Физико-геологические основы. Упругие константы среды, з-н Гука, изотропные, анизотропные и квазианизотропные среды. Связь между упругими константами среды.

1. По табл. 11 находим ориентировочное время пребывания в противогазах – 1 час.

2. С учетом примечания к таблице уточняем время пребывания в противогазах: 1ч х 2 х 2 = 4 часа.

Пример. Определить ориентировочное время пребывания в противогазах рабочих, если объект удален от района применения зарина на 6 км. Метеоусловия: температура воздуха 20⁰С, скорость ветра – 3 м/с, конвекция.

Ответ: ориентировочное время пребывания в противогазах – 30 мин – 1 час.

Пример. По городу был нанесен химический удар, применено отравляющее вещество – зарин.

Завод оказался на расстоянии 8 км от района применения вещества.

Метеоусловия: скорость ветра в приземном слое – 3 м/с, температура воздуха 0⁰С, инверсия.

Определить ориентировочное время подхода зараженного облака к заводу и время пребывания рабочих в противогазах.

Ответ: зараженный воздух подойдет к территории завода ориентировочно через 45 минут (табл.8). Рабочие завода должны находиться в противогазах с момента подхода облака 8 часов (табл.11).

Физико-геологические основы. Упругие константы среды, з-н Гука, изотропные, анизотропные и квазианизотропные среды. Связь между упругими константами среды.

Понятия об упругих средах и константах сред

Все твердые тела под влиянием приложенных к ним внешних сил деформируются. можно выделить тела абсолютно (идеально) упругие и не абсолютно упругие (пластичные). Абсолютно упругое тело - это тело, в котором взаимное расположение частиц восстанавливается мгновенно после прекращения действия внешних сил.

Абсолютно упругие тела подчиняются закону Гука. Закон Гука - описывает связь между напряжением и деформацией. Напряжение (t) - это отношение силы, приложенной к некоторой площади к величине этой площади (напряжение - вектор), размерность напряжения MZ ^–1 Т^-2, где M - масса, Z - расстояние, T - время.

Деформация - изменение формы тела, его объема.

Закон Гука, связывающий напряжение и деформацию применим для идеально упругих тел.

В безгранично упругой среде могут существовать два независимых вида возмущений. Первый вид возмущений создается продольными волнами (Р) - при распространении продольных волн колебание частиц среды происходит в направлении распространения волны. При распространении продольных волн происходит изменение элементарных объемов среды. Иногда эти волны называются волнами дилатации.

Поперечные волны (S) - при этих волнах дилатация (изменение объема) равна нулю. При поперечных волнах происходит изменение формы тел (среды). Колебание частиц при распространении поперечных волн происходит перпендикулярно распространению волны. Можно выделить два типа поперечных волн: волна Sv и Sн.Sv - колебание частиц происходит в плоскости луча.Sн - колебание частиц происходит перпендикулярно плоскости луча.

Все тела, в том числе геологические среды, можно подразделить на изотропные, анизотропные, квазианизотропные.

Изотропная среда - свойства среды не зависят от направления, в котором измеряются эти свойства.

Анизотропная среда - свойства среды зависят от направления измерения этих свойств.

Квазианизотропные среды - т.е. якобы анизотропные среды. Анизотропия этих сред связана с чередованием (переслаиванием) тонких пропластков анизотропных пород.

Закон Гука для идеально упругих изотропных сред:

t_XX = lq + 2m L_XX, t_XY = m L_XY,

t_YY = lq + 2m L_YY, t_XZ = m L_XZ,

t_ZZ = lq + 2m L_ZZ, t_YZ = m L_YZ,

где t - напряжение [MZ ^–1 Т^-2], деформация - L(безразмерная),

t_XX, t_YY, t_ZZ- нормальные напряжения,

t_XY, t_XZ, t_YZ- касательные напряжения,l и m - константы Ламэ.

Размерность констант Ламэ - напряжение [MZ ^–1 Т^-2], m - иногда называют модуль сдвига, q- относительное изменение объема - дилатация (безразмерная величина).

Другие константы среды. Модуль растяжения Е или модуль Юнга -размерность напряжения MZ ^–1 Т^-2

Коэффициент Пуассона (d) - отношение поперечного сжатия к продольному удлинению (безразмерная величина).

Модуль объемного расширения (К) K = l + 2¤3m.

Константы Ламэ всегда положительные.

Для анизотропной среды, т.е. для среды, свойства которой неодинаковы для различных направлений, существует 21 независимая упругая константа. Этот общий случай существует для кристаллов, обладающих наименьшим числом элементов симметрии кристаллической решетки.

Гипотеза Пуассона: V_Р/V_S =Ö3=1,73 при l=m, т.к.. При 0<d<0,5, V_Р /V_S =Ö2=1,44.

Идеально-упругая жидкость и газы.

t_ХХ = t_YY = t_ZZ = lq; m=0;

t_ХY = t_XZ = t_YZ = 0, тела не восстанавливают свою форму;

т.е. через жидкость не проходят поперечные волны, или касательные, сдвиговые напряжения равны О. Нормальные напряжения равны: t_ХХ = t_YY = t_ZZ ( закон Паскаля).

Редукции наблюденных значений силы тяжести. Физический смысл поправок Фая и Буге.

