1.1. Глубинное сейсмическое зондирование (основные понятия и определения)
Метод глубинного сейсмического зондирования (ГСЗ) основан на регистрации волнового поля А(x,y,t) от некоторого источника до удалений в 300 – 400 км при обычном ГСЗ и до удалений в 3000 км при сверхдлинных профилях (А– амплитуда колебаний,x,y–координаты регистрирующей станции, t – время). Результатом интерпретации волнового поля (решения обратной задачи сейсмики) являются функции распределения скоростей сейсмических волн в среде V(x, z), называемые обычно двумерной скоростной или сейсмической моделью среды (х – координата вдоль профиля, z – глубина).
Общее решение обратнойсейсмическойзадачи, т.е. определения функцииV(x,z) по волновому полюА(x,y,t), для произвольной среды не получено. Кроме того, обычно рассматривается не все волновое поле, а лишь отдельные регулярные волны (чаще всего отраженные и преломленные), а также серия простых скоростных моделей среды. Поэтому важным этапом интерпретации данных ГСЗ является выделение и прослеживание соответствующих волн на сейсмических записях. Для этого необходимо знать характер распространения волны и свойства годографов (т.е. зависимости времени регистрации волныtот расстояния до источникаd) опорных волн. Важно также знать, как эти величины зависят от типа скоростной модели.
При глубинных сейсмических исследованиях рассматриваются обычно два класса скоростных моделей: слоистые и градиентные. Слоистая модель представляет собой серию слоев с постоянной скоростью. Эти слои разделены границами первого рода (т.е. на них имеет место скачок скорости). Основными волнами в такой модели являются отраженныеиголовныеволны. Последние преломляются на резких границах и распространяются вдоль них, не проникая внутрь подстилающего слоя. Головные волны формируют в первых вступлениях серию прямолинейных годографов,кажущиесяскорости(dx/dt) которых при горизонтальном залегании границ равны скоростям в соответствующих слоях (рис. 1б,в). Отраженные волны регистрируются в последующих вступлениях и имеют гиперболическую форму годографов. В критической точке они касаются головной волны от границы отражения, а в асимптотической части сходятся с волной, распространяющейся в слое над отражающей границей (рис. 1в).
В градиентных моделях скорость нарастает с глубиной с некоторым градиентом. Преломленные волны в этом случае имеют криволинейные лучи и криволинейный годограф (рис. 1а). Эти волны в отличие от головных волн получили в русскоязычной литературе названиерефрагированныеволны. Среди слоистых и градиентных моделей выделяют также еще два типа моделей, которые различаются волновыми полями и условиями решения обратной задачи. К ним относятся модели свыпадающимислоямии сзонамиинверсиискорости.
Выпадающими слоями называются слои, преломленные волны от которых не выходят в первые вступления; их обгоняют волны от нижележащего слоя (на рис. 1в,гслой со скоростьюV2). В градиентных моделях выпадающие слои образуются при резком увеличении скорости с глубиной.
При зоне инверсии скорости (зоне пониженных скоростей или волноводе) годографы преломленных волн терпят разрыв со смещением на величину Dt, и образуется так называемаязонатени(рис. 1д).
От типа модели существенно зависят результаты интерпретации сейсмических записей. На практике на фоне помех легче всего выделить первые волны. Как видно из рис. 1, они являются преломленными волнами от высокоскоростных слоев. По этой причине многие методы основаны на обработке именно первых волн (например, сейсмотомография). Отраженные волны и преломленные от выпадающих слоев регистрируются в последующих вступлениях, и их выделение часто затруднено интерференцией с другими типами волн.
Среди обратных сейсмических задач выделяют кинематическиеидинамическиезадачи. Первые основаны на интерпретации годографов волн, вторые – на обработке амплитудных и частотных их характеристик. Наиболее информативными для построения скоростных моделей являются кинематические задачи.
Возможности решения любой обратной задачи сейсмики строго ограничены видом скоростной функции, интерпретационноймоделью(илимодельюинтерпретации). Последняя накладывает ограничения на качественный вид скоростной функции. Она может быть непрерывной или иметь ступенчатые разрывы, возрастать или уменьшаться с глубиной и т.д. Каждая сейсмическая задача оперирует только с определенным типом скоростной функции или сейсмической моделью, которая задается как условие решения задачи, и поэтому в отличие от скоростных моделей сред они называются моделью интерпретации.
