СПГУАП группа 4736 https://new.guap.ru

Рис. 42. Модель интерференции (а) и рефракции (б).

Промежуток времени ∆t, разделяющий импульсы отражений 1 и 2 окажется недостаточным для раздельной их регистрации сейсмоприемником: волна, отраженная от подошвы слоя подойдет раньше, чем отраженная от кровли завершит свою длительность и уйдет дальше. В итоге эти колебания наложатся друг на друга и прибор запишет длинное неразрешенное коле-

бание. Это наложение волн и называют интерференцией. В случае, если волны складыва-

ются синфазно или запаздывание второй относительно первой кратно периоду колебания, интенсивность суммарной волны возрастает, а если суммирование происходит в противофазе (запаздывание кратно половине периода) колебания гасят друг друга. В итоге получаем характерные признаки интерференционной картины – многофазная неустойчивая динамика и т.д.

Из сказанного можно заключить, что геометрическая сейсмика неприменима в тех случаях, где приходится сталкиваться с ярко выраженной волновой природой колебаний. Таким образом, геометрическая сейсмика есть частный случай волновой, когда длина волны

стремится к нулю (λ→0).

Рефракция волн.

Рассмотренные примеры образования и распространения волн относились к ситуациям, когда скорости в среде в целом, или в отдельных ее слоях не меняются. Однако, это далеко не так. Такие толщи как кристаллический фундамент в силу своей гетерогенности характеризуются сильной изменчивостью скорости. Довольно значительно меняются скорости в зависимости от глубины залегания в терригенных толщах, поскольку эти толщи в той или иной степени по-

ристые, а пористость вследствие возрастающей геостатической нагрузки – то есть давления вышележащих пород –становится меньше и, соответственно, скорость больше. В таких сре-

дах, где скорость является непрерывной функцией координат пространства, в частности, глубины Z, прямолинейность лучей нарушается, они становятся криволинейными и возникает явление, именуемое рефракцией .

Пояснить природу этого явления можно таким примером (рис42б).Пусть среда представлена пачкой пластов, в каждой из которых скорость постоянная, но значения ее с глубиной растут, то есть V1 < V2 < V3 …. И пусть по такой толще проходит упругая волна, представленная на рисунке лучом, вышедшим из источника под углом i1. В соответствии с законом Снеллиуса, луч проходящей вниз волны будет, преломляясь, составлять с нормалью к границе постоянно возрастающие углы, все больше прижимаясь к горизонтали. Если устремить толщины слоев h к нулю, ломаная прямая выродится в непрерывную кривую, причем эта кривая в какой-то точке среды, пройдя через угол в 90°, повернет вверх и устремится к поверхности. Такой механизм возврата сейсмической энергии к поверхности наблюдений именуется рефракцией, а поворотная точка – точкой рефракции.

В наиболее сильной степени рефракция проявляет себя в ледовых толщах. В 60х годах прошлого столетия, когда советские исследователи начали осваивать Антарктиду и одной из задач антарктических экспедиций стало изучение толщин материковых льдов этого континента, пришлось заняться обстоятельным изучением рефракции. Был разработан специальный метод рефрагированных волн, с помощью которого поставленные задачи удалось успешно решить.

95

Мы рассмотрели многочисленные (но не все) явления, происходящие в реальных средах

СПГУАП группа 4736 https://new.guap.ru

при распространении волн и на основе этого рассмотрения можно заключить, что сейсмические импульсы по мере удаления от источника колебаний претерпевают значительные изменения – существенно уменьшается их интенсивность и изменяется форма (рис.43): если вблизи источника импульс короткий, высокочастотный, основная энергия сосредоточена в передних фазах колебаний (минимально-фазовый сигнал), то на значительном удалении амплитуда уменьшается, сигнал растягивается, становясь низкочастотным, а энергия перекачивается в хвостовые фазы колебаний.

Рис.43 Деформация сейсмического импульса в модели сплошной упругой среды: а –вблизи источника, б-вдали от источника.

Заметно искривляются и траектории движения волн. Все это необходимо учитывать при выработке методики сейсморазведки для изучения достаточно глубоких горизонтов разреза.

Изложенные соображения справедливы, если представлять геологическую толщу в виде сплошной модели среды, причем исключительно пассивной, не порождающей собственных колебаний. Однако уже в конце ушедшего 20го столетия, когда возникла и стала развиваться нелинейная динамика, появились новые представления и новые модели.