Гравиразведка основана на изучении (малых возмущений) аномалий поля силы тяжести, которые обусловлены тем, что плотности внутри Земли распределены неравномерно. Разведочное значение ее в том, что многие структурные ловушки находят отражение в гравитационном поле в виде положительных и отрицательных аномалий (так у нефтяных залежей гравитационная аномалия отрицательная из-за отрицательной избыточной плотности по сравнению с вмещающими породами).

В реальных условиях силу тяжести измеряют на поверхности земли, нормальное же значение силы тяжести вычисляют на поверхности геоида. Если наблюденные значения силы тяжести не согласуются с нормальными значениями, то говорят об аномалиях силы тяжести g_a= g_н - _.

Аномалией силы g_a тяжести называется разность между измеренным g_н и нормальным значениями силы тяжести _.

Геоид – это поверхность, совпадающая с невозмущенной поверхностью Мирового Океана (Сфероид – это эллипсоид вращения. Фигура Земли – сфероид R_n=6357 км, R_e=6378 км, М=5.974*10²⁴ кг).

Все наблюденные значения приводят к уровню геоида. Такое приведение называется редуцированием и заключается в введении ряда поправок:

Используются следующие редукции:

1. поправка за высоту или редукция Фая. Она учитывает высоту точки наблюдения над уровнем моря. Нормальное значение силы тяжести: _≈f*M/R², где – гравитационная постоянная, равная 6,673*10^-8 см³/г*с² (СГС), 6,673*10^-11 м³/кг*с² (СИ). После ввода получается:

δg=-2h*(_/R), δg=-0,3086*h – нормальный градиент силы тяжести

_=-0,3086*h, ∆g_Ф=g_H-= g_H-₀+0,3086*h.

Притяжение масс между физической поверхностью и уровнем моря не учитывается, поэтому редукция Фая так же называется поправкой за свободный воздух.

2. поправка за притяжения промежуточного слоя или редукция Буге учитывает плотность слоя, находящегося между наблюденной поверхностью и геоидом.

δg=2П*fsh, δg_Б = 0,0419sh ,

где s - плотность промежуточного слоя. Обычно ее принимают осредненной стандартной, равной 2,30 (когда в районе развит осадочный чехол либо в равнинных районах) или 2,67г/см³ (когда карты строятся по крупным регионам и для горных районов). Плотности известны для конкретного района. Притяжение промежуточного (плоскопараллельного) слоя направлено вниз. Оно увеличивает наблюденные значения силы тяжести, поэтому поправка Буге вводится со знаком минус. Полной редукцией или полной поправкой Буге обычно называют комплексную редукцию, включающую поправки за высоту точки наблюдения и за притяжение промежуточного слоя:

δg_Б =(0,3086 – 0,0419s)h

Аномалия силы тяжести в редукции Буге:

Δg_Б=g_Н-γ₀+(0,3086 – 0,0419σ)h

3. поправка за рельеф. Обычно они вводятся в горных районах. Формы рельефа создают отклонения от бесконечно горизонтальных пластин, представления о которых положены в основу редукции Буге.

4. редукция Прея. Используется под водой или под землей ниже поверхности геоида

5. изостатические редукции используются при решении региональных глубинных геологических задач. Применение основано на различных предположениях о распределении масс в земле и учете их влияния.

6. геологические редукции или редукции Буге с переменной плотностью промежуточного слоя. Вводится при высокоточных съемках при решении задач, когда необходимо устранить влияние неоднородностей в верхней части разреза.

Общие представления о физико-геологическом моделировании (определения, последовательность построения ФГМ, фазы развития ФГМ при решении геологоразведочных задач.

При интерпретации сейсмических данных постоянно требуется иметь схематическую модель той части недр Земли, в которой производят сейсмические измерения. Модель является упрощенным представлением реального разреза Земли, где включены те элементы которые оказывают значительное воздействие на измерения. Модели могут быть разные, в зависимости от решаемой задачи. Общим для всех моделей является то, что она несет информацию о свойствах и характеристиках исходного объекта, существенных для решаемой задачи. Мы начинаем исследование с построения модели и в итоге моделью является у нас результат наших геофизических работ.

Модель – есть создаваемый с целью получения и (или) хранения информации объект, отражающий свойства, характеристики и связи объекта оригинала, существенные для решаемой задачи. Моделирование – процесс построения или использование модели для исследования объекта оригинала. Построение модели – многоэтапный процесс, направленный на создание эффективной конкретной модели (задача-объект). Форма моделирования разнообразные и зависят от используемых моделей и сферы применения моделирования. Выделяют два типа моделирования (прямое и обратное). Прямое – это расчет поля, создаваемое моделью. Обратное – вычисление модели на основе полей. Обратное моделирование включает весь процесс интерпретации и связано с неопределенностью и неоднозначностью. Это решение обратной задачи используются для стратиграфической привязки отражений, уточнение формы границ и литологии разреза, прямых поисков углеводорода. При прямом мы рассчитываем на основе модели значения параметров и затем сравниваем с результатами реальных измерений.

