кратність. Узявши помилково годограф кратної хвилі за годограф звичайної однократної хвилі, по ньому буде збудована фіктивна, реально не існуюча, границя.

Якщо кратностворювальна поверхня плоска і нахилена під кутом  до горизонту, то годографи багатократних відбитих хвиль аналогічні тим, які були б отримані, якщо б реальні границі, перекриті середовищами зі швидкістюV₁, були б на глибинах та з кутами нахилу майже у n разів більшими за глибину і кута нахилу кратностворювальної поверхні (де n – кратність відбитих хвиль). Мінімуми годографів кратних відбиттів будуть мати великі зміщення відносно вісі Ot, ніж у годографів звичайних відбитих хвиль. Зміщення мінімуму буде швидко зростати зі збільшенням кратності відбиттів.

Багатократні відбиті хвилі розповсюджуються у породах верхньої частини розрізу з нижчою швидкістю, ніж у середовищі на великих глибинах. Тому звичайні і багатократні відбиті хвилі з майже однаковим часом приходу до земної поверхні відрізняються одна від одної формою годографів. Годографи багатократних хвиль найчастіше більш круті (випуклі), ніж годографи однократних. Тому годографи однократних і багатократних відбитих хвиль можуть перетинатись один з одним.

На кратностворювальній границі розділу можуть виникати кратні відбито-заломлені і заломлено-відбиті хвилі. Кратні відбито-заломлені хвилі будуть утворювати прямолінійні гілки, дотичні до годографів багатократно-відбитих хвиль і з тими ж нахилами, що і гілки годографів звичайних заломлених хвиль.

На рисунку та рисунку наведені співвідношення лінійних повздовжніх годографів звичайних і кратних хвиль для горизонтального і нахиленого плоскопаралельного багатошарового середовища. Суцільними лініями зображені годографи поверхневих, прямих, заломлених і однократно-відбитих хвиль, а пунктирними лініями – годографи хвиль, багатократно-відбитих від верхньої границі розділу, відповідно до них фіктивні границі розділу, а також годографи відбито-заломлених хвиль.

Рисунок . Швидкісна колонка (а) горизонтального, плоско-паралельного шаруватого середовища (б) і співвідношення годографів прямих, поверхневих заломлених, звичайних і кратновідбитих і відбито-заломлених хвиль на лінійному повздовжньому профілі (в).

Пунктиром показано положення фіктивних границь, які можуть бути збудовані по годографах кратних відбитих хвиль.

Рисунок . Нахилене плоскопаралельне шарувате середовище (а) і відповідні до нього годографи прямих, поверхневих, заломлених, звичайних і кратновідбитих і відбито-заломлених хвиль на лінійному повздовжньому профілі (б).

Пунктиром показано положення фіктивних границь, які можуть бути збудовані по годографах кратних відбитих хвиль; швидкісна колонка така, як на рисунку .

Рисунок . та рисунок складені для середовища з 5 шарів з чотирма границями розділу, з яких лише одна перша є кратностворювальною. Годографи збудовані лише для повздовжніх пружних хвиль. Годографи поперечних та обмінних хвиль опущено, через те. Що вони значно ускладнили б картину навіть за простих умов.

Годограф будь-якої хвилі показує, через який відрізок часу після її збудження певна хвиля приходить у точки земної поверхні, розташовані на різних відстанях від джерела. Будь-яка хвиля викликає у земної поверхні коливання частинок середовища, що згасають (верхні сильно затихають) протягом декількох сотих часток секунди після її приходу. Якщо наступна хвиля досягне цієї точки через більш тривалий інтервал часу, то її прихід буде відмічено новим коливальним процесом на фоні майже заснувшого коливання, викликаного хвилею, що прийшла раніше. Якщо ці хвилі прийдуть у ту чи іншу точку земної поверхні одночасно або майже одночасно, то коливальні процеси , викликані їхнім приходом, накладаються один на одний. Відбудеться інтерференція хвиль і на ділянках сумарних коливань буде складно прослідкувати окремо прихід кожної з інтерферованих хвиль з приблизно однаковою інтенсивністю. Якщо одна з інтерферованих хвиль більшої інтенсивності, ніж інша, то виділити прихід слабкої хвилі у зонах інтерференції буде складно і майже неможливо.

Взаємний зв’язок годографів хвиль різного типу на лінійних повздовжніх профілях показують у якій послідовності, на різних відстанях від джерела пружні хвилі різного типу приходить до земної поверхні. На порівняно великих відстанях від джерела за межами конуса поверхневого годографа прямої хвилі (дивіться рисунок , б та рисунок , б) першими (швидше за інші) до земної поверхні надходять головні хвилі, що утворюються на неглибоких заломлювальних границях розділу. Далі надходять кратні відбито-заломлені хвилі і краї гілок однократних і багатократних відбитих хвиль у зоні їхнього перетину або асимптотичного наближення до гілок годографів прямої хвилі. Густа сітка гілок, що зближуються та перетинаються, годографів показує на наявність у цих зонах складної інтерференції хвиль різного типу. Точки перетину гілок годографів вказують на одночасний прихід хвиль різного типу, а області їхнього зближення – на ділянки більш складної їхньої інтерференції. Розглянуті області годографів сприяють простеженню приходу заломлених хвиль, що підходять до земної поверхні або другими, тобто проведенню робіт методом заломлених хвиль.

Роботі методом відбитих хвиль сприятливою є центральна частина годографа, розташована усередині конуса поверхневого годографа прямої хвилі, яка є (коли невеликі кути нахилу відбивальних та заломлюваних границь) мертвою зоною годографів заломлених хвиль. Менш сприятливими у цій зоні є крайні ділянки, що наближуються до гілок годографа прямих хвиль. Тут відбувається зближення гілок годографів відбитих хвиль, їхній перетин з гілками годографа прямої хвилі, з’являються гілки відбито-заломлених хвиль.

Основною завадою для реєстрації звичайних (однократних) відбиттів є багатократні відбиті хвилі, що утворюються переважно у верхніх частинах розрізу гірських порід. Завадою до реєстрації звичайних відбитих хвиль є також поверхневі хвилі Релея, годограф яких перетинає годографи відбитих хвиль. Перепоною реєстрації тут відбитих хвиль можуть також звукові хвилі, збуджені джерелом. Звукові хвилі будуть створювати прямолінійні гілки, аналогічні гілкам прямих та поверхневих хвиль Релея, що виходять з джерела і мають на площині годографа більш крутий нахил, ніж у гілок поверхневих хвиль, постільки швидкість їхнього розповсюдження V₃ буде менше за V_R. Прихід відбитих хвиль з великим часом можна реєструвати на значніших відстанях від джерела. На невеликому часі їх можна реєструвати з успіхом лише на невеликих відстанях по обидва боки від джерела.

Годографи загальної глибинної точки на лінійних повздовжніх профілях

Протягом останніх 15– 20 років методика однократного безперервного профілювання замінялась і сьогодні практично витіснена методикою багатократних перекриттів або методикою загальної глибинної точки (ЗГТ). Це зумовлено тим, що отримані при цьому годографи відбитих хвиль набувають властивостей, зручних для підкреслення корисних хвиль і придушування хвиль-завад у процесі машинної обробки отриманих матеріалів.

Уперше методику ЗГТ застосували з метою вивчення горизонтальних геологічних границь. В цих умовах система спостережень за методикою ЗГТ дозволяє отримувати від однієї і тієї ж точки відбивальної границі відбиті хвилі на різних відстанях між джерелами та приймачами. Пізніше методика ЗГТ стала застосовуватись у районах з похилим заляганням границь, що вивчались. У цьому випадку система спостережень вже не забезпечує отримання відбиттів від загальних глибинних точок. Сильніше методика ЗГТ забезпечує отримання декількох сейсмічних записів коли джерела та приймачі так розташовані, що на одному і тому ж місці лінійного повздовжнього профілю знаходяться їхні середини (загальні середні точки).

На рисунку , а зображена схема спостережень за методикою однократного безперервного профілювання. А на рисунку , б – за методикою багатократних перекриттів у випадку плоскої і горизонтальної границі розділу, покритою середовищем зі швидкістюV₁. У разі збудження у пункті О₅ хвиля приймається у пункті P₅, а коли збуджені у пункті О₄ хвиля приймається у пункті P₄ і т. д.

Рисунок . Схема спостережень за методикою однократного безперервного профілювання (а) і за методикою шестикратного перекриття (б) на лінійних повздовжніх профілях, якщо границя розділу є горизонтальною. Точка R є загальною глибинною точкою.

При цьому відбиття хвилі увесь час відбувається у одній і тій же точці R відбивальної границі. Середини відстаней між O₅ і P₅, О₄ та P₄ і т. д. Утворюють загальну середню точку OP.

У випадку нахиленої відбивальної границі у роботах за методикою багатократних перекриттів відбиті хвилі приходять не від однієї точки на границі, а від декотрої її невеликої ділянки. На рисунку , а показаний відрізок R₁R₂ відбивальної границі, будова якого висвітлюється роботами за методикою ЗГТ.

Рисунок . Сейсмічні промені хвиль, відбитих від плоскої нахиленої границі, коли роботи за методикою ЗГТ (а), годографи ЗГТ і однократного профілювання (б) на лінійному повздовжньому профілі.

1 – годограф однократного профілювання; 2 – годограф ЗГТ.

На рисунку , а показаний відрізок границі, висвітлений методикою однократного безперервного профілювання на профілі однієї і тієї ж довжини. Зі співставлення рисунку , а та рисунку , б видно, за застосування методики багатократних перекриттів довжина відрізку R₁R₂ значно менша, ніж коли використовується методика однократного безперервного профілювання. Кратністю перекриттів називають число пар джерел та приймачів, які використовуються, щоб отримати відбиття від однієї загальної глибинної точки (або загальної глибинної площадки) або таких, що мають загальні середні точки. За звичаєм застосовують 12-, 24-та 48-кратні перекриття. Кратність перекриття з удосконаленням технічного обладнання сейсморозвідувальних робіт зростає. Ця тенденція буде мати місце і в майбутньому.

Залежність часу t приходу пружних хвиль від відстані x між джерелом та приймачем, коли робота за методикою ЗГТ, носить назву годографа ЗГТ. На лінійних повздовжніх профілях, оброблених методикою ЗГТ, годографи звукових, поверхневих. Прямих та заломлених хвиль будуть і надалі представлені прямолінійними відрізками, нахил яких буде визначатись швидкістю розповсюдження їхнього фронту вздовж лінії профілю. Рівняння годографа звичайної однократно-відбитої хвилі буде мати вигляд

( ),

де h – глибина залягання відбитої границі під центром дослідного інтервалу профілю (точками OP на рисунку , а) що вимірюється по нормалі до границі ;  - кут нахилу відбивальної границі; V₁ – швидкість розповсюдження хвиль у середовищі. Що її покриває.

Увівши величину 1/V₁ під знак кореня і позначивши 2h/V₁ через t₀ рівняння годографа ЗГТ відбитої хвилі можна записати у вигляді:

( ).

У вісях координат xOt – це рівняння гіперболи з мінімумом, коли x=0 (на вісі Ot). Час мінімуму годографа

( ).

Довжина відрізку:

( ),

тим є більшою, чим більшим є x і кут , і тим меншою, чим більшою h. Коли x=2000м, h=2000м і sin=0,2 (=5,8^) відрізок R₁R₂=50м.

Таким чином, коли робота за методикою ЗГТ, незалежно від напрямку і кута нахилу відбивальної границі годографа відбитої хвилі (годограф ЗГТ) являє собою гіперболу. Абсциса мінімуму якого дорівнює нулеві (а не зміщену у сторону підняття границі, коли виробництво робіт за методикою однократного безперервного профілювання).

На рисунку , б наведені годографи однократного профілювання і ЗГТ для границі, зображеної на рисунку , а. Випуклість (крутизна) годографа ЗГТ тим більша, чим менша глибина залягання границі розділу (чим менше t₀), чим нижчою є швидкість у покривальному середовищі і чим меншим є кут відбивальної границі. З годографа ЗГТ можна визначити відношення V₁/cos називають фіктивною або ефективною швидкістю ЗГТ (V_ЗГТ).

Коли кути нахилу  незначні, фіктивна швидкість ЗГТ є близькою за значенням до істинної швидкості V₁, постільки cos близький до одиниці. Коли границя розділу горизонтальна, то годографи відбитих хвиль у разі однократного профілювання і багатократних перекриттів на лінійних повздовжніх профілях співпадають. Форму гіпербол з мінімумом, коли x=0, будуть мати годографи ЗГТ багатократно-відбитих та дифрагованих хвиль. Перші будуть тотожні годографам ЗГТ однократно-відбитих хвиль від границь, перекритих середовищем зі швидкістю V₁, за умови. Що глибина залягання h_n цих фіктивних границь і кут _n їхнього нахилу будуть більшими за глибину залягання h і кута нахилу  кратностворювальної границі майже у n разів, де h – кратність відбиттів. Точніше

( ),

( ).

Рисунок . Хід променів (а) і годограф ЗГТ двократно-відбитої хвилі (б) від нахиленої границі розділу на лінійному повздовжньому профілі. На рисунку , а пунктиром зображена фіктивна границя, що дає за однократного відбиття той же годограф ЗГТ, що і реальна, коли двократне відбиття.

На рисунку зображено хід променів і годограф ЗГТ двократно-відбитої хвилі від нахиленої границі розділу на лінійному повздовжньому профілі.

Годограф ЗГТ дифрагованої від точки D хвилі з координатами x_D та h_D відносно центру бази спостережень (точки OP) буде також мати форму, дуже подібну до гіперболи з мінімумом на вісі Ot (коли x=0). Час мінімуму годографа ЗГТ дифрагованої хвилі

( )

де V₁ – швидкість у середовищі, що навколо точки дифракції D.

Рисунок .Хід променів (а) і годограф ЗГТ дифрагованої хвилі (б) на лінійному повздовжньому профілі.

На рисунку зображено хід променів дифрагованих хвиль та їхній годограф ЗГТ на лінійному повздовжньому профілі.

Аналогічні вирази рівнянь годографів ЗГТ однократних і багатократних хвиль будуть різними залежно від способу апроксимації реального швидкісного розрізу. Але у всіх випадках годографи ЗГТ будуть мати форму, близьку до гіперболічної. З мінімумом на вісі часу (коли x=0)

На рисунку наведено взаємний зв’язок годографів різного типу на лінійному повздовжньому профілі. Лінійні повздовжні годографи ЗГТ звичайних однократних відбитих хвиль позначені 1-IY, а двократних – I-I та II-II і трьохкратних I-I-I.

Рисунок Взаємний зв’язок лінійних повздовжніх годографів звукових З, прямих П, поверхневих R, заломлених Зм, однократних і багатократних відбитих хвиль.

1 – годографи ЗГТ однократних відбитих хвиль, 2 – годографи ЗГТ багатократних відбитих хвиль.

Не розглядаються годографи кратних відбито-заломлених хвиль і годографи усіх видів поперечних і обмінних пружних хвиль. Зображена на рисунку форма представлення сейсморозвідувальних даних є найбільш зручною для їхньої наступної обробки і геологічної інтерпретації.

Властивості годографів ЗГТ корисних однократних і багатократних відбитих завад, а також дифрагованих хвиль мати мінімуми, коли x=0, і близьку до гіперболічної форму, яка відрізняється лише ступенем кривизни (випуклістю), є дуже важливим. На відміну від годографів однократних відбитих хвиль, годографи ЗГТ навіть у випадку дуже нахилених і криволінійних границь не мають такої складної конфігурації.

Ці властивості годографів ЗГТ дають можливість механізувати процес обробки отриманих сейсморозвідувальних матеріалів і використовувати з цією метою універсальні EOM. У процесі машинної обробки є можливість посилити і підкреслити корисні однократно-відбиті хвилі, подавати або суттєво послабити багатократно-відбиті, дифраговані та інші хвилі-завади, які заважають або утруднюють виділення і простеження корисних відбитих хвиль. Це важливо, тому що у ряді випадків однократні хвилі, відбиті від глибоких границь розділу, за своєю інтенсивністю бувають співрозмірними, а іноді і слабкішими багатократно-відбитих хвиль.

За рахунок машинної обробки вдається зменшити похибки інтерпретації отриманих матеріалів за рахунок помилкового приймання фіктивних відбитих границь за дійсні і тим самим підняти достовірність результатів сейсморозвідувальних робіт і реальну глибинність досліджень. Внаслідок цього методика ЗГТ разом з обробкою матеріалів на ЕОМ застосовується широко за кордоном.

Способи збудження і реєстрації приходу пружних хвиль

Збуджені джерелом на земній поверхні пружні хвилі розповсюджуються у товщі осадових гірських порід. Зустрівши на своєму шляху границі розділу гірських порід, хвилі заломлюються та відбиваються. Як наслідок, вони повертаються назад до земної поверхні. Чим більше у шаруватому середовищі заломлювальних і відбивальних границь розділу, тим більше і з меншим інтервалом часу буде надходити до земної поверхні відбитих, кратновідбитих і заломлених, повздовжніх, поперечних і обмінних хвиль.

Прихід кожної хвилі буде викликати коливання частинок середовища, які лежать коло земної поверхні. Якщо інтервал часу між приходом двох хвиль, що йдуть одна за одною, менше тривалості коливального процесу, викликаного попередньою хвилею, то друга хвиля буде вступати на фоні коливань раніше йдучою хвилею. Практично після приходу у певну точку земної поверхні самої першої (ранньої) хвилі частинки середовища у цій точці будуть знаходитись у безперервному коливальному процесі. Цей процес може тривати декілька десятків після збудження хвилі у джерелі.

Способи збудження пружних хвиль

Для проведення сейсморозвідувальних робіт широко використовується збудження пружних хвиль за допомогою вибухів зарядів твердих вибухових речовин (ВР). Достатньо сприятливими для збудження пружних хвиль є умови занурення заряду у водне середовище. З вибухом у воді виникає інтенсивна повздовжня пружна хвиля, яка переходить у гірські породи, що підстилають водойми. Поперечні хвилі у рідинах не виникають.

Найбільш широке розповсюдження для проведення робіт методом відбитих хвиль на сумі отримав спосіб збудження пружних хвиль за допомогою вибуху заряду ВР, який занурюють у спеціально пробурену вибухову свердловину. Глибина зарядів у свердловині вимірюється від перших десятків до 100м і більше. Глибина занурення заряду залежить від характеру будови верхньої частини розрізу. Експериментально встановлено, що заряд бажано розміщувати нижче підніжжя ЗНШ і рівня ґрунтових вод у шари, складені вологими, пластичними глинами, щоб підвищити частку енергії вибуху, що йде на утворення пружної хвилі, стовбур вибухової свердловини після занурення у нього заряду ВР заливають водою або глинистим розчином, здійснивши тим самим водну його закупорку.

Аналогічний групуванню вибухів ефект отримують шляхом збудження пружних хвиль за допомогою детонуючого шнура (ДШ), який закладається у вузьку щілинну траншею і засипається землею. Це спосіб збудження не тільки повздовжніх, але й поперечних пружних хвиль. Вибуховий спосіб збудження пружних хвиль дає можливість створювати у джерелі дуже короткий і різкий імпульс, а також у широких межах змінювати його інтенсивність шляхом зміни маси заряду від одного детонатора до декількох тон ВР. Але цей спосіб має серйозні недоліки, у зв’язку з чим виникає необхідність замінити його іншими способами збудження.

За останні роки проводилась велика робота з заміни свердловинного вибухового способу збудження пружних хвиль поверхневими ударними або вібраційними особливо в густонаселених та сільськогосподарських районах. Джерела цього типу називають поверхневими або невибуховими.

Широке розповсюдження отримав спосіб збудження пружних хвиль за допомогою гідравлічних вібраторів, що випускають квазіперіодичні (додаток квазі означає позірні) коливання великої тривалості (до десятків секунд) і достатньо високої сумарної енергії. У силу ряду причин (характеру осадконакопичення, ступеня еродованості, шорсткості границь і інше) одні горизонти краще простежуються на більш низьких, а інші – на більш високих частотах. Тому можливість використання полоси збуджених коливань є суттєвою перевагою вібраційної сейсморозвідки.

Крім описаних запропонованим є ряд інших технічних засобів і прийомів.

Реєстрація приходу пружних хвиль

Комплект приборів, що реєструють коливання ґрунту, викликані приходом пружних хвиль у тій або іншій точці земної поверхні, називають сейсмореєстраційним каналом (сейсмічним). Залежно від числа точок земної поверхні, у яких одночасно реєструються прихід пружних хвиль, розрізняють 24-, 48-канальні і більше сейсмостанції.

Початковою ланкою сейсмореєстраційного каналу є сейсмоприймач, який сприймає коливання ґрунту, зумовлені приходом пружних хвиль і перетворює їх у електричні напруги. Через те, що коливання ґрунту дуже незначні, електричні напруги, що викликають на виході сейсмоприймача, перед реєстрацією підсилюються. За допомогою пар проводів напруги з виходів сейсмоприймачів подаються на вхід підсилювачів, змонтованих у сейсмостанції. Щоб з’єднати сейсмоприймачі з підсилювачами використовується спеціальний багатожильний кабель, який називають сейсмічною косою.

Запис коливань ґрунту в одній точці земної поверхні називають сейсмічною трасою або доріжкою. У наш час найбільшого застосування отримав дискретний (з перервами) спосіб запису, який називають цифровим.

Системи спостережень у випадку робіт методом відбитих хвиль

Коли сейсморозвідувальні роботи МВХ виконувались методикою однократного безперервного профілювання на лінійних повздовжніх профілях і отримані сейсмограми оброблялись вручну, відстані між сейсмоприймачами складали 25 – 30м. Пункти вибухів розташовувались на початку і у кінці кожної установки сейсмоприймачів, Відстань між джерелами дорівнювала довжині установки і складала 575 – 690м. На одній установці сейсмоприймачів здійснювався прийом хвиль, збуджених у її крайніх точках. Потім уся установка зміщувалась на наступний інтервал і знову реєструвались хвилі, збуджені у крайніх точках установки. Таким чином оброблялись усі профілі на площі системою зустрічних (прямих і зворотних) годографів, ув’язаних між собою взаємними точками.

Прийом пружних хвиль кожним сейсмореєстраційним каналом здійснюється не одним, а декількома сейсмоприймачами, об’єднаними у групи. Ґрунтування сейсмоприймачів здійснюється з метою створення найсприятливіших умов прийому повздовжніх відбитих хвиль і придушення поверхневих хвиль Релея, а також хвиль-завад інших типів. Оптимальною відстанню x між сейсмоприймачами у групі буде

( ),

де  - переважна довжина поверхневої хвилі; T – переважний період поверхневої хвилі;  - переважна частота поверхневої хвилі; v – швидкість розповсюдження поверхневої хвилі вздовж лінії профілю.

У наш час, коли роботи МВХ проводять методикою багатократних перекриттів, система спостережень на лінійних повздовжніх профілях змінилась. Для кращого приглушення кратних хвиль і точнішого визначення швидкостей у середовищах, що накривають відбивальні границі, потрібні більш довгі годографи (більш помітні відмінності у кривизнах годографів звичайних і кратних хвиль). Тому застосовувались відстані між центрами груп сейсмоприймачів 100м і більше. У теперішній час виникла необхідність скорочення відстаней між центрами груп сейсмоприймачів зі збереженням великих довжин годографів ЗГТ.

Щоб забезпечити багатократне простеження відбивальних границь (у загальних глибинних точках або площадках) спостереження приходу відбитих хвиль установкою сейсмоприймачів можна здійснювати з джерел, розташованих як у кінці, так і за (або усередині) установкою. Коли джерело розташоване на кінці або на деякій відстані від кінця установки (за її межами), таку систему спостережень називають фланговою. Коли джерело розташоване у центрі установки, систему спостережень називають центральною. Існують системи спостережень зі змінним розташуванням джерела відносно установки. Найбільшого застосування набули флангові системи спостережень. Винос джерела відносно кінця установки здійснюється з метою послаблення поверхневих і інших типів хвиль-завад, що виникають у районі джерела до і після випромінювання пружної хвилі (робота машин, пересування персоналу, завади, коли викид рідини з вибухової свердловини і т. п.).

Роботи методикою ЗГТ проводять з відстанню l між джерелами кратною відстані x між центрами груп сейсмоприймачів. Вона залежить від числа каналів (канальності) S сейсмостанції і потрібної кратності n простеження відбиттів від загальних глибинних точок (загальних глибинних площадок). Залежність між величинами відповідає виразу:

( ).

Якщо S=24, n=12, то l=x. Якщо x дорівнює 100м, то і джерела треба розташовувати через 100м.

Якщо ми хочемо збільшити кратність простеження у 2 рази і зробити її рівною 24, то треба зменшувати l або збільшувати S. Зменшення l призводить до різкого збільшення об’єму буро-вибухових робіт (якщо збудження хвиль відбувається від вибуху), подорожчанню уповільненню сейсмічних досліджень. Коли збільшується кратність спостережень простіше використовувати не 24-, а 48-, або 96-канальні сейсмостанції. Щоб з успіхом приглушувати багатократні та інші хвилі-завади і підвищити якість обробки кратність спостережень у роботі методикою ЗГТ бажано підвищувати. З цією метою необхідно проводити роботи з більш багатократними сейсмостанціями.

У роботі методикою ЗГТ використовуються великі бази спостережень і малі відстані між джерелами. Безперервне пересування усієї бази спостережень після закінчення реєстрації хвиль, що збуджені у цьому джерелі, як це здійснювалось у роботах методикою однократного безперервного профілювання, у роботах методикою ЗГТ не проводиться через те, що це трудомісткий процес.

Пункти установки центрів груп сейсмоприймачів і джерел називають пікетами. Відстань між пікетами приймають 100м. Відлік пікетів здійснюють від початку лінійного повздовжнього профілю. Так, 37-м пікетом профілю є точка, розташована у 3700м від початку профілю. Коли будують сейсмічні розрізи на профілі відмічають номери кожного десятого пікету.

Рисунок Схема формування сейсмограм ЗГТ, ЗТП та ОВ з сейсмограм ЗТВ

З сукупності сейсмограм ЗТВ (що мають загальну точку вибуху або збудження пружних хвиль) можна легко отримати сейсмограми ЗГТ (що мають загальну глибинну точку), сейсмограми ЗТП (з загальною точкою прийому) і сейсмограми ОВ (що мають однакове віддалення точки прийому від джерела збудження пружних хвиль). Сейсмограми ЗТП та ЗТВ мають число доріжок, яке дорівнює числу джерел пружних хвиль на профілі. Однак звичайним є 12 - 24 доріжки. Сейсмограми ЗТВ, ЗТП і ОВ використовують для корекції (уточнення) так званих статистичних поправок, які вводять у годографи ЗГТ у процесі їхньої обробки на ЕОМ. Однак головним призначенням сейсмограм ЗТВ, отриманих з малим кроком між джерелами, є утворення сейсмограм ЗГТ. Сейсмограми ЗГТ мають число доріжок, що дорівнює кратності простеження.

Сейсморозвідувальні роботи на окремих, не пов’язаних один з одним лінійних повздовжніх профілях про проводять у випадку регіональних та рекогносцирувальних досліджень. Профілі розташовують вхрест простягання осадової товщі гірських порід, що підлягають дослідженню, плікативних або диз’юнктивних дислокацій можливих у цих товщах. Профілі намагаються задавати прямими (без зламів), розташувавши їх на ділянках місцевості, найбільш сприятливих для пересування сейсморозвідувальної станції та обладнання, змонтованих на самохідних (колісних або гусеничних) транспортних засобах.

Коли сейсморозвідувальні роботи ведуть на пошук або детальну розвідку об’єктів глибокого буріння на нафту і газ, спостереження проводять по системі профілів, що утворюють мережу, форма і густина якої визначаються розмірами та особливостями будови пошукових об’єктів. Основну кількість профілів задають вхрест простягання дислокованих об’єктів, або їх окремих блоків. Кінці і середні ділянки профілів з’єднують декількома з’єднальними профілями, заданими у напрямку простягання гірських порід. Бажано, щоб на перетині основних і з’єднальних профілів розташовувались загальні для обох систем профілів джерела пружних хвиль. Треба, щоб профілі проходили по ділянках, сприятливим для збудження і прийому пружних хвиль. Завжди треба намагатись провести профілі через гирло глибоких свердловин, якщо вони є на площі робіт. Густота мережі профілів повинна бути більшою у разі вивчення великих та високоамплітудних структур густої у разі вивчення невеликих і малоамплітудних підняттів. Не слід допускати необгрунтоване згущення профілів, так і їх розрідження. Треба намагатись знайти раціональний оптимум у розміщенні і густоті мережі профілів.

Мережу профілів на місцевості з врахуванням проекту сейсморозвідувальних робіт розбиває геодезичний (топографічний) загін сейсмічної партії. Профілі прив’язують до тріангуляційної геодезичної сітки і розбиваються на пікети (через 100м) і нівелюються. Внаслідок цього по кожному пікету повинні бути відомими його планові координати і висота відносно рівня моря. Кожний профіль має свій номер, що складається з набору трьох пар цифр, з якої дві перші означають номер сейсмічної партії, тієї чи іншої організації (тресту), дві середніх – рік виробництва сейсморозвідувальних робіт і дві останніх – номер профілю цієї партії у цьому році.

У наш час удосконалюються методика і техніка просторових систем спостережень і обробка матеріалів на ЕОМ, щоб отримати найбільшу геологічну та економічну ефективність. Глибокі опорні, пошукові або розвідувальні свердловини у районі робіт дають можливість здійснити точнішу стратиграфічну прив’язку відбивальних горизонтів і використати у обробці матеріалів середні і пластові швидкості розповсюдження пружних хвиль у викритих ними товщах гірських порід шляхом безпосереднього виміру швидкостей у свердловинах. У свердловини на багатожильному кабелі спускають сейсмоприймачі (зонд) та за їхньою допомогою реєструються проходження пружних хвиль, збуджених на земній поверхні (вибухами), у внутрішніх точках середовища (гірських порід), що на 10-20м по глибині одна від одної. За часом перших вступів прямих хвиль і відомим відстаням вибух-прилад визначають середні і пластові (середні пластові) швидкості розповсюдження пружних хвиль у гірських породах. По хвильовій картині у свердловині можна визначити у розрізі основні відбивальні горизонти і виділити основні типи кратних відбитих хвиль. Цей метод свердловинних досліджень був запропонований Е. І. Гальперіним і отримав назву вертикального сейсмічного профілювання (ВСП).

Щоб виміряти швидкісну характеристику гірських порід у свердловинах використовується також методика імпульсного ультразвукового каротажу. У свердловину на кабелі спускається зонд, складений з одного або двох джерел ультразвукових хвиль і трьох приймачів, змонтованих на загальній базі у 2,5м. Виміри ведуться у точках, зміщених одна від одної на 1-2м по стовбуру свердловини. Середні і пластові швидкості цим методом вимірюються з похибкою у декілька процентів.

ОБРОБКА СЕЙСМОРОЗВІДУВАЛЬНИХ МАТЕРІАЛІВ НА ЕОМ ТА ЇХ ІНТЕРПРЕТАЦІЯ

Отримання часових і глибинних сейсмічних розрізів

Кінцевим результатом машинної обробки сейсмічних матеріалів методу відбитих хвиль є часовий або глибинний сейсмічний розріз, аналогічний геологічному. По горизонталі відкладають відстані від початку профілю, а по вертикалі у вибраному масштабі – часи пробігу відбитих хвиль від земної поверхні до відбивальних границь і назад. На глибинному сейсмічному розрізі по вертикалі наносять глибини (або абсолютні відмітки) залягання відбивальних горизонтів. На часових і глибинних сейсмічних розрізах аналогом відбивальних горизонтів є вісі синфазності хвильових пакетів. У процесі обробки необхідно максимально посилити чіткість запису звичайних відбитих хвиль і максимально згасити хвилі-завади, а також врахувати і виключити вплив на величини t і H необхідність будови гірських порід, що зверху границь відбиття.

Вихідним матеріалом для побудови часових і глибинних сейсмічних розрізів є отримані у полі сейсмограми ЗТВ по фланговій, центральній або іншій системі спостережень. Кожна сейсмограма має відомий номер профілю, пікет джерела пружної хвилі (у випадку вибухових джерел – глибина занурення заряду і вертикальний час), база стоянки центрів груп сейсмоприймачів для реєстрації. На підставі геодезичних робіт відомими є планові координати пікетів профілю і абсолютні відмітки їхньої висоти відносно рівня моря (нівелірувальний розріз вздовж профілю).

Усі проміжні операції з первинним матеріалом до його перетворення у кінцевий часовий або глибинний розріз виконує ЕОМ, процес обробки якої контролює спеціаліст, який задає кінцеві параметри обробки.

Спочатку виконуються всі первинні операції, щоб збудувати часові сейсмічні розрізи, з отриманими у полі магнітограмами. Отримані у полі аналоговими сейсмостанціями магнітограми повинні бути перетворені у цифрову форму з форматом магнітофонів ЕОМ за допомогою спеціального пристрою.

Отримані у полі цифровими сейсмостанціями магнітограми, повинні бути переписані у формат магнітофонів ЕОМ. Після цього магнітограми повинні бути демультиплексовані, тобто записані у формі, коли послідовно реєструються спочатку сейсмічні слова першого, далі другого, потім інших каналів.

Коли пружні хвилі у полі реєструються за допомогою ударних або вібраційних джерел, а накопичення (сумування) записів повторної дії не здійснюється, воно виконується на початковому процесі обробки. Якщо для збудження пружних хвиль у полі використовувалось вібраційне джерело, то після накопичення сейсмічних записів проводять їхню кореляцію, перетворення у форму, близьку до імпульсної. Накопичення сейсмічних записів, отриманих за незмінного розташування джерел і приймачів, називають вертикальним сумуванням, на відміну від сумування записів, отриманих за різного розташування джерел і приймачів вздовж профілю (горизонтального сумування).

У процесі реєстрації приходу пружних хвиль аналоговими сейсмостанціями сейсмічні записи підлягають автоматичній регуляції амплітуд і полосовій фільтрації. Тому виконувати ці операції у підготовчий період обробки сейсмограм на ЕОМ немає потреби. Коли прихід пружних хвиль реєструвався у полі на цифрових сейсмостанціях, підсилювачі яких не мають полосових фільтрів, у процесі демультиплексування запису здійснюється відновлення істинних амплітуд коливань та їхнє програмне регулювання, а також їхня попередня полосова частота фільтрація. Крім того, на початковій стадії обробки здійснюється деконволюція записів (їхня зворотна згортка або зворотна фільтрація).

Операція деконволюції дозволяє прибрати відмінності у формі імпульсів, зумовлені змінами умов збудження і прийому пружних хвиль, шляхом вимірювання їхніх спектрів та скороченням тривалості хвильових пакетів. Регулювання записів з метою вирівнювання їхніх амплітуд, їхня частотна фільтрація і деконволюція створюють оптимальні умови з наступним їх сумуванням та іншими багатоканальними перетвореннями на наступних стадіях обробки. Вони створюють найкращі можливості роздільного виділення на запису пружних хвиль, що швидко слідують одна за одною, при цьому підвищивши тип самим його роздільність.

Регулювання амплітуд робить запис придатним для візуального вивчення та аналізу. Візуальний аналіз є необхідним, щоб розрахувати і ввести корегуючі поправки, контролювати хід і якість подальшої обробки матеріалів на ЕОМ і вибрати кінцеві, оптимальні параметри обробки. Якщо виникає необхідність відновлення істинної інтенсивності (амплітуд) відбитих хвиль на тих чи інших часах приходу, щоб врахувати зміни відбивальних властивостей границь або наглитальних властивостей товщ, які покривають (підстилають), використовують програмне регулювання амплітуд за відомим законом зміни у часі чутливості коригувального каналу. Коли цього не потрібно, можна застосувати схему автоматичної цифрового регулювання амплітуд.

Перед подальшою обробкою демультиплексовані, відрегульовані по амплітудам, відфільтровані і т. д. Цифрові магнітограми підпадають сукупності контрольних операцій, які мають назву редактування. Магнітограми або їхні окремі доріжки, які непридатні з-за ряду причин (відсутність запису, сильне спотворення корисних хвиль інтенсивними завадами), відбраковуються і виключаються з подальшої обробки. Виявляють і справляють сейсмограми або їхні окремі доріжки з зворотною полярністю. Вибирається часовий інтервал сейсмічних записів.

З обробки змінюються також початкові ділянки сейсмограм ЗТВ з інтервалом часу 0,2-0,4с після приходу перших хвиль. Ці ділянки сейсмограм характеризуються високою інтенсивністю прямих або заломлених хвиль.