Новую модель среды легче представить, если вообразить, что хотя бы одно землетрясение уже когда-то произошло и речь идет о повторном возбуждении колебаний. Сплошность среды уже нарушена, есть трещины и микротрещины, есть куски, отдельности, флюиды, заполняющие эти трещины и все пустотное пространство породыпоры, содержащие газовую и жидкую фазы. Таким образом, новая модель представляет собой сложную систему, состоящую из блоков различных размеров, подчиняющихся определенной последовательности (по М.М.Садовскому (1989)). Система открыта, как и составляющие ее отдельности, для энергообмена с окружающей средой. Блоки в системе отделены друг от друга прослойками, сложенными из блоков разных размеров меньшего масштаба. Эта открытая система квазистационарна – в ней идут процессы перераспределения и трансформации энергии (и массы) поступающей извне. Она гетерогенна, энергонасыщенна и фрактальна (с элементами самоподобия упомянутых блоков). Она способна накапливать эту энергию и сохранять в себе некоторое ее количество ( в том числе энергию упругих деформаций) в скрытом состоянии и после устранения непосредственных источников, бывших причиной ее появления. Энергонасыщенность проявляется в виде постоянно действующей сейсмической и акустической эмиссии, причем разные среды «звучат» по-своему. Распространение волн в такой среде характеризуется рядом особенностей: вопервых, низкочастотные сигналы могут вызывать высокочастотный отклик – расширение спектра идет в обе стороны, и форма записи может оказаться вовсе не такой, как показано на рис 43; во-вторых, слабый сигнал может вызывать сильный отклик; в-третьих, при взаимодействии гармонических волн появляются волны новых частот, кратных основным гармоникам – суммарным и разностным; в-четвертых, скорость волн зависит от амплитуды воздействия (Никола-

ев,1994).

В спокойном состоянии, без «накачки», энергия внутренних напряжений находится в равновесном состоянии до достижения определенного уровня. При дополнительном возбуждении (воздействии внешним физическим полем) может произойти высвобождение накопленной энергии, которая, в том числе и в виде упругого поля, приведет к появлению колебаний, характеристики которых определяются физико-химическими свойствами среды (тела).

96

Если выделить эти колебания из общего волнового поля, то можно повысить достовер-

СПГУАП группа 4736 https://new.guap.ru

ность прогноза залежей углеводородов. На новой модели основаны новые методы сейсморазведки, например, инфразвуковая сейсморазведка, разработанная саратовскими геофизиками.

Геологические основы сейсморазведки.

Рассмотренные вопросы образования упругих волн и их распространения помогают уяснить, что в сейсморазведке мы сталкиваемся с различными волнами – поверхностны-

ми, отраженными, преломленными, рефрагированными, дифрагированными. Усложняя представление о модели среды этот перечень можно продолжать. Например, в многослойных средах распространяются кратные отраженные волны. Кратными называются такие волны, ко-

торые испытывают не один, а несколько актов отражения от одной и той же отра-

жающей границы, как например, на рис. 44.

Рис. 44. Схема образования многократных волн.

Волны: а — полнократные отраженные (1 — трехкратная; 2 — двухкратная); б — ча- стично-кратные отраженные (1 — трехкратная, 2 — двухкратная); в — волна спутник; г — отраженно-преломленная (двухкратная)

Здесь волна О1О – однократная от первой границы, а О1О1О – двукратная. Волна О2О

– однократная от второй границы, а О2О2О – двукратная от этой же второй границы. Та-

кие волны, испытывающие отражения от одноименных поверхностей называют полнократными.

Волны, показанные на рис. 44б , называются частично-кратными. Их особенность в том, что дополнительный акт отражения они испытывают на промежуточной границе R1.

К частично-кратным относится и волна-спутник, испытывающая первый акт отражения от поверхности, расположенной выше разведуемой границы. Такой поверхностью является обычно подошва ЗМС (рис.44в)

Можно привести примеры с трехкратными отражениями и с отражениями более высокой кратности. Причем нельзя забывать о том, что все эти волны возникают и распространяются в реальных средах. Можно назвать и волны более сложных видов - отраженно-преломленные (рис.44г) и преломленно-отраженные, скользяще-дифрагированные и т.п.