Основой для формирования ФГМ служит петрофизическая модель (ПФМ) под которой понимается объемное распределение в геологическом пространстве различных физических параметров, характеризующих главные комплексы изучаемого объекта. Отсюда следует что ФГМ – это ПФМ плюс полученные для нее физические поля. Поля – это связи (по которым связываем характеристики, параметры, геологию и т. д ) по полям определяем связь объектов. Процесс моделирования основан на подборе, а затем геологической интерпретации таких параметров модели, при которых достигается высокая степень сходства реального и расчетного волновых полей (на основе имеющейся информации строим близкую к действительности первичную модель затем ее уточняем путем вариации параметров)

Последовательность физико-геологического моделирования:

1) формулировка геологической задачи;

2) выделение структурно вещественных комплексов в исследуемом геологическом пространстве (это объединенная по одному или нескольким физическим свойствам совокупность геологических образований, наделенной соответствующими эффективными физическими характеристиками);

3) построение ПФМ;

4) создание самой ФГМ (решение прямой задачи и сравнение результатов расчета с фактическими данными для оценки адекватности сформированной модели).

В процессе интерпретации модель уточняется (дополняется, исправляется) слоистость, количество слоев, вносятся поправки и т.д Количественные характеристики ФГМ можно разделить на три категории: физические параметры, размеры и форма. ФГМ создают методом последовательных приближений по мере накопления знаний об объектах геофизических исследований.

В рамках поставленной задачи ФГМ проходит определенные фазы развития:

1) начало геофизических исследований в районе, когда отсутствует опыт их проведения. ФГМ формируется на основе справочников, литературных данных, на основе опыта работы в соседних районах со сходным геологическим строением. Такого рода ФГМ используется для проектирования опытно-методических исследований на эталонных объектах, основная цель которых – определение оптимальной методики работ.

2) на этой стадии формирование ФГМ учитываются данные опытно-методических исследований. На основе полученной модели выбирают оптимальные параметры методики полевых работ (формируется комплекс методов исследований, выбирается сеть наблюдений, обосновывается точность измерений физических полей), а также планируется методика интерпретации данных, полученных в результате производственных работ.

3) эта стадия реализуется после получения фактического материала. На этой стадии ФГМ - основной результат интерпретации и проведенных геофизических исследований.

Классификация ФГМ. Детальное представление ФГМ связано с их классификацией. Различаем модели обобщенные (для класса задач (объектов)) и индивидуальные – для конкретной задачи.

Различаются методики их построения. Различаются априорные и апостериорные модели. Первые формируются до проведения работ (основа планирования методики полевых работ), а вторая формируется после проведения геофизических работ и являются итогом комплексной интерпретации их результатов. Апостериорные базируются на основе априорных моделях в результате анализа и обобщения информации.

Еще бывают полные и неполные модели (по степени учета характеристик) размеры, форма, петрофизика. Полные основываются на неполных (частных).

Различают статические и динамические ФГМ. Статические фиксируют состояние геологических объектов в определенный момент времени. Динамические отражают сочетание геофизических полей и их числовых характеристик на разных стадиях геологических процессов.

И еще очень много разных ФГМ – детерминированные (получают путем расчета отдельных аномальных эффектов с помощью уравнений мат физики при заданных исходных значениях петрофизики), статистические (на основе теоретических соображений с учетом имеющейся априорной информации, на эталонных, применяются экспериментальные данные) и еще бывают тонкослоистые и толстослоистые типы моделей в зависимости от задач моделирования и детальности последующего анализа волновой картины.

На различных этапах поисково-разведочных исследований на нефть и газ целевыми являются различные объекты (ловушки, залежи и месторождения). Эти объекты тоже подразделяются на множество типов, например ловушки – антиклинальные и неантиклинальные и каждому из этих типов объектов для решения задачи отвечает своя модель.

Упругие волны, изучаемые сейсмическими методами.

Всякая деформация элементарного объема упругой среды может рассматриваться как результат наложения двух деформаций – объема и формы. Это разделение имеет большое значение, т.к. с каждым из этих видов деформаций связан особый тип упругой волны, распространяющейся со скоростью присущей только ей. В безграничной упругой среде могут существовать два типа волн: Продольная (Р) и поперечная (S). Продольная несет с собой только деформации объема. В области упругой среды через которую проходит продольная волна, возникают зоны растяжения и сжатия, а частицы совершающие колебания вокруг своего первоначального положения, в направлении совпадают с направлением распространения волны. В зонах растяжения частицы удаляются друг от друга, в зонах сжатия наоборот. С течением времени зона сжатия переходит в ту часть упругой среды, где в предшествующий момент находилась зона растяжения, а там где находилась зона сжатия, возникает зона растяжения. Скорость распространения продольной волны м.б. определена как скорость распространения данной зоны сжатия или растяжения в упругой среде. Vp=√(E(1-σ))/(p(1+σ)(1-2σ)) где р – плотность.

Поперечная волна связана с деформацией формы, поэтому при ее распространении происходит как бы скольжение слоев упругой среды относительно друг друга, а частицы совершают колебания в направлении, перпендикулярном направлению распространения волны. Скорость распространения поперечной волны: Vs=√(Е/р)(1/2(1+σ)).