Рис. 1. Лучи и годографы преломленных (1) и отраженных (2) волн для различных скоростных моделей.
Не следует смешивать указанные два понятия. Скоростная модель среды показывает реальное распределение величин скоростей сейсмических волн в каждой точке пространства. Она не является самой средой, поскольку не определяет ни ее вещественного состава, ни структуры, а только один из физических ее параметров – скорость распространения упругих волн. Скоростные модели, полученные по сейсмическим наблюдениям, определяются методикой интерпретации и априорно не выходят за рамки интерпретационной модели.
Интерпретация на основе некоторой модели обусловлена видом волнового поля (т.е. типом волн), постановкой обратной задачи и возможностью ее решения. Например, для вычисления скоростной функции по годографу рефрагированной волны необходимо, чтобы скорость монотонно возрастала с глубиной и не содержала зон инверсий. Моделью интерпретации в данном случае является непрерывная возрастающая функция V(z).
Многие аналитические методы решения обратной задачи для годографа отраженной волны требуют, чтобы отражающая граница была плоской, а покрывающая толща однородной. Модель интерпретации в данном случае – ступенчатая скоростная функция с участками постоянного значения скорости.
Модель интерпретации определяется, прежде всего, условием однозначности решения задачи. Поскольку для различных типов волн эти условия формулируются по-разному, модель интерпретации зависит от объема и характера информации о волновом поле. Кроме того, она связана с используемым математическим аппаратом: при аналитических расчетах можно использовать только примитивные модели, при численных – более сложные.
Таким образом, модель интерпретации определяется методом решения обратной сейсмической задачи, типом используемых волн, а главное – условием существования решения. Каждый метод интерпретации ограничен этими условиями, он не может дать никакой другой модели, кроме обусловленной заранее постановкой задачи. Поэтому модель интерпретации определяет возможности метода. Эффективность решения обратной задачи зависит от соответствия данной интерпретации скоростной модели среды.
При установлении связи между реальным распределением скорости в среде и сейсмической скоростной моделью большое значение имеют понятия эффективныхпараметровиэквивалентныхмоделей. Понятие эффективной скоростиVэфбыло введено в практику сейсморазведки для определения правил аппроксимации сложных неоднородных сред однородными. Для этого среде приписывалась такая постоянная скорость, чтобы время распространения волн между данными точками пространства оставалось таким же, как и в реальной среде. Скорость, создающая такой же эффект во времени, была названа эффективной.
Величина Vэфимеет большое значение для определения внутренней связи между моделями данного волнового поля, которые строятся по различным типам зарегистрированных волн. Так, по первым вступлениям поля ГСЗ вычисляется непрерывная увеличивающаяся с глубиной функция V(x,z), по отраженным волнам – модель с постоянной скоростью или с участками ее инверсии. Связующим звеном между этими, на первый взгляд, противоречивыми моделями является равная эффективная скорость вплоть до данной отражающей границы.
Понятие эффективной скорости имеет простой физический смысл, ее можно сравнивать со средней скоростью в неоднородной среде. Возможны и более абстрактные эффективные параметры. Например, при решении динамических задач для многослойных сред трудно учесть все эффекты, связанные с явлением рассеивания и поглощения, многократного отражения и преломления волн в каждом слое. Удобнее все факторы, влияющие на интенсивность упругих колебаний, задать как некоторое эффективное поглощение в однородной среде. При определении условий сложения волн в многослойных средах удобной оказывается аппроксимация их эффективными слоями с равным временем пробега волн в них.
В наших исследованиях понятие эффективных параметров необходимо для синтезирования ряда промежуточных сейсмических моделей, полученных для наблюденного волнового поля ГСЗ по отраженным и преломленным волнам, по одиночным годографам и их системам. Кроме этого, нам понадобится понятие эквивалентныхмоделей. К ним мы будем относить скоростные функции, характеризующиеся одними и теми же особенностями волнового поля – одинаковой системой годографов отраженных или преломленных волн и одинаковой их интенсивностью. Например, эквивалентными моделями относительно элемента годографа отраженной волны является все множество скоростных функций V(z), характеризующихся равной эффективной скоростью до отражающей границы. Эквивалентными моделями относительно годографа первых волн являются скоростные функции, создающие одинаковые времена первых вступлений. Число возможных эквивалентных моделей определяет степень неоднозначности решения обратной задачи, поэтому ниже специально рассматриваются типы эквивалентных моделей для волновых полей ГСЗ.