Существование всех этих волн обусловлено существованием в геологической среде поверхностей раздела напластований, сложенных породами разного состава, то есть породами с разной скоростью распространения в них упругих волн. В этом и состоят геологические основы

сейсморазведки:

1) в реальных средах существуют поверхности (границы), разделяющие толщи с разной скоростью распространения упругих волн;

97

2) эти физические поверхности совпадают с геологическими – границами раздела геоло-

СПГУАП группа 4736 https://new.guap.ru

гических напластований. И поэтому, регистрируя волны, отраженные или преломленные этими геологическими границами, и определяя тем или иным способом скорость их распространения, мы можем оценить глубины залегания и мощность толщ разного состава и возраста. Это позволяет восстановить структурный каркас геологической среды, что необходимо для выявления объектов поиска (в первую очередь нефти и газа).

3) изменение в литологии пород внутриформационного характера находят свое выражение в изменчивости скорости и в особенностях рисунка волнового плоя.

Диапазон изменения скоростей распространения упругих волн в горных породах достаточно широк. Самые низкоскоростные толщи – приповерхностные, рыхлые (некоренные) породы, образующие ЗМС (зону малых скоростей). Здесь скорости не превышают 1500 м/сек. Чаще

всего значения VЗМС – 500-700 м/сек.

Терригенные (обломочные) породы в коренном залегании имеют скорости -2000-4000 м/сек, карбонатные (известняки, доломиты) – 5000 м/сек, каменные соли ~4500 м/сек. Самые высокие скорости свойственны кристаллическим породам: гранитам ~6000 м/сек и базальтам ~7000 м/сек, метаморфическим – гнейсам, кварцитам ~6000 м/сек.

Возможность и успешность применения сейсморазведки для решения геологических задач определяют сейсмогеологические условия проведения работ. Их принято подразделять на

поверхностные и глубинные.

К поверхностным относят:

1.Мощность и скоростную слоистость ЗМС. Когда ЗМС маломощная и однородная по составу, проведение сейсморазведочных работ облегчается, а их результативность улучшается. Такие особенности строения ЗМС считаются благоприятными.

2.Рельеф поверхности наблюдений. Благоприятной считается ситуация, когда рельеф местности спокойный, нерасчлененный.

3.Залесенность, заболоченность, барханы, такыры, шоры – все это приповерхностные факторы, крайне неблагоприятные для постановки сейсморазведки.

К глубинным условиям относят:

1.Наличие скоростных (отражающиих и преломляющих) границ в разрезе;

2.Резкость, гладкость и выдержанность этих границ. Границы шероховатые, то есть поверхности с размером неоднородностей их рельефа, сопоставимым с длиной падающей волны; нерезкие, то есть порождающие слабые отражения (преломления); прослеживаемые фрагментарно, то есть невыдержанные – все это условия неблагоприятные для сейсмической разведки.

3.Углы наклона границ не должны превышать 10-15° - иначе отраженные волны не выйдут на поверхность наблюдений или будут очень сильно ослаблены большим сейсмическим сносом. Под сейсмическим сносом понимается разница абсцисс точек отражения и точек выхода сейсмических лучей.

4.Сплошность (нарушенность) границ отражения (преломления). Наличие нарушений

ивозникновение при этом дифрагированных волн сильно осложняет регистрируемую волновую картину, то есть порождает трудности ее геологической расшифровки.

Волны, о которых шла речь до сих пор, связаны с искусственным возбуждением колебаний. Однако, на записях помимо них регистрируются колебания, обусловленные иными причинами, вовсе не связанными с геологической средой. К ним, например, относятся микросейсмы

– колебания естественного происхождения, которые вызваны ветром, дождем, снегом. Сейс-

моприемники также записывают колебания, вызванные движущимся вблизи сейсмического профиля транспортом и пр. В отличие от уже рассмотренных регулярных волн, микросейсмы являются нерегулярными – амплитуды и фазы у них быстро и незакономерно изменяются во времени и пространстве (от точки к точке регистрации). В итоге получается, что сейсмоприменик записывает чрезвычайно сложную суперпозицию волн, которая без специальных усилий недоступна геологическому истолкованию. Приходится все волны классифицировать на полезные и помехи, разрабатывать специальные приемы борьбы с помехами.

98