Сравнивая два уравнения можно заключить что Р- волна распространяется быстрее: Vp/Vs=√(2(1-σ))/(1-2σ)>√2

Через среду проходит упругая волна, которая распространяется с некоторой конечной скоростью, зависящей от упругих постоянных и плотности среды. Продольная волна несет с собой деформацию объема, поперечная формы. Продольные и поперечные волны распространяются по всему объему упругой среды, поэтому они называются обменными волнами. В пласте распространяется упругая волна (падающая). Она в зависимости от типа связанных с нею деформаций может быть продольной и поперечной. Когда падающая волна достигает некоторой границы R, происходит ее отражение и преломление. За чет энергии падающей волны образуются вторичные волны. К их числу относятся отраженные волны – продольные и поперечные и проходящие – продольные и поперечные. Две из них имеют тот же тип (продольная и поперечная), что и падающая, и называются монотипными. Две другие имеют тип, отличный от типа падающей волны, и называются обменными волнами. Проходящая волна, скользя вдоль границы раздела, вызывает колебания частиц в среде, в ней возникает головная волна. Граница на которой возникает головная волна, называется преломляющей. Прямая продольная волна распространяется вдоль поверхности земли. Прямой волной называют волну, распространяющуюся в однородной среде, во всех направлениях по прямолинейным лучам. Явление огибания волной препятствия называется дифракцией. Дефрагированные волны образуются от различных поверхностей, неровностей сейсмических границ. Поверхностные волны распространяются вдоль поверхности земли с небольшой скоростью (100-1000м/с), (в.Релея, волна Лява – поперечная поверхностная волна). Звуковые волны, возникающие при взрыве и распространяющиеся в воздухе со скоростью около 340 м/с. Микросейсмы – беспорядочное движение почвы, вызываемое различными внешними причинами: ветер, дождь. Многократные-отраженные, отраженно-преломленные и преломлено-отраженные волны – отразившиеся или преломившиеся более одного раза на различных отражающихся или преломляющихся границах.

Полезными называют такие волны, которые используются для исследования геологического строения изучаемого участка. Волны, путь распространения которых близок к головной волне, но которые отличаются большей интенсивностью, называются рефрагированные волны.

Физико-геологические условия, благоприятствующие применению гавики и магнитки.

Гравитационные аномалии обусловлены различие плотности пород. Плотность – суммарная масса трех фаз (жидкая, твердая, газообразная) к объему, занимаемому этой массой. Наибольшую плотность имеют металлические руды, а из пород – кристаллические разности. Плотность осадочных пород меняется в широких пределах и зависит от пористости. Процессы метаморфизма приводят к увеличению плотности.

Геологическая интерпретация гравитационных аномалий заключается в выявлении их источников, объяснения распределения масс для изучения особенностей геологического строения исследуемого участка. При этом применяются аналитические методы, методы подбора и математической статистики. Важным условием получения достоверных результатов является наличие информации о величине и распределении плотности возмущающих объектов и вмещающих пород.

Применяемость гравиразведки определяется следующими факторами:

1. наличие достаточной разности между плотностью изучаемого объекта и вмещающих пород;

2. большими размерами изучаемого объекта, благоприятными условиями его залегания;

3. низким уровнем помех.

Гравиразведку применяют при решении следующих геологических задач:

1. изучение глубинного строения земной коры и верхней мантии;

2. исследования регионального геологического строения геосинклиналей и платформ;

3. геологическое картирование;

4. поиски и разведка рудных и нерудных месторождений;

5. поиски и разведка месторождений горючих полезных ископаемых;

6. инженерно - геологические изыскания.

При оценке возможностей применения магниторазведки учитывают:

1. дифференциацию пород по магнитным свойствам;

2. большое остаточное намагничение пород железорудных формаций основного и ультраосновного состава.

3. практичскую намагниченность пород при повышении температуры выше точки Кюри;

4. условия залегания исследуемых объектов;

5. уровень помех.

Магниторазведку используют при: всех геологического картирования; поисках и разведки месторождений черных, цветных, редких и благородных металлов, бокситов, нефти и газа, нерудных полезных ископаемых (алмазы, сера), детальной и эксплуатационной разведке магнитных тел, расположенных в окрестностях горных выработок и скважин; изучении трещинноватости и флюидальности текстур; изучение стратиграфии и т.д..

Характеристика основных способов выбора рационального комплекса геофизических методов в рамках качественно-логического подхода.

Рациональный комплекс геофизических методов – последовательность геофизических методов, которая обеспечивает решение поставленной задачи с наименьшими затратами средств и времени.

Ситуация выбора рационального комплекса: (Т-время, С –затраты, Н – качество).

1) С<С0, T<T0 – С0 и Т0 – ограничения на затраты средств и времени. Это допустимый комплекс.

2) Если для допустимого комплекса H>H0, Н0 – порог качества, то это подходящий комплекс.

3) Если для подходящего: K>=К0, К – обобщенный показатель эффективности Н и С, то это рациональный комплекс.

4) Если для рационального комплекса выполняется условие max, то это оптимальный комплекс.

В рамках первой группы качественно-логических подходов выделяют следующие:

- логический (строится ФГМ района и объекта исследования и на основе ее анализа выбирают такие параметры геофизической модели, которые позволяют охарактеризовать объект с необходимой позиции);

- типовой (на основе обобщения опыта решения задач, в различных условиях, выделяют значения параметров, характеризующие условия исследования. Для данных условий ставится типовой комплекс методов.)

Результативность данного подхода зависит от представительности выделенных типов, от обоснованности соответствия типовых условий и комплексов методов, от адекватности типовых условий реальной обстановки. Качественно-логический выбор опирается на некоторые принципы, соображения и рекомендации как общего, так и частного характера.

Классификация методов сейсморазведки.

1. По мерности наблюдений изучения среды: одномерная 1D; 2D; 3D; 4D.

2. По регистрируемым волнам: Отраженная волна (МОВ, МОВ ОГТ, РНП-регистрируемого направленного приема); Преломленная волна (МПВ, КМПВ-корреляционный МПВ); Проходящая волна (СЗ-зондирование, СК, ВСП, МОГ-метод обращенных годографов)+скважинная сейсмика.

3. По типу регистрируемых волн: продольные; поперечные; обменные

4. По регистрируемым частотам: Низкочастотная сейсморазведка (для изучения глубокозалегающих границ, 10-30 Гц); Среднечастотная с. (Для глубин 3-5 км, 30-80 Гц); Высокочастотная с. (>80 Гц, для ВЧР).

5. В зависимости от нахождения площади: наземная; морская.

6. По назначению работ: структурная; рудная; инженерная

7. В зависимости от геологических задач: региональные (для больших территорий); поисковые (поиск локальных структур); детальные.

8. По кратности: однократные и многократные.

9. По виду источника: Взрывная, Невзрывная, Сейсмология или сейсмометрия.

10. По характеру возбуждаемых колебаний: Импульсная, Вибрационная.

2. Качественная и количественная интерпретация данных гравиразведки и магниторазведки. Их содержание и условия применимости.

Различают качественную и количественную интерпретацию. Качественная интерпретация – это основной вид интерпретации, она выполняется всегда. Выполняя качественную интерпретацию, мы даем какие то общие характеристики связи геологического объекта с аномальными полями. Делаем районирование территории по характеру аномальных полей. Для количественной интерпретации нужны дополнительные условия (какие либо априорные сведения о физических свойствах разреза).

Интерпретация данных гравиразведки

Это получение данных об источниках выделенных аномалий силы тяжести, форме и глубине залегания объектов и связь их с геологией. Исходный материал для интерпретации – аномалии Буге.

Качественная интерпретация заключается в анализе особенностей наблюденного поля, который позволяет получить данные об источнике аномалии на основе сопоставления с данными других методов.

Гравитационные аномалии делятся на:

1. региональные (размером >1000 км², они связаны с крупными поднятиями и прогибами)

2. локальные (размер – от долей км² до нескольких сотен км², они связаны с локальными структурами в земной коре или зонами тектонических нарушений)

3. гравитационные ступени (узкие вытянутые зоны, характеризующиеся большими градиентами гравитационного поля. Они связаны с участками быстрого погружения пород или с контактами пород различной плотности).

Трансформации аномалий применяются в сложных случаях и служат для выделения локальных аномалий на фоне региональных. Выполняется в три шага:

1. Осреднение наблюденного поля. Производят по профилю, вычитая из общего поля региональный тренд, или по площади, осредняя исходное поле выбранным радиусом и вычитая полученное отфильтрованное поле из исходного. Сложность заключается в выборе наиболее информативного радиуса осреднения.

2. Аналитическое продолжение поля на новый уровень. Производится на ЭВМ и подчиняется двум правилам:

- при пересчете поля на более высокий уровень ослабляются аномалии от мелких и неглубоких структур, а крупные аномалии выделяются лучше.

- при пересчете поля на нижний уровень лучше выделяются аномалии от мелких структур.

3. Пересчет наблюденного поля в поле высших производных потенциала силы тяжести

Способы:

- Способ осредненных градиентов. Применяется, когда известны аномалии в двух достаточно близких точках. Тогда находят приближенное значение: Δg=( Δga(x+ Δx)- Δga(x))/ Δx,

где Δх – расстояние между точками, а х – координата 1 точки

- Пересчет поля в поле третьей вертикальной производной потенциала силы тяжести (Wzzz). Применяется, если объекты невелики и расположены близко.

Количественная интерпретация заключается в решении прямой и обратной задачи. Обратная задача гравиразведки не имеет однозначного решения, если мы не знаем априори о каких то количественных характеристиках аномалиобразующих тел.

При выполнении количественной интерпретации исходят из следующих допущений:

1. предположение о постоянстве физических свойств

2. предположение о двухмерности аномалиобразующих объектов.

Интерпретация данных магниторазведки

Качественная интерпретация – это анализ карт и графиков магнитных аномалий с целью установления связи аномального поля с глубинным строением района.

Схема качественной интерпретации:

1. классификация аномалий: по форме (вытянутая, изометричная); по размеру; по знаку; по интенсивности.

2. на основе пункта 1 составляют схемы простирания осей аномалий.

3. составляют схемы локальных и региональных аномалий (трансформацией поля аналогично гравиразведке).

4. районирование магнитных аномалий по полученным особенностям/

5. сопоставление полученных данных с другими методами

Магнитные аномалии от неглубоких источников характеризуются бОльшими градиентами поля, чем от глубоких. Интенсивность и знак аномалии мало характеризуют глубину залегания объекта, так как величина и знак аномалии зависят от направления вектора намагниченности горных пород – он не всегда совпадает с магнитным полем.

Результат качественной интерпретации для регионов осадочных отложений, перекрывающих фундамент:

1. выделение основных направлений простирания тектонических элементов

2. выделение крупных тектонических нарушений в породах фундамента

3. выделение контактов пород разного петрофизического состава.

Количественная интерпретация заключается в решении прямой и обратной задачи.

Прямая задача – вычисление магнитных аномалий по заданным параметрам возмущающего объекта. При этом считается, что вмещающие тело породы немагнитные. Также важно, что при решении прямой задачи магниторазведки необходимо задать величину и направление намагниченности пород.

Обратная задача заключается в нахождении параметров объектов по известному распределению поля. Решение обратной задачи сходно с гравиразведкой, но более сложно, так как:

1. магнитная восприимчивость χ меняется в больших пределах, чем плотность

2. существует неопределенность в направлении намагниченности

3. сложная дипольная природа магнитов.

Обработка данных сейсморазведки.

В общем случае целью обработки данных является ре­шение обратной задачи (динамической и кинематической) сейсморазведки, установление характера распределения сейсмических параметров. Граф обработки должен обеспе­чить усиление амплитуды полезного сигнала относительно уровня помех. Обычно базовая кинематическая обработка включает в себя шесть следующих основных блоков:

I. Препроцессинг

• Ввод полевых данных • Демультиплексирование, восстановление амплитуд • Формирование заголовков трасс, предварительная ре­дакция • Вертикальное накапливание • Корреляция виброграмм • Сортировка трасс • Формирование базового массива.

II. Выбор параметров предварительной обработки

• Расчёт амплитудно-частотных спектров • Перебор полосовых фильтров • Перебор параметров режекторных фильтров • Перебор обратных фильтров • Расчет вертикальных спектров • Перебор параметров многоканальных фильтров.

III. Предварительное накапливание по ОГТ

• Дополнительная редакция • Режекторная фильтрация • Полосовая фильтрация • Регулировка амплитуд • Ввод априорных статических поправок • Обратная фильтрация • Многоканальный фильтр • Априорный скоростной закон, мьютинг.

IV. Коррекция статических поправок

• Ввод корректирующих статических поправок • Ввод априорных статических поправок • Автоматическая коррекция • Контрольное суммирование по ОГТ.

V. Коррекция кинематических поправок

• Ввод корректирующих статических поправок • Мьютинг • Анализ скоростей (спектры, вертикальные и горизон­тальные, сканирование по вееру скоростных кривых) • Серия временных разрезов • Анализ и выбор оптимальных скоростных разрезов.

VI. Окончательное накапливание на ОГТ

• Ввод окончательных статических поправок • Ввод окончательных кинематических поправок • Автоматическая коррекция статических поправок • Напряжение окончательного временного разреза • Масштабирование, визуализация.

Далее проводится углубленная кинематическая обра­ботка, целью которой является построение глубинной ско­ростной модели среды с реализацией следующих этапов:

• расчет горизонтальных спектров скоростей; • пересчёт V_эф, V_cp, V_иht; • перебор параметров адаптивного суммирования по ОГТ; • перебор параметров вычитания кратных волн; • перебор параметров миграции; • выбор скоростной модели.

Динамическая обработка обычно включает в себя:

• построение динамических разрезов с сохранением от­носительных амплитуд; • расчёт динамических параметров; • восстановление акустической характеристики сейс­мической среды (инверсии); • построение разрезов динамических параметров; • расчет поглощающих свойств среды; • прогноз акустических свойств среды.

В качестве дополнительных блоков могут выступать:

• расчёт атрибутов AVO; • элементы высокоразрешающей сейсморазведки (ВРС); • обработка ВСП; • Гильберт-преобразования; • мониторинг; • анализ анизотропии; • частотно-энергетический анализ и т.д.

Основным отличием обработки данных 3D сейсмораз­ведки от 2D является использование трехмерных процедур. Использование в настоящее время двумерных процедур в обработке и интерпретации данных 3D (например, скоро­стной анализ) является недостатком и данью времени, ко­торый в будущем будет устраняться.

Принципы геометрической сейсмики. Уравнение поля времен.

В геометрической сейсмике распространение волны изучают по формам волновых фронтов и сейсмических лучей. Объемная волна, возникающая при взрыве, распространяется во все стороны от точки взрыва с некоторой конечной скоростью, которая зависит от физических свойств среды и типа волны, т.е. в каждый момент времени при движении волны в колебательном процессе участвует лишь некоторый слой среды. Распространение упругих колебаний представляет волновой процесс. На основе волновой теории можно решать задачи распространения сейсмических волн в однородных и неоднородных средах. Более простые решения практических задач сейсморазведки можно решить используя лучевые представления геометрической сейсмики. Геометрическая сейсмика изучает законы распространения сейсмических волн на основе представлений о лучах как направлениях по которым происходит перенос энергии волны. Название по аналогии с геометрической оптикой, где понятие о световых лучах и имеет с ней общие законы. Эти законы применимы когда длина волны намного меньше по сравнению с протяженностью волнового фронта (расстоянию источник-приемник). В реальной волновой сейсмике длина волны – величина конечная, то отступления от законов геометрической сейсмики тем меньше, чем больше размеры неоднородности, на которой образуется волна.

Поверхность, ограничивающая область упругой среды в этом слое, в котором волна вызвала колебание, от области, в которой колебания еще не начались, называют фронтом волны. Если размеры очага возбуждения малы по сравнению с длиной волны и с длиной пути распространения волны, то источник колебаний – точечный, а фронт волны - сферический. Волну, распространяющую в таких средах, если ее интенсивность мало меняется по фронту, называют сферической. Сферическая волна на очень больших расстояниях от источника постепенно переходит в плоскую. Радиус кривизны сферического фронта понемногу возрастает.

Величина Δу имеет смысл только при соизмеримости с длиной волны λ. Равенство dR= λ при возможной замене волны на плоскую.

В современной сейсморазведке большое значение приобретает исследование кинематики упругих волн, которая определяется принципом Гюйгенса в его элементарной форме для конфигурации фронтов волн и принципом Ферма – для установления траектории лучей. При таком подходе можно изучать распространение их фронтов в некоторой области среды, если в ней задана функция v(x,у,z) , определяющая скорость распространения волны в каждой точке этой области. Вокруг этих точек может быть построена сферическая волна радиусом R=v Δt,где Δt – интервал времени (в сек) распространения волны из точки волнового фронта. Знание полей времен различных волн позволяет составить наиболее полное представление об их кинематических особенностях. Поле времен – это область среды, в каждой точке которой определено время прихода волны. Функция t (x y z), описывающая это поле, называется функцией поля времен (в некоторой области W среды распространяется упругая волна, то в каждой точке М (х у z) может быть определено время прихода волны в эту точку фронта. Величина t=t(x y z) является скалярной, т.е. в области W существует скалярное поле, называемое полем времени.) Уравнение (dt/dx)²+(dt/dy)²+(dt/dz)²=1/v²(x,y,z) описывает поле времен любой объемной волны, которая может распространяться в среде с заданным распределением скорости v(xyz) в приближении геометрической сейсмики. Это уравнение описывает все поля времен, возможные в среде W с заданным распределением скорости v и называется уравнением Гамильтона обобщенного поля времен. Чтобы из всех всевозможных полей выбрать частное нужно задать положение и характер действия источника и начальные условия. Если среда однородная то t=1/v*√x²+y²+z² и фронт волны представляет собой сферическую поверхность, а если неоднородная то поверхности имеют сложную криволинейную форму. Поверхности, на которых находятся совокупности точек поля времен с одинаковыми временами прихода волны, называются изохронами поля времен. Линии перпендикулярные к изохронам называются сейсмическими лучами. Они характеризуют направления по которым происходит перемещение фронта со скоростью v.

1 принцип. (принцип наименьшего времени)

Распространение сейсмической волны от одной точки среды до другой вдоль луча происходит в наименьшее время по сравнению с любым другим путем между теми же точками. Это принцип Ферма. Применение его в случае однородной изотропной среды приводит к выводу о прямолинейности сейсмических лучей. В анизотропных средах где скорость изменяется лучи криволинейны и их форма определяется геометрически – построением линий перпендикулярных к изохронам (аналитически криволинейным интегралом t= ∫ds/v(x,y,z) , где ds – элемент криволинейного луча. При вычислении интеграла нужно найти функцию s(xyz) , для которой t время пробега волны было минимальным (по принципу Ферма). Смотри рисунок.

2.Принцип Гюйгенса гласит что каждую точку волнового фронта можно рассматривать как новый источник волн. Принцип помогает объяснить, каким образом передается информация о сейсмических возмущениях в недрах земли. В частности, если задано положение волнового фронта в некоторый момент времени, то положение его в будущем можно найти, принимая каждую точку первого волнового фронта за новый источник волн. Но он не дает возможности решить вопрос об интенсивностях волн, распространяющихся по разным направлениям. Этот недостаток устранил Френель, дополнив принцип Гюйгенса идеей интерференции волн. Таким образом принцип Гюйгенса-Френеля позволяет определять интенсивности волн распространяющихся по разным направлениям. Интенсивность упругой волны в любой точке среды за пределами ее волнового фронта определяется как результат интерференции элементарных сферических волн, источники которых непрерывно распределены на поверхности S. Сейсмические наблюдения выполняют на поверхности земли, по их результатам определяют времена прихода сейсмических волн в различных точках поверхности. Зависимость времени прихода от координат х и у точек наблюдений называется поверхностным годографом сейсмической волны. Его можно рассматривать как поле времен этой волны на поверхности. Кроме поверхностных используют линейный годограф - определяет поле времен на профиле (линии).

Если мы возьмем достаточное число точек то огибающая этих дуг А¹В¹ определит с нужной нам точностью положение фронта в поздний момент.

Если АВ плоскость, а V – постоянная величина, нужно провести всего две дуги, и прямая, касательная к ним определит положение нового волнового фронта.

3. Еще один принцип наложения полей говорит о том, что если в среде распространяется несколько типов волн, то каждая ведет себя так, что будто другие не существуют. Это дает возможность изучать каждую волну отдельно.

4. Принцип взаимности время пробега монотипной волны не изменяется при взаимном изменении положения источник-приемник.

5. Зона Френеля.

На поверхности зоны Френеля образуют концентрические поверхности с радиусами r1, r2 и т.д. .это и есть зоны Френеля. Через зоны Френеля можно оценить разрешающую способность сейсморазведки по горизонтали. Если в соответствие с формулой Кирхгофа происходит сложение колебаний, тогда колебания внутри первой зоны Френеля суммируются синфазно, а за ней уничтожаются.

Радиус первой зоны Френеля:

при условии, что h>>l.

Для условий регистрации отраженной волны (Саваренский) и в предположении плоской волны:

принимая, что при вертикальном падении луча r»R»ho:

6. Уравнение Кирхгофа.

Зная распределение поля смещения U на произвольной поверхности Q можно рассчитать поле смещения в любой точке среды.

7. длина волны l несоизмеpимо мала по сpавнению с расстоянием до источника r>>l;-источник пpинимается точечным;-энеpгия упpугих волн не выходит за пpеделы лучевой тpубки.Основное уpавнение геометpической сейсмики - это уpавнение поля вpемен (Гамильтона):

8. Закон отражения - преломления (закон Снеллиуса, закон Снелла, 1620г.). Закон Снеллиуса - Декарта.

Формулировка закона (для изотропных сред): 1) луч падающий, отраженный, преломленный и нормаль к поверхности раздела, лежат в одной плоскости, называемой плоскостью луча; 2) углы падения a, преломления b, отражения g, и скорости связаны между собой соотношением:

где Р - параметр луча, Vк - кажущаяся скорость пробега волны вдоль границы раздела.

Рассчитать гравитационный эффект от бесконечного плоскопараллельного слоя мощностью 1 км с избыточной плотностью 0,05 г/см³.

Δg=2π f σ h F=6.67*10^-11 м³/кг*с² h=1 км = 10³м σ_изб =0,05 г/см³ = 50 кг/м³

δg = 2*3.14*6.67*50*10³*10^-11= 2.094 * 10^-5 м/с² = 2,094 мГл

[δg] = м³*кг*м / кг*с²*м³

3.Общие принципы интерпретации сейсмических данных

Интерпретация сейсмических данных – переход от времени распространения сейсмических волн, их формы, интенсивности, протяженности, к глубинам и формам геологических границ, свойствам отдельных пластов, наличию и типу в них флюидов, положению тектонических нарушений, смене литологии и др. характеристик вещественного состава пород. Интерпретация - это получение модели среды, отражающих особенности геологического строения и геологической истории, которые определяют нефтегазоперспективность. Процесс интерпретации заключается в следующей последовательности:

1) дообработка с целью достижения увязки с другими сейсмическими данными, повышения разрешенности волн, ослабления помех и устранений искажений волнового поля;

2) AVO анализ сейсмических записей; определение и коррекция формы импульса для приведения сейсмических трасс к нуль-фазовому импульсу являющемуся наилучшим с точки зрения временной разрешенности,

3) сейсмическая инверсия для преобразования трасс отраженных волн в трассы акустических импендансов (жесткостей). (P.S. Акустическая жесткость породы=( ), - плотность породы, V-скорость породы.)

4) увязка отраженных волн с данными стратиграфии для установления значений времен, соответствующих стратиграфическим границам и пластам,

5) корреляция и определение атрибутов волн для извлечения информации, необходимой при прогнозе состава и свойств горных пород. Атрибуты определяют по сейсмическим трассам, трассам мгновенных параметров и спектрам колебаний во временном окне, приуроченном к прокоррелированному горизонту, или между двумя горизонтами,

6) формирование скоростной модели среды для структурных построений, перевода временных разрезов и кубов из масштаба времени в масштаб глубин, совмещение данных сейсморазведки и бурения, прогноза состава и свойств горных пород,

7) геологическая интерпретация волновой картины (сейсмостратиграфия, основным моментом при сейсмостратиграфии является сейсмическая привязка, сейсмоформационный, седиментационный, палеотектонический анализ) для изучения условий и обстановок осадконакопления, прогнозирования литофациальных характеристик пород, выявление врезов и т.д.

8) интегрированный анализ данных сейсморазведки и бурения с целью изучения межскважинного пространства и экстраполяции данных бурения на те участки, где скважин нет, к интегральным методам относят сейсмический каротаж(СК), вертикальное сейсмическое профилирование (ВСП),

9) математическое сейсмомоделирование для объяснения кинематических, динамических особенностей реальных волновых полей, выявление атрибутов наиболее информативных для поисков разведки геологических объектов (есть залежь или нет), установления соответствия между сейсмическими волнами и геологическими границами,

10) построение карт: структурные карты, карты времен t₀ и карты средних скоростей, которые являются обязательными отчетными документами,

11) оценка точности и качества структурных построений. (рассчитываются согласно инструкции). Точные оценки составляют по всей площади 20 м/с. А для глубин (структурных карт) – (8-10 метров).

Сейсмогеологические условия. Полезные волны и волны помехи

Возможность успешного применения сейсморазведки для изучения геологического строения территории определяется сейсмогеологическими условиями, зависящими от геологического разреза. Сейсмогеологическими условиями называют совокупность распределения упругих свойств горных пород, слагающих район исследования от поверхности земли до глубин, подлежащих изучению. Различают поверхностные и глубинные сейсмогеологические условия. Поверхностные условия определяются строением верхней части разреза (составом породи выдержанностью верхней части разреза; характером зоны малых скоростей; положением водоносных горизонтов; рельефом местности). От них зависят условия возбуждения и приёма сейсмических колебаний. Глубинные условия определяются совокупностью данных: наличием в различных частях разреза сейсмических границ, отражающих или преломляющих; качеством сейсмических границ – их выдержанностью по простиранию, гладкостью, углами наклона; распределением скоростей в геологическом разрезе.

Полезные волны – такие волны которые используют для исследования геологич. строения изучаемого участка. Полезные волны регистрируют на фоне помех, т.е. волн, которые мешают выделению полезных волн. Регулярными наз. волны, которые могут быть корреляционно прослежены на протяжённом отрезке наблюдений. Нерегулярные волны (нерегулярный фон помех взрыва) не могут быть корреляционно прослежены.