Рег. волны помехи при сейсморазведке МОВ 3 страница

Определения скоростей, относящихся к одному сейсмогеологическому разрезу, обобщают для установления закономерностей скоростного строения покрывающей толщи и ослабления влияния случайных и систематических ошибок. Обычно оценки Vэф имеют массовый характер, однако надежность единичного определения недостаточно высока. Поэтому приходится выполнять их статистическую обработку с целью повышения объективности оценки скоростных характеристик разреза.

Статистические методы обработки составляют лишь одну сторону задачи обобщения данных о сейсмических скоростях. Необходимо составлять массив данных, подлежащих совместной обработке, с учетом особенностей сесмогеологического строения разреза, влияющих на изменения скоростей.

Точность и детальность изучения скоростного разреза повышается постепенно, путем последовательных приближений на основе анализа и сопоставления различных вариантов обобщения. На основе одномерного или двумерного сглаживания и обобщения получают и строят следующие материалы, характеризующие строение покрывающей толщи.

Вертикальные графики зависимости скорости от времени или глубины Vэф(tо), Vср (tо ), Vср (z) составляют путем осреднения вдоль соответствующей оси значений Vэф или вычисления по ним Vср.

Горизонтальные графики зависимости скорости от координаты профиля Vэф(х), Vпл(х), Vср(х) и др. получают сглаживанием по профилю соответствующих величин, относящихся либо к определенному горизонту (пласту), либо к фиксированному сечению разреза по глубине z или времени tо. По этим материалам изучают горизонтальные градиенты скоростей, обусловленные структурными и фациально-литологическими факторами.

Развернутые графики скоростей типа Vэф (x,to), Vпл (x,to), Vср (x,to) и др. получают путем двумерного сглаживания результатов определений скорости на плоскости временнрго или глубинного разреза. Результаты изображают изолиниями равных значений.

Карты скоростей Vэф(x,y), Vпл(x,y), Vср(x,y) и др. строят для исследуемой площади на основании определений, сделанных по сети профилей. Карта харатеризует определенный сейсмический горизонт, либо некоторое сечение покрывающей толщи на глубине z или времени tо. Карту получают двумерным сглаживанием исходных значений или путем интерполяции осредненных значений, снятых с горизонтальных графиков скоростей.

Скоростные колонки Vпл(to), Vпл(z) и скоростные разрезы Vпл(x,to) составляют по осредненным значениям пластовых скоростей для совокупности слоев покрывающей толщи. Одна колонка характеризует разрез только по вертикали. Скоросной разрез характеризует изменение пластовых скоростей по вертикали и горизонтали для целого профиля

Аналитические выражения напряженности магнитного поля для источников правильной геометрической формы: шар, тонкий пласт, - намагниченных по падению. Практические рекомендации по истолкованию реальных аномалий.

При толковании аномалий нужно, в первую очередь, учитывать их форму. Так, в случае с простыми телами, многое может сказать форма аномалии в плане – если аномалия изометрична, то, возможно, ее породило тело шарообразной формы (или вертикальный стержень), если же аномалия вытянута, то и возмущающий объект должен быть протяженным, например, вертикальный пласт.

Аналитическое выражение напряженности для шара

Вертикальная составляющая:

где М – магнитная масса объекта: M=4/3*П*R³*J

Определение глубины до центра шара:

Аналитическое выражение напряженности для тонкого пласта:

Пласт называется тонким, если мощность его меньше глубины залегания.