Пружні хвилі практично реєструються не на плоскій, а на криволінійній земній поверхні (характер якої визначається рельєфом), а в умовах непостійності параметрів верхньої частини розрізу (потужності і швидкостей розповсюдження пружних хвиль у зоні низьких та знижених швидкостей). Це призводить до того, що форма фазових годографів, що спостерігаються, відбитих хвиль відрізняються від розглянутих раніше ідеалізованих умов.

Щоб обмежити вплив рельєфу земної поверхні і неоднорідної будови верхньої частини розрізу, у сейсмограми і годографи ЗПХ та ЗГТ повинні вводитись статистичні поправки. З цією метою на деякій абсолютній відмітці нижче підніжжя ЗНШ, вибирається площина приведення, яка умовно приймається за поверхню збудження і прийому пружних хвиль. З реально спостереженого часу пробігу пружних хвиль віднімається сума часу, який потрібний був би пружній хвилі на пробігу від джерела збудження до площини приведення і від площини приведення до пункту приймання хвилі. Таким шляхом реальні умови збудження і прийому пружних хвиль замінюються тими ідеалізованими, для яких проводиться розрахунок і аналіз особливостей годографів пружних хвиль різного типу. У випадку складного поверхневого рельєфу і непостійності параметрів у породах ЗНШ для кожного пункту прийому і положення джерела пружних хвиль статичні поправки будуть різними.

Далі постає одна з основних операцій обробки сейсмограм ЗГТ – їхнє горизонтальне синфазне сумування з метою підвищення інтенсивності звичайних однократних відбитих хвиль на сумарному запису і зменшення на ньому інтенсивності багатократних відбитих хвиль та інших хвиль-завад.

Раніше було показано, що кривизна годографа ЗГТ однократно відбитої хвилі залежить від часу t₀ її приходу у точку з абсцисою x=0 (у точку збудження пружної хвилі) і від V_ЗГТ=V/cos. Щоб коливання, викликані приходом відбитих хвиль, синфазно просумувати, треба знати закон зміни V_ЗГТ від t₀. Врахувавши цей закон необхідно для різних значень t₀ та x розрахувати гіперболічні криві, на яких повинні лежати вісі синфазності однократних відбитих хвиль, і по цим кривим просумувати сейсмограми ЗГТ. Внаслідок горизонтального синфазного сумування коливання, викликані приходом звичайної відбитої хвилі, будуть відмічені інтенсивним імпульсом. Якщо на цьому ж або на сусідньому з t₀ часу на сейсмограмі ЗГТ була зареєстрована багатократна відбита хвиля з більш крутим, ніж у однократної відбитої хвилі, годографом, то внаслідок синфазного сумування вона буде послаблена порівняно зі звичайною однократною хвилею. Буде послаблено у разі сумування за рахунок статистичного ефекту і фон всіляких хвиль-завад інших типів, на якому ще більш рельєфно буде виділятись звичайна однократно відбита хвиля.

Сумування сейсмограм ЗГТ по гіперболічним кривим можна замінити сумуванням по прямим лініям, якщо попередньо сприяти вісі синфазності годографів однократних відбитих хвиль на сейсмограмах ЗГТ. З цією метою для різних значень x, t₀, та V_ЗГТ=f(t₀) можна розрахувати величини

( ),

які називають розрахунковими кінематичними поправками. Ввівши ці поправки у записи усіх доріжок сейсмограми ЗГТ (зменшивши на них час приходу хвилі на величину _x), ми тим самим проведемо операцію спрямування осей синфазності звичайних однократних хвиль, еквівалентну спрямуванню годографів ЗГТ цих хвиль, на площині годографа. Вісі ж синфазності багатократних відбитих хвиль з крутішими годографами при цьому не будуть спрямованими і у разі сумування по прямим лініям будуть складатись несинфазно. На рисунку суцільними лініями зображено годографи ЗГТ двох хвиль.

Рисунок Спрямування годографа ЗГТ однократної відбитої хвилі шляхом введення кінетичної поправки. На часі t=8.0c (коли x=0) знаходиться годограф ЗГТ однократно відбитої хвилі На часі t=1.1c знаходиться годограф ЗГТ однократно відбитої хвилі з меншою швидкістю V_ЗГТ. Для віддаленішої точки годографа ЗГТ однократної відбитої хвилі кінетична поправка дорівнює ₁.

Після введення таких кінематичних поправок гіперболічний годограф ЗГТ однократної відбитої хвилі перетворюється у пряму лінію, показану на рисунку пунктиром. Якщо ці кінематичні поправки ввести у годограф ЗГТ кратно-відбитої хвилі, то він займе положення, показане на рисунку пунктиром також. Але це не буде пряма лінія, а крива гіперболічного вигляду. Годограф ЗГТ багатократної хвилі залишиться недоспрямованим. Для його спрямування потрібно ввести інші більші кінематичні поправки ₂.

Щоб отримати за результатами горизонтального сумування доріжок сейсмограм ЗГТ найкраще виділення однократних хвиль і подавлення кратних хвиль, потрібно точніше знати залежність V_ЗГТ від t₀ і проводиться корекція кінематичних поправок.

Як наслідок цих мір, прийнятих, щоб підвищити відносну інтенсивність однократних хвиль, вони на сумарних записах виділяються більшими амплітудами порівняно з фоном, на якому вони записані. Якщо при цьому достатньо стабільною є їхня форма і невеликою тривалість коливань за фронтами кожної відбитої хвилі, то на часових розрізах вдається прослідкувати зміну характеру залягання різних відбивальних горизонтів вздовж лінії профілю, наявність та відсутність у них плікативних або диз’юнктивних дислокацій, зон виклинювання і багато інших особливостей глибинної геологічної будови ділянок площі, які вивчаються сейсморозвідкою. Тому часові сейсмічні розрізи і називаються аналогами глибинних геологічних розрізів.

Коли складається часовий сейсмічний розріз, то коливальний процес, як результат горизонтального сумування сейсмограми ЗГТ (з введеними статичними та кінематичними поправками), зображується під пікетом мінімуму годографа ЗГТ. Вісі синфазностей однократних відбитих хвиль на часовому сейсмічному розрізі та їхня конфігурація відображують характер залягання границь розділу, але не зовсім точно. Це відбувається тому, що всі хвильові імпульси, що відповідають приходом відбитих хвиль у точку мінімуму годографа ЗГТ, ми зображуємо на лінії, нормальній (перпендикулярній) до земної поверхні (площі приведення) у цій точці. Загальні ж глибинні точки або площадки будуть лежати на цій лінії лише у тому випадку, якщо відбивальні границі залягають горизонтально, тобто паралельно земній поверхні. У такому випадку центральний промінь, нормальний до відбивальної площини, буде одночасно і вертикальним променем. Тільки у цьому випадку можна ототожнювати положення хвильового імпульсу на часовому розрізі з положенням загальної глибинної точки або площадки на глибинному геологічному розрізі, або часовому аналозі.

У випадку, коли відбивальні границі під нахилом загальні глибинні площадки фактично зміщені вправо або вліво відносно вертикальної лінії, яка проходить через точку мінімуму ЗГТ і тим далі від неї, чим більшим є кут нахилу відбивальної поверхні. Щоб часовий сейсмічний розріз найчастіше відповідав глибинному геологічному розрізу, то необхідно перший суттєво перебудувати. Для цього треба хвильовий імпульс відбитої хвилі на часовому розрізі, який знаходиться у точці А з координатами x₁ та t₁, перемістити у точку В з координатами x₂ та t₂ (рисунок ).

Рисунок Схема сейсмічного зносу хвильового імпульсу сумарної траси сейсмограми ЗГТ з точки А з координатами x₁ та t₁ у точку В з координатами x₂ та t₂, яка є точкою істинного положеня загальної глибинної площадки у разі залягання відбивальних границь під нахилом.

Тут x₁ – абсциса точки мінімуму годографа ЗГТ, а x₂ – абсциса загальної глибинної точки (або центру загальної глибинної площадки). Час t₁ дорівнює подвоєному часові пробігу хвилі з загальної глибинної точки до земної поверхні (площині проведення) по нормалі до відбивальної поверхні, а час t₂ дорівнює подвоєному часу пробігу хвилі з загальної глибинної точки до земної поверхні (площини приведення) по нормалі до останньої.

Операція переміщення хвильових імпульсів з точок з координатами x₁, t₁ у точки з координатами x₂ t₂ називається сейсмічним зносом, а отриманий як наслідок новий розріз – часовий сейсмічний розріз зі зносом. На часовому сейсмічному розрізі зі зносом можна ототожнювати положення кожного імпульсу відбитої сейсмічної хвилі з положенням відповідного йому елементу відбиваючої поверхні. Різниця між часовим сейсмічним розрізом зі зносом і глибинним геологічним розрізом полягає лише у їхніх різних вертикальних масштабах. Але й цю відмінність можна прибрати, якщо вздовж ліній сейсмічних профілів або в межах дослідної площі є відомий закон зміни середніх (або пластових) швидкостей від часу приходу відбитих хвиль. У цьому випадку часові сейсмічні розрізи зі зносом можуть бути збудовані у глибині сейсмічні розрізи, аналогічні звичайним геологічним розрізам. Різниця між ними у наступному. На геологічних розрізах границі між породами позначаються лініями, а їхня літологічна характеристика умовними позначками. Літерними і цифровими індексами позначається вік гірських порід. На глибинних сейсмічних розрізах зображується характер коливального процесу вздовж лінії профілю. Аналогом границь розділу на них є вісями синфазностей однократно відбитих хвиль, які характеризують залягання окремих горизонтів розрізу, зміну їхніх потужностей, наявність в них складок, розривних порушень, виклинювань, областей неузгодженого залягання і інших особливостей їхньої будови.

Сейсморозвідкою починають вивчатись зміни літологічної будови окремих товщ і характер насиченості порід-колектрорів на основі детального вивчення швидкостей розповсюдження пружних хвиль і динамічних характеристик хвиль. Ці особливості на часових або глибинних сейсмічних розрізах починають зображувати у кольорі з використанням різних фарб.

Часовий або глибинний сейсмічний розріз є кінцевим продуктом обробки сейсмограм ЗГТ на ЕОМ.

Передбачення (прогнозування) геологічного розрізу (ПГР) за характером зміни пластових швидкостей і динаміки відбитих хвиль.

Методика ЗГТ дає можливість з високою точністю визначити V_згт, V_еф, середні пластові швидкості V_пл і закономірності їх змін вздовж лінії профілю і по площі. Отже, з’являється можливість достовірніше визначити глибини і характер залягання геологічних границь розділу і виявляти структурні пастки, які накопичують промислові поклади нафти і природного газу.

Крім того, достовірно знайдені закономірності змін вздовж профілю і по площі середніх пластових швидкостей розповсюдження повздовжніх пружних хвиль у поєднанні з спостереженими змінами динамічних особливостей відбитих хвиль дозволяють робити висновок про зміну літології, фаціального складу, характеру флюїдів, що насичує поровий простір гірських порід у межах шару досліджень (інтервалу). Далі коротко викладаються шляхи можливого розв’язку таких задач, які нерідко об’єднані терміном передбачення геологічного розрізу (ПГР). Групу задач, пов’язаних з визначенням характеру флюїду, що насичує поровий простір, іноді називають прямими пошуками родовищ нафти і газу. Необхідно відмітити, що ідея використання даних сейсморозвідки відбитими хвилями, щоб оцінити нафтогазонасиченість порід колекторів, була уперше висловлена ще раніше до того, як з’явились техніко-методичні засоби, необхідні для практичної її реалізації. Розв’язок цих задач став можливим після переходу на цифрові сейсморозвідувальні станції, які здійснюють реєстрацію пружних хвиль з градуювальним регулюванням амплітуд.

Швидкість розповсюдження повздовжніх пружних хвиль залежить від їхнього літологічного складу. Однак ряд гірських порід різного літологічного складу можуть мати однакові значення швидкостей. Тому тільки зі значення швидкостей не можна визначити характер гірської породи. Однак, якщо за геологічними даними відомо якими гірськими породами складена осадова товща у районі сейсморозвідувальних робіт, то за даними сейсморозвідки (часовим і глибинним розрізам і графіку пластових швидкостей) можна скласти доволі точний розріз гірських порід, який має місце у тій або іншій точці вивченої площі. Значення інтервальних швидкостей достатньо надійно покажуть, які з виділених шарів представлені глинами. Пісковиками, карбонатними, гідрохімічними осадами. Значення швидкостей у цих літологічних різновидах будуть непрямо характеризувати ступінь їхнього ущільнення, глинистості, піскуватості, доломітизації, окремніння, загіпсованості і т. д.

Слід відмітити, що ці дані дуже важливі, коли потрібно високоякісне проектування глибокого пошуково-розвідувального буріння, особливо на нових площах. На підставі цих даних буде вибрана найпростіша (обгрунтованіша) конструкція свердловини, підраховано реальний графік буріння свердловин та інші параметри буріння. Бажано, щоб геофізики за значеннями інтервальних швидкостей найбільш точно і однозначно диференціювали гірські породи, що складають геологічний розріз по твердості, що дозволить спеціалістам з буріння обгрунтовано розрахувати якісно і кількісно їхню потребу у різальному бурильному інструменті.

Достовірно встановлені в тому чи іншому часовому інтервалі сейсмічного розрізу або у ряді інтервалів зміни пластових швидкостей можуть бути зумовлені одним або сукупністю вказаних раніше факторів, що впливають на швидкості розповсюдження пружних хвиль у гірських породах. Щоб точніше визначити вирішальний фактор, або їхню сукупність у кожному конкретному випадку треба врахувати усі наявні дані про особливості будови площі, що вивчається (геологічні, промислово-геофізичні), а також динамічні і кінематичні особливості відбитих хвиль, характерні для горизонтів, які вище і нижче, правіше і лівіше області швидкісної аномалії, яка спостерігається. До числа цих динамічних і кінематичних особливостей відносять зміни вздовж профілю і у зоні швидкісної аномалії інтенсивностей (амплітуд) хвиль, відбитих від границь розділу, зміни полярності хвиль, згасання хвиль, зміни характеру осей синфазності відбивальних горизонтів, що лежать усередині, вище і нижче області швидкісної аномалії і т. п.

Щоб в інтерпретації швидкісної аномалії можна було використовувати характер зміни інтенсивності відбитої хвилі вздовж лінії профілю, або по площі, необхідно відокремити спотворення, внесені схемами неградуйованих регуляторів амплітуд у процесі реєстрації, обробки польових матеріалів і побудови часових розрізів (необхідно відновити істинні інтенсивності відбитих хвиль). Ця задача розв’язується простіше, коли виробництво сейсморозвідувальних робіт у морі, внаслідок сталості умов збудження і прийому пружних хвиль у водному середовищі. Коли робота на суші через мінливість параметрів гірських у ділянках збудження і прийому пружних хвиль, задача відновлення істинних інтенсивностей відбитих хвиль вздовж лінії профілів стає більш важкою, але з можливим розв’язком.

Легше за все відновити істинні інтенсивності відбитих хвиль за відомими параметрами A, B, C у разі використання програмного регулювання амплітуд. Коли сейсморозвідувальні роботи на суші для надійнішого використання динаміки хвиль в геологічній інтерпретації, намагаються усіма засобами зберегти постійними умовами збудження і прийому пружних хвиль, точніше вводити і коректувати статичні і кінематичні поправки. Шляхом збільшення кратності перекриттів, зменшення кроку квантування та іншими прийомами намагаються максимально згасити кратні та інші хвилі-завади, щоб забезпечити реєстрацію звичайних однократних відбитих хвиль у разі найбільшого відношення сигналу завада. У протилежному випадку за рахунок інтерференції однократних хвиль з кратними можуть утворюватись несправжні амплітудні аномалії, не пов’язані з факторами, що зумовлюють швидкісні аномалії у тих чи інших інтервалах часових розрізів.

Суттєві зміни середніх пластових швидкостей у окремих часових інтервалах сейсмічних розрізів, що відповідають тим або іншим стратиграфічним товщам, дозволяє у багатьох випадках відмітити значні фаціальні і літологічні зміни гірських порід, що їх складають, виділити зони інтенсивних тектонічних рухів та інші особливості історії їхнього формування та розвитку. Тому на часовому або різними фарбами (різної інтенсивності) необхідно зображувати диференціацію виділених пластів за інтервальними швидкостями.

Порівняно невеликі зміни абсолютних значень середніх пластових швидкостей легше замітити у тих випадках, коли самі середні пластові швидкості незначні. У цьому випадку будуть спостерігатись великі зміни їх відносних значень. Тому швидкісні аномалії легше спостерігати і аналізувати у районах, складених порівняно молодими і неглибокими пісково-глинистими відкладами. У районах, складених ущільненими осадами, а також високошвидкісними карбонатними відкладами, ці аномалії у наш час важко достовірно виявити і витлумачувати.

Якщо у деякому часовому інтервалі сейсмічного розрізу, складеного чергуванням піскових і глинистих прошарків, спостерігається зміна середніх пластових швидкостей, що не супроводжується динамічними аномаліями і подібною зміною швидкостей у вищих інтервалах, то можна допустити що вона пов’язана зі зміною вмісту у цьому інтервалі глин і пісковиків. Оскільки глини мають у середньому більш низькі швидкості, ніж пісковики, збільшення глинистості розрізу викличе зменшення у ньому середніх пластових швидкостей і навпаки. Зони з підвищеною піскуватістю розрізу можуть локалізувати ділянки з кращими колекторськими властивостями, до яких можуть бути приурочені потенційно продуктивні товщі або горизонти.

Збудувавши для вивченої площі структурну карту по покрівлі (або підніжжю) інтервалу з непостійною пластовою швидкістю і карту рівних значень інтервальних швидкостей, можна перейти до побудови карти рівних значень пісковитості або глинистості розрізу у відсотках до об’єму пісково-глинистих порід, що складають цей інтервал. Для цього за допомогою наявних геологічних та промислово-геофізичних матеріалів провінції, що вивчається, треба збудувати криві зміни інтервальних швидкостей з глибиною для пісково-глинистих порід з різним відсотковим вмістом пісків (від 0 до 100%). За допомогою цих кривих і структурної карти по покрівлі (або по підніжжю) розглянутого інтервалу, можна збудувати карту рівних значень вмісту (у відсотках) пісків у розглянутій товщі гірських порід на вивченій сейсморозвідкою площі.

Рисунок Карти глибин залягання (у м) (б) і середніх пластових (у км/с швидкостей (в) розповсюдження пружних хвиль у інтервалі розрізу пісково-глинистих гірських порід, а також для району сейсморозвідувальних робіт карта зміни по площі пісковитості (у відсотках) порід у інтервалі, що досліджується (г) і сімейство кривих залежності швидкостей від глибини залягання і пісковитості порід (д).

На рисунку , а - в наведені карти глибин залягання покрівлі, ізопотужностей і середніх пластових швидкостей одного з часових інтервалів розрізу, складеного піщано-глинистими осадками. За допомогою сімейства кривих (рисунок , д) і карт середніх пластових швидкостей і глибин залягання покрівлі порід розглянутого інтервалу збудована карта вмісту пісків у породах (рисунок г).

На підставі швидкісних аномалій, а також сукупності динамічних і кінематичних особливостей однократних відбитих хвиль на часових розрізах можна зробити судження про наявність рифових масивів у товщі осадових гірських порід, до яких нерідко приурочені не особливо великі за розмірами і записами, але з великим дебітом нафтові родовища.

Якщо рифогенні вапняки підстеляються і перекриті осадовими породами з чіткими відбивальними границями розділу і відрізняються швидкостями розповсюдженням пружних хвиль від гірських порід, що вміщує, то у районі рифового масиву буде спостерігатись аномалія швидкості. Якщо швидкості у рифогенних вапняках вищі, ніж у навколишніх гірських породах, то буде спостерігатись збільшення пластової швидкості у породах, що вміщують. Якщо усередині інтервалу розрізу. Де вміщено тіло рифу, були відбивальні горизонти, то вони перестануть простежуватись, або ж їхнє простеження погіршується на ділянці профілю, де знаходиться риф. Вище рифового масиву часто спостерігаються антиклінальні перегини, зумовлені явищем обтікання тіла рифу молодшими за віком складками (у процесі їхнього відкладення). Вісі синфазності від відбивальних горизонтів нижче рифового масиву, внаслідок більш високих швидкостей розповсюдження пружних хвиль у рифогенних вапняках, утворюють позірні невеликі антиклінальні перетини. Все викладене схематично зображено на рисунку

Рисунок Схематична хвильова картина (б), що спостерігається у інтервалі часового розрізу, у межах якого розташовано тіло рифового масиву (а)

На рисунку а показаний інтервал геологічного розрізу, що вміщує рифовий масив. На рисунку б зображено положення осей синфазності однократного відбитих хвиль від границь розділу, які вище і нижче, лівіше і правіше тіло рифу. Усередині рифу відбивальні горизонту, як правило, відсутні і хвильова картина нагадує ту, яка спостерігається у областях розвитку солянокупольної тектоніки.

За останні роки, у результаті різкого підвищення якості часових сейсмічних розрізів, по сполученню динамічних і кінематичних ознак стали впевненіше картуватись невеликі структури, приурочені до горстоподібних лінійних розломів у товщі зануреного кристалічного фундаменту. У породах фундаменту виявляють також довгі, але вузькі грабеноподібні промені, що формуються у низах осадової товщі тектонічного або літологічно екранованих пасток для нафтових покладів (рисунок ).

Рисунок Тектонічно (літологічно) екранована пастка на розрізі (а) і у плані (б), зумовлена грабеноподібним розломом.

1 – грабеноподібний розлом; 2 – нафтонасичена частина пласта.

За локальними змінами характеру сейсмічного запису на часових розрізах, які є результатом (інтерференції відбиттів від покрівлі та підніжжя середовищ з потужністю, яка зменшується або збільшується, у поєднанні зі швидкісними аномаліями, вдається картувати райони розвитку русел давньої гідрографічної мережі, заповнених крихкими осадами, які можуть бути хорошими колекторами промислових скупчень нафти і газу. За цими ж признаками вдається картувати ділянки регіональних і локальних виклинювань окремих товщ, які складають розріз осадових гірських порід, які можуть бути об’єктами пошуку літолого-стратиграфічних покладів.

Локальне зменшення швидкостей розповсюдження пружних хвиль може спостерігатись у піщаному шарі, який підстилається або перекривається глинами у тих випадках, коли він утворює структурну пастку, у межах якої її пори заповнені газом і нафтою. У цьому випадку крім швидкісної аномалії повинна спостерігатись зміна вздовж лінії профілю динаміки запису за рахунок нестабільності знаку коефіцієнта відбиття у покрівлі пласта, появлення відбиттів від газонафтових і водонафтових контактів. Можуть спостерігатись викривлення осей синфазності у глибинних горизонтах за рахунок локальних змін швидкостей у нафтогазонасиченій ділянці піщаного шару. Пояснення за допомогою схематичних рисунків.

Рисунок Схема зміни динамічних і кінематичних особливостей відбитих хвиль у районі нафтогазових покладів.

На рисунку а зображено потужний піщаний шар, що утворює локальну структуру, у склепінні якої газова шапка, що лежить у нафтонасичених пісковиках, які у свою чергу лежать на водонасичених пісковиках. Внаслідок цього утворені три відбивальні границі розділу. Перша приурочена до покрівлі піщаного пласта, друга до газонафтового контакту і третя до водонафтового контакту.

Найменшими швидкостями (V₂) і густинами характеризуються газонасичені пісковики. Дещо вищою є швидкість (V₃) і густина у нафтонасичених пісковиків. Водонасичені пісковики мають більші швидкості (V₄) і густину, ніж нафто-і газонасичені пісковики. Нехай швидкість у глинах (V₁), які зверху пісковика буде значно нижчою, ніж у водонасичених пісковиках, але значно вищою, ніж у газо-і нафтонасичених. Розглянемо вісі синфазностей хвиль, відбитих від цих трьох відбивальних границь розділу (рисунок б). Розглянуті співвідношення швидкостей і густин у породах закладу і у навколишніх породах вказують, що хвилі, відбиті від газонафтового і водонафтового контактів, будуть хвилями стискування. Інтенсивність і полярність хвиль, відбитих від підніжжя глин, що покривають поклад, будуть змінюватись вздовж лінії профілю залежно від того, з якими пісковиками (водоносними, нафтоносними або газоносними) вони контактують, тому що від цього будуть змінюватись значення і знак коефіцієнтів відбиття А. За межами покладу, де глини контактують з водонасиченими пісками, коефіцієнт відбиття А буде незначним і позитивним (V₄>V₁) і відбиті хвилі будуть хвилями стискування. На ділянках, де глини перекривають нафтонасичені піски, відбиті хвилі будуть інтенсивнішими, стануть хвилями розрідження. Іншими словами, інтенсивність і полярність відбитої від підніжжя глин хвилі будуть змінюватись вздовж профілю. У районі покладу її полярність буде зворотною по відношенню до полярності хвиль, відбитих від газонафтового і водонафтового контактів. Внаслідок того, що нафтогазоносні пісковики мають знижені швидкості, осі синфазностей хвиль, відбитих від горизонтальних газонафтових і водонафтових контактів, на часових розрізах будуть мати увігнуту форму.

Картина, зображена на рисунку схематична і ідеалізована. Коли мала потужність газової шапки і нафтової облямівки (менше 0,1 довжини хвилі) вісі синфазностей хвиль, відбитих від газо-водонафтового контактів і підніжжя глинистої покришки, можуть не розділятись достатніми часовими інтервалами, будуть інтерферувати одна з одною, створивши складну хвильову картину. Але при цьому найстійкішою буде зміна амплітуд відбиттів від підніжжя покришки з областю найбільшої інтенсивності, приуроченої до району газового покладу. Локальні ділянки часових розрізів у зонах газонафтових покладів, для яких характерним є різка зміна інтенсивностей (амплітуд) та інші динамічні і кінематичні особливості осей синфазностей, називають яскравими плямами. У районі яскравих плям характер сейсмічного запису значно відрізняється від сусідніх ділянок, у розрізі яких нафтогазонасиченість відсутня.

На рисунку наведена ділянка часового розрізу. У середній її частині видно характерну амплітудну аномалію (яскраву пляму), пов’язану з покладами вуглеводнів у шарі яких створює дуже пологу антиклінальну складку.

Рисунок Часовий розріз у районі газового покладу у піщано-глинистих відкладах.

На рисунку а наведено ділянку звичайного часового сейсмічного розрізу по одному з профілів, що перетинають нафтове родовище і обробленого на ЕОМ по програмі відновлення істинних амплітуд відбиттів (рисунок б). На ньому чітко видно яскраву пляму, приурочену до покладів вуглеводнів.

Рисунок Часовий сейсмічний розріз звичайний (а) і з відновленими істинними амплітудами (б) відбитих хвиль.

Здійснюються спроби за допомогою динамічних і кінематичних характеристик яскравих плям оцінки можливі записи вуглеводнів у покладах. З цією метою використовується методика сейсмічного моделювання, що дозволяє розрахувати за даними параметром моделі шару і положенням газорідинних контактів інтервал теоретичного часового сейсмічного розрізу. Змінюючи параметри шару (його форму, потужність, положення газорідинних контактів, швидкості і густини окремих його зон, навколишніх порід), добиваються методом підбору найкращої відповідності ділянки теоретичного часового розрізу експериментально спостереженому після відновлення на ній істинних амплітуд відбитих хвиль. З цією метою використовується методика побудови систематичних сейсмограм.

Рисунок Часовий розріз з яскравою плямою (а), відповідний до нього інтервал геологічного розрізу (в), отриманий за методикою сейсмічного моделювання шляхом побудови синтетичної сейсмограми (б).

На рисунку приведено приклад сейсмічного моделювання. Моделювання – підбір параметрів і характеру залягання газоносних пісків у глинах, які зумовлюють найближчі до реально спостережених у яскравій плямі динамічні та кінематичні особливості ділянки часового розрізу. Щоб отримати найкращий результат іноді перебирають по декілька десятків варіантів моделей. Знання коефіцієнтів і потужностей газоносних пісків вздовж сейсмічних профілів і по площі, положення газоводяних контактів, пористості пісків (за густиною та глибиною залягання), дає можливість визначити об’єм, зайнятий стисненим газом у пастці, та його запаси.

Слід ще раз зазначити на необхідність дуже високої якості первинних сейсмічних матеріалів та їхньої обробки, щоб достовірно виявити амплітудні аномалії. Так, неповне погашення кратних хвиль, недостатня точність корекції статичних поправок, похибки визначення V_ЗГТ у разі сумування сейсмограм ЗГТ, можуть створювати фальшиві амплітудні аномалії. Фальшиві амплітудні аномалії можуть бути зумовлені фокусуванням відбитих хвиль, коли вони відбиваються і проходять (заломлюються) на увігнутих і випуклих границях розділу. Вони можуть бути зумовлені також літологічною і фаціальною неоднорідністю порід, які нижче відбивальної границі розділу і т. д.

Щоб впевненіше ототожнювати амплітудну аномалію, зумовлену нафтогазоносними шарами, необхідно прийняти до уваги ряд інших факторів. Найдостовірнішими є амплітудні аномалії, приурочені до регіонально продуктивних товщ. У випадках, коли нафтогазоносні відклади мають значні потужності, вісі синфазностей хвиль, відбитих від границь розділу, що їх підстилають, будуть мати прогнуту форму, при чому ступінь прогину та його ширина зростають зі збільшенням часу пробігу відбитих хвиль. Під ними також спостерігаються зниження інтенсивності відбитих хвиль за рахунок втрати їхньої енергії на відбиття і поглинання. За сприятливих сейсмогеологічних умов наявність значних нафтогазоносних зон, приурочених до високопористих колекторів на глибинах 3км, може бути встановлено за сукупністю вказаних раніше признаків з достовірністю 75%. Вказані признаки дозволяють виявити і рекомендувати до буріння найперспективніші товщі.

Американські вчені стверджують, що структурна сейсморозвідка дозволила у 10 разів збільшити ймовірність знайдення родовищ нафти і газу порівняно з бурінням “диких котів” (свердловин, що закладені за сукупністю різних геологічних уявлень). Сукупний комплексний аналіз кінематичних і динамічних особливостей відбитих хвиль збільшує успіх буріння у декілька разів. У США 7 свердловин з 8 не виявляли нафти і газу і лише одна з 25 встановлювала промислові родовища, які покривали усі попередні затрати на розвідку і приносили великі прибутки нафтовим монополіям. Рекомендації з введення у буріння площ, за комплексом кінематичних і динамічних ознак у деяких районах світу призвели до того, що коло 60% розвідувальних свердловин стали продуктивними. Це, в основному, райони, розташовані у шельфових зонах, складені молодими, пісково-глинистими осадами, з порівняно неглибоким заляганням нафтогазоносних товщ.

За матеріалами сейсморозвідувальних робіт неможливо зробити висновок про ступінь нафтогазоносності шарів. Незначне газонасичення призводить до появи достатньо чітких аномалій.

Експериментальні дані про поглинання пружних хвиль у гірських породах у разі використання ультразвукового діапазону частот свідчить про сильніший вплив літології, структури порового простору, типу флюїду, що заповнює пори, на поглинання пружних хвиль, чим на швидкість їхнього розповсюдження. Встановлено, що поглинання пружних хвиль у глинах більше, ніж у пісковиках, у крихких породах вище, ніж у зцементованих. Нафтогазоносні породи поглинають енергію пружних хвиль значно сильніше, ніж водонасичені. У сейсмічному діапазоні частот важко розділити вплив цих факторів на поглинання пружних хвиль у нафтогазоносних товщах порівняно з водонасиченими збільшуються (у декілька разів).

Здійснювались успішні спроби використання поглинання пружних хвиль, щоб віднайти у гірських породах нафтогазоносні товщі, як додаток до розглянутих раніше кінематичних і динамічних ознак їхньої наявності у розрізі. Врахувавши, що інтенсивніше поглинаються високочастотні складові спектру крізь нафтогазоносні породи, можна припустити, що різкіше повинна змінюватись функція автокореляція осей синфазностей хвиль, відбитих від горизонтів вищих та нижчих за нафтогазоносні товщі. Були створені та з успіхом випробувані програми (М. Б. Рапопорт), які дозволяли за допомогою часових вікон отримувати і кількісно зіставляти на ЕОМ функції автокореляції вказаних вище горизонтів і на цій підставі зробити висновок про наявність або відсутність між ними високопоглинальних нафтогазоносних товщ. За рахунок поглинання хвиль відмічається низькочастотний характер відбиттів від підніжжя газоносних пісків і більш високочастотний – від підніжжя водонасичених за рахунок більшого поглинання високочастотних складових спектру газонасиченими пісками.

Щоб підвищити надійність висновків про наявність вуглеводнів в осадових товщах гірських порід і виключення можливих помилкових висновків необхідно:

а) повніше та всебічніше використовувати та враховувати наявну геологічну та промислово-геофізичну інформацію про глибинну будову площ, які вивчаються;

б) забезпечити високоякісне проведення наземних польових робіт і обробку сейсмічних матеріалів;

в) удосконалення алгоритмів та програм відновлення істинних амплітуд відбитих хвиль та врахування поглинання пружних хвиль гірськими породами у процесі їхнього розповсюдження, особливо коли виробництво наземних сейсморозвідувальних робіт;

г) виділяти перспективні ділянки лише за сукупністю динамічних і швидкісних аномалій, кінематичних особливостей хвиль та інших ознак не тільки у зоні яскравих плям, але й у областях, які вище і нижче цієї зони;

д) використовувати повздовжні та поперечні відбиті хвилі, на розповсюдження яких наявність вуглеводнів буде впливати по різному; вже встановлено зв’язок між відношенням швидкостей розповсюдження поперечних і повздовжніх пружних хвиль (V_S/V_P) та нафтогазонасиченістю розрізу;

е) використовувати у майбутньому більш частотну сейсморозвідку для впевненішого картування нафтогазоносних шарів малої потужності і забезпечення підвищеної точності визначення коефіцієнтів поглинання у них пружних хвиль (на більш високих частотах).

Коли розглядались амплітудні і швидкісні аномалії викликані нафтогазоносними товщами, робилось припущення, що швидкості і густини у породах, що їх покривають і підстилають, залишаються в основному постійними вздовж лінії профілю і по площі. Однак у нафтогазоносних районах спостерігаються випадки значних зменшень швидкостей розповсюдження пружних хвиль у порівняно однорідних за літологічним складом піщано-глинистих відкладах, що на одних і тих же глибинах. Це явище пояснюється тим, що флюїди які заповнили поровий простір породи, знаходяться під дуже великим тиском, який значно перевищує гідростатичний. Поровий тиск у гірській породі, що перевищує гідростатичний, називають аномально високим пластовим тиском(АВПТ) Ділянки з АВПТ можуть викликати аварії у разі викриття свердловинами, якщо проектувальниками буріння свердловин не була врахована їхня наявність і не були здійснені заходи розкриття на тяжких розгинах (гідростатичний тиск стовбура бурового розчину у свердловині повинен перевищувати аномально високий тиск у розкритому пласті). Утворення аномально високих пластових тисків на окремих ділянках розрізу гірських порід пов’язано з геологічними явищами, що створили перешкоди для перетоку пластових флюїдів з ділянок з підвищеними поровими тисками у області з більш низькими їхніми значеннями і установлення у порах гірських порід гідростатичних тисків. Внаслідок цього на ділянках з аномально високими пластовими тисками зберігається підвищена пористість порід. Це і викликає значне зниження швидкості розповсюдження у цих породах пружних хвиль порівняно з породами того ж самого літологічного складу, але більш ущільненими і тому менш пористими, через те що флюїди, які заповнюють пори, знаходяться під гідростатичним тиском.

Найзначніші відносні зменшення швидкостей розповсюдження пружних хвиль внаслідок аномально високих пластових тисків спостерігаються у глинистих пластах, які є покришками для нижчих газонафтоносних пластів. За наявності відбивальних горизонтів у покрівлі та підніжжі глинистих покришок і у пластах колекторах внаслідок швидкісного аналізу сейсмічних матеріалів вдається відмітити значні локальні зменшення швидкостей у покришках і своєчасно попередити про небезпеку і необхідність прийняття мір по обважнюванню промивальної рідимни.

З підвищенням якості часових і глибинних сейсмічних розрізів, точності визначення за сейсморозвідувальними даними пластових швидкостей, розширення прийомів аналізу і врахування динамічних особливостей хвиль буде безперервно розширюватись коло різноманітних геологічних задач, які з успіхом розв’язують МВХ його новій модифікації.