Вертикальная составляющая:

глубина залегания верхней кромки: h=x_1/2

Решение прямых задач сейсморазведки

Прямая задача – состоит в расчете поля, распознавание волн; определение кинематических поправок и геометрического расхождения; построение синтетических (теоретических) сейсмограмм создаваемого моделью. Модель является упрощенным представлением реального разреза, для которого расчетное поле упругих волн согласуется с наблюденным полем. Важнейшим элементом модели среды является сейсмический пласт (слой). Чаще всего считают, что сейсмический слой имеет плоские границы, а его пластовая скорость постоянна. При прямой задаче на основе принятой модели рассчитывают ожидаемые значения параметров, которые затем сравнивают с результатами реальных измерений. Прямая задача сейсморазведки основана на создании синтетических (теоретических) сейсмограмм. Синтетическая сейсмограмма нужна для контроля и сравнения между скважинной информацией и сейсмическим горизонтом (например при 2D скв-на может быть значительно удалена от сейсмического профиля). Синтетическая сейсмограмма строится в вертикальном масштабе времен, а скважинная информация имеет глубинный масштаб. Для перевода глубин во временной масштаб опираются на данные (V_инт) по материалам акустического каротажа, отфильтрованным в сейсмической полосе частот. Однако интервальные скорости по АК, обычно завышены относительно интервальных скоростей по данным сейсморазведки МОВ ОГТ. В связи с этим полученную синтетическую сейсмограмму редактируют (сжимают или растягивают по вертикали), опираясь на данные сейсмокаротажа или вертикального сейсмопрофилирования скважин (ВСП). Процесс редактирования проводят в несколько приемов (итераций), добиваясь наилучшей сходимости реальной и модельной трассы. Прямые задачи решаются для анализа каких -то явлений.

Построение синтетической сейсмической трассы является простой формой одномерного моделирования и в комплексе с методами профильного (двумерного) и пространственного (трехмерного) моделирования позволяет получить модели сейсмических записей, близкие к истинным (то есть решить прямую динамическую задачу сейсморазведки). Сопоставление синтетических сейсмограмм с полевыми сейсмическими записями и материалами ВСП (вертикальное сейсмическое профилирование) является средством увязки данных промысловой геофизики с сейсморазведочной информацией. Эта процедура является ключевым моментом на начальном этапе комплексной интерпретации данных бурения и сейсморазведки. Основное назначение синтетических сейсмограмм — определение того, какая геологическая граница (или серия границ) вносят основной вклад в формирование той или иной отраженной волны.

Процесс построения синтетической сейсмограммы, реализованный в компьютерных системах, заключается в следующем: 1) по данным акустического и плотностного каротажа рассчитывается акустическая модель среды с определением коэффициентов отражения; 2) путем решения системы уравнений на основании акустической модели среды и реальных сейсмических трасс определяется падающий сейсмический сигнал; 3) при свертке импульсной кривой коэффициентов отражений и сейсмического сигнала получается модельная сейсмическая трасса, отображающая реальный геологический разрез в волновом поле; 4) качество привязки оценивается статистически, путем сопоставления реальных и модельных сейсмических трасс.

Назначение методики ОГТ МОВ, эффективность методики ОГТ МОВ. Системы наблюдений, применяемых при ОГТ. Расчёт характеристик направленности ОГТ и их использование для выбора систем наблюдений.

Основой метода общей глубинной точки являются системы многократных перекрытий, группировка трасс в сейсмограммы ОГТ по принципу их принадлежности общей средней точке (середина расстояния источник-приёмник и ввод кинематических и статических поправок, последующее суммирование сигналов одноимённой отражённой волны, записанной на данной сейсмограмме ОГТ. Достоинствами МОГТ являются: индивидуальность каждой сейсмограммы ОГТ, сформированной из трасс сейсмограмм общего пункта возбуждения (ОПВ), не повторяющихся ни в одной другой сейсмограмме ОГТ; симметричность годографа ОГТ отражённой волны относительно данной средней точки и допустимость его гиперболической аппроксимации; избыточность системы многократных перекрытий. Эти свойства играют определяющую роль в решении основной задачи – ослабления регулярных (многократных, обменных) и нерегулярных волн-помех.

На рис. приведена принципиальная схема наблюдений, иллюстрирующая порядок выборки каналов, удовлетворяющих условию единства общей средней точки. Точки приёма 2, 3. 4, 5, 6 смещены относительно начала координат (средней точки) на Dх, 2Dх, 3Dх, 4Dх, 5Dх, а соответствующие им точки возбуждения, обозначенные цифрами II, III, IV, V, VI - на -Dх, -2Dх, -3Dх, -4Dх, -5Dх, В точке приёма 1 (центр системы – средняя точка) источник и приёмник совпадают. Набор трасс образует сейсмограмму ОГТ, а прокоррелированные на ней импульсы отражённых волн – годографы ОГТ. Длина базы наблюдений в большинстве геолого-геофизических ситуаций 2,5-3 км, редко превышает 4,5 км. Для преобразования сейсмограмм ОГТ во временной разрез в каждую трассу вводят кинематические поправки. При этом оси синфазностей

Регулярных волн-помех недоспрямляются, приобретая форму кривой второго порядка. В процессе суммирования трасс, в которые введены кинематические поправки, однократно-отражённые волны складываются в фазе и в результате усиливаются, а регулярные волны-помехи складываются с фазовыми сдвигами, что приводит к их ослаблению. Системой наблюдения называют взаимное расположение ПВ и ПП. Система бывают: 1) линейные – когда ПВ и ПП располагаются на одной линии; 2) площадные – когда ПВ и ПП располагаются по площади. Линейные:1) центральная – когда ПВ расположен симметрично в центре установки

2) фланговая – когда ПВ размещён на концах базы: а) левофланговая б) правофланговая

Параметры схемы наблюдений определяются сейсмогеологическими условиями, задачами работ и техническими возможностями исполнителей. К параметрам схемы наблюдений относятся: величина базы наблюдений, положение пункта взрыва относительно базы приёма, минимальное (х_min – вынос пункта взрыва) и максимальное (х_max) удаления сейсмоприёмников от источников, кратность наблюдений. Характеристика направленности системы ОГТ (Р) представляет собой зависимость чувствительности системы ОГТ от кинематических и динамических параметров, суммированных по принципу ОГТ (частоты f и времени t_max). Характеристика служит для борьбы с волнами-помехами глубинного характера (кратно отражённые волны). Расчёт характеристики начинается с расчёта остаточного годографа – годограф волны-помехи глубинного характера, полученный после введения кинематической поправки. Рассчитывается по формуле:

, где h₂, v₂ – глубина и скорость до целевого горизонта; x – расстояние между с/п от 0 до x_max из системы наблюдений; v₁ – скорость полнократно отражённой волны, соответствующая времени ; время определяется по графику v_ср=f(t₀). По годографу определяется относительная стрела прогиба d: .

Рассчитать параметр d_i(d_i=t_i/Dt_max) по формуле: , где n – кратность системы; i – порядковый номер точки расчёта 0£i£(n-1). Характеристика направленности системы ОГТ Р=f(fDt_max) рассчитывается по формуле:

Расчёт характеристики направленности площадной системы ОГТ. Исходным параметром для построения системы является расстояние взрыв-прибор, которое обозначается l_i. Количество этих значений равно n_xy. По остаточному годографу полнократно отражённой волны определить значения t_I, соответствующие значениям l_i.Рассчитать Характеристику направленности системы по формуле:

Способы измерения геомагнитного поля. Принцип свободной прецессии протонов.

Методы элементов земного магнитного поля подразделяются на динамические и статические.

Динамическими называются методы, при которых наблюдается движение, а непосредственно измеряемой величиной является время (частота).

Статическими называются методы, при которых наблюдаемой величиной является положение равновесия и непосредственно измеряемой величиной лилейное или угловое смещение.

К динамическим методам измерения составляющих магнит­ного поля относятся наблюдения над качанием магнита, а также наблюдения частоты прецессии вектора ядерного намагничивания. Статические методы измерения составляющих земного магнит­ного поля заключаются в уравновешивании момента вращения магнитной стрелки, обусловленного действием земного магнитного поля, моментом силы тяжести, моментом кручения нити или пружины.

Измерения силы тяжести и составляющих магнитного поля Земли подразделяются на абсолютные и относительные.

Абсолютными называются методы, при которых измеряется полное значение со­ставляющих магнитного полей.

Относительными называются методы определения разности составляю­щих магнитного поля в данном пункте и в не­котором другом (исходном).

Принцип свободной прецессии протонов.

На практике применяются ядерно-прецессионные или просто ядерные магнитометры. Сущность ядерного (протонного) метода состоит в точном определении частоты прецессии вектора ядерного намагничения вокруг вектора земного магнитного поля после выклю­чения дополнительного, искусственно создаваемого сильного маг­нитного поля.

Протоны обладают механическим моментом Р (или спином) и магнитным моментом µ.

Находящийся в магнитном поле протон прецессирует (т.е. совершает круговые конические вращения) вокруг силовых линий магнитного поля. Частота этих колебаний (или частота свободной прецессии протона) определяется по формуле:

ω=γ*Т,

где γ – герромагнитное отношение протона, равное отношению магнитного момента протона к механическому.

γ=µ/Р

На принципе прецессии основана одна из методик измерения напряженности магнитного поля.

В качестве материала для создания эффекта прецессии исполь­зуются богатые протонами жидкости (вода, спирт, бензол и др.).

При помощи катушки, внутрь которой помещается сосуд с жидкостью, создается сильное магнитное поле Н, направленное приблизительно перпендику­лярно к направлению вектора земного поля Т. В этом случае век­торы ядерного намагничения ориентируются в направлении, близ­ком к направлению поля Н. После мгновенного выключения поля Н вектор ядерного намагничения будет стремиться ориентироваться по направлению поля Т, совершая за время релаксации (процесса перехода из направления Н в направление Т) движение вокруг вектора Т.

Вектор ядерного намагничения, прецессируя вокруг вектора Т, наводит переменную ЭДС в приемной катушке, окружающей сосуд с жидкостью. В применяемой аппаратуре катушка возбужде­ния одновременно является и приемной катушкой. При этом частота прецессии вектора ядерного намаг­ничения будет равна частоте наведенной переменной ЭДС. Индук­тируемая ЭДС убывает за время релаксации по экспоненциаль­ному закону. Однако, поскольку время релаксации исчисляется долями секунды, этого времени оказывается достаточно для измерения частоты с необходимой точностью.

Ядерный магнитометр состоит из следующих основных узлов:

1) датчика, представляющего собой тороидальный сосуд, на­полненный жидкостью и окруженный катушкой;

2) радиоканала, в котором происходит усиление сигнала, умно­жение частоты сигнала, фильтрация и смешение сигналов от дат­чика и счетного устройства;

3) счетного устройства, представляющего собой кварцевый ге­нератор для получения строго фиксированного интервала счета;

4) регистрирующего устройства, перерабатывающего пришед­шие сигналы и печатающего результат

5) источников питания установки.

Основные достоинства ядерного магнитометра заключаются в из­мерении абсолютного значения Т при практически стабильном нуле, высокой чувствительности и точности измерений, а также в отсутствии необходимости точной ориентировки датчика, влияний температуры, влажности, давления, ударных нагрузок и вибраций.

Недостатком ядерных магнитометров является продолжительность измерений, порядка 1—2 сек, затрачиваемых на поляризацию ядер, и измерение частоты прецессии. Это не позволяет применять существующие конструкции ядерных магнитометров для непрерывных измерений при воздушных съемках, так как за 1—2 сек самолет проходит 100—150 м. Поэтому при воздушных съемках в настоящее время ядерные магнитометры или ядерные приставки используются для периоди­ческих измерении абсолютных значений напряженности магнитного поля.

Решение Обратных задач сейсморазведки

Обратная задача сейсморазведки - заключается в определения сейсмологического строения изучаемой территории по наблюденному полю упругих волн. Обратные задачи решаются при интерпретации. Интерпретация это получение модели среды (например виде структурных карт, интервальных скоростей, карт t₀ и т.д), т.е. обратная задача это получение модели.

При решении обратной задачи сейсморазведки исходными данными для анализа являются: постановка задачи, априорная информация о сейсмической модели среды и экспериментальный материал. Постановка обратной задачи определяется целями сейсморазведочных работ и техническими возможностями их выполнения, составом, структурой и качеством полученного полевого материала. Априорная информация содержит собранные сведения общего и частного характера, необходимые для решения поставленной задачи. Эта информация касается геологического строения, глубинных и поверхностных сейсмогеологических условий, данных о системе наблюдений, сведений о зоне малых скоростей и т.п. Исходя из поставленной задачи, на основе априорных данных выбирают подходящие модель среды и модель сейсмограммы.

Большинство обратных задач сейсморазведки решается на использовании эффективных моделей среды.

Если построение синтетической сейсмограммы есть расчет сейсмотрассы по промыслово-геофизическим данным, то построение диаграммы псевдоакустического каротажа - это расчет каротажной кривой по информации, заключенной в сейсмотрассе. Уравнение расчета коэффициента отражения можно решить относительно акустической жесткости нижней среды:

где V_jρ_j - акустическая жесткость в j пласте; V - скорость; ρ - плотность; К - коэффициент отражения; Si - импульсная сейсмограмма;
А - амплитуда сейсмического сигнала.

Для проведения преобразования необходимо помимо сейсмограммы иметь информацию об акустической жесткости первого слоя V_oρ_o и амплитуду сейсмического сигнала A.

Акустический каротаж и импульсная сейсмограмма являются трансформантами относительно друг друга. При некоторых допущениях операция свертки импульсной трассы с сейсмическим сигналом аналогична фильтрации акустического каротажа.

При тщательном проведении полевых работ и обработки сейсмического материала удается получить сейсмические трассы, удовлетворяющие модели сейсмограммы, принятой для пересчета по вышепредставленной формуле (трасса сформирована однократными отражениями, ее амплитуда скорректирована с учетом изменений, вызванных расхождением фронта сейсмической волны, возможных эффектов поглощения и т.д., форма сейсмического сигнала близка к нуль-фазовой). В этом случае по сейсмической трассе можно восстановить характер изменения акустической жёсткости с глубиной. Для сопоставления результата преобразований с данными АК необходимо перейти от акустической жесткости к значениям скорости. Этот переход может быть сделан на основе учета информации об изменении плотности с глубиной либо на основе использования корреляционных зависимостей между изменениями скорости и плотности.

После коррекции результата инверсии сейсмической трассы на изменение плотности и добавления низкочастотной компоненты скорости получаем кривую синтетического каротажа в координатах скорости и времени. Получаемая таким образом кривая скорости называется кривой псевдоакустического каротажа (ПАК). Кривая псевдоакустического каротажа представляет информацию о разрезе, содержащуюся в сейсмических данных, в виде, удобном для сопоставления с результатами скваженных наблюдений.

Целью построения диаграмм псевдоакустического каротажа является прогнозирование акустических свойств геологического разреза, с которыми связаны такие параметры осадочных пород, как песчанистость, пористость, флюидонасыщенность и т.д.

Скоростные неоднородности геологических сред, слоистые, градиентные, слоисто-градиентные геологические среды. Коэффициенты отражения, прохождения волн, тонкослоистые и толстослоистые геологические среды, виды сейсмических границ.

Реальные геологические среды очень сложны с точки зрения скоростного разреза и особенностей распространения в них монотипных упругих волн. Упрощенными моделями сейсмических сред являютя следующие:

В однородной изотропной среде скорость распространения упругой волны в каждой точке неизменна по величине и направлению. В однородной анизотропной среде скорость распространения упругих волн по разным направлениям различна. В слоисто-однородных средах скорость остается постоянной лишь в каждом слое и скачком меняется на границах. В градиентных средах скорость распространения волн является непрерывной функцией координат. Чаще всего наблюдается увеличение скорости с глубиной (среды с вертикальным градиентом скорости). В двухмерно-неоднородных средах скорость меняется и в вертикальном и в горизонтальном направлениях

Таким образом в сейсморазведке изучаются среды, состоящие из слоев, в каждом из которых скорость либо постоянна, либо меняется непрерывно, а на границах слоев – меняется скачком.

Для образования тех или иных волн большую роль играют форма и качество сейсмических границ между слоями.

Резкая граница (разрывно-резкая) – или граница разрыва первого порядка – когда физические свойства по обе стороны границы изменяются скачком (скорости или акустические жесткости меняются более чем на 25%).

Нерезкие границы (границы разрыва второго, третьего и т.д. порядков) – в этих случаях изменяются, соответственно, первая, вторая, третья и т.д. производные физических констант.

Транзитивная граница – изменение физических свойств происходит через промежуточный слой малой (по сравнению с длиной волны) мощностью ( )

В связи с разным строением сейсмических сред и границ в сейсморазведке используются следующие скорости (или типы скоростей) распространения упругих волн: Истинная скорость, пластовая, средняя, интервальная, эффективная, граничная, кажущаяся.

Физические параметры плотность( ) и скорость (V) определяют акустическую жесткость породы ( ), а, следовательно, и отражающие свойства пластов. Отражающая способность выражается через коэффициент отражения. Коэффициент отражения равен отношению амплитуды отраженной волны (Аот.) к амплитуде падающей волны (Апад)

- плотность и скорость в покрывающем слое

- плотность и скорость в подстилающем слое

Граница является отражающей при неравенстве акустических жесткостей

Отношение амплитуды волны, преломленной на границе раздела, к амплитуде падающей волны называют коэффициентом прохождения (коэффициент преломления)

Слоистая среда является моделью многих реальных объектов, в первую очередь осадочных толщ.

По соотношению времен пробега волны через слой и длительности волнового импульса слои подразделяют на тонкие и толстые. Слой называют толстым, если отраженные от его границ волны не интерферируют друг с другом ( ). Слой называют тонким, если имеет место интерференция колебаний, отраженных от границ слоя (2 ). Понятия тонкий слой и толстый слой относительны, возможность их применения определяется длительностью волнового импульса.

Толстослоистая среда. В этом случае волновое поле можно рассматривать как совокупность отдельных волн, каждая из которых может рассматриваться независимо от остальных. Внутри слоя волна распространяется как в однородном полупространстве. В общем случае при падении на каждую границу раздела волна преобразуется в четыре новых волны – монотипную и обменную отраженные, монотипную и обменные преломленные. Таким образом, по мере распространения через слоистую среду число волн неограниченно растет. Форма каждой волны (при докритических углах падения волн на границы) в процессе распространения не меняется и соответствует форме исходной волны.

Тонкослоистая среда. В тонкослоистой среде колебания обусловлены интерференцией множества волн, испытавших отражения и преломления на границах слоев. Условия интерференции зависят от мощности слоев, их упругих свойств и от угла падения волн на границы.

Реальные геологические среды обычно представляют совокупность тонких слоев, образовавшихся в результате часто изменяющихся условий осадконакопления (тонким в сейсморазведке называют слой, мощность которого меньше видимой длины волны). В тонкослоистых средах упругие параметры (скорости и плотности) почти непрерывно изменяются с глубиной. Совокупность тонких слоев, в которой упругие параметры незначительно варьируют около некоторого среднего значения, часто объединяют в одну пачку – сейсмический пласт, характеристиками которого будут являться некоторые средние значения скорости и плотности, таким образом, мы приходим к понятию слоистого разреза в виде последовательности толстых сейсмических пластов, в каждом из которых скорости и плотности принимаются постоянными

Магнитная индукция и напряженность магнитного поля: понятия, связь между ними, единицы измерения.

На проводник с электрическим током в магнитном поле действует сила, пропорциональная длине проводника и силе протекающего в нем тока. Коэффициент этой пропорциональности, характеризующий силу (интенсивность) магнитного поля, и называется магнитной индукцией. Единица магнитной индукции 1Тл (Тесла). Индукция поля в 1 Тл действует на 1 м длины прямолинейного проводника с током в 1А силой 1 Н, при условии, что линии напряженности перпендикулярны проводнику.

Индукция В характеризует поле внешних источников.

Напряженность МП Н характеризует поле без вклада, вносимого намагниченностью среды.

, где - наведенная намагниченность.

В среде, не содержащей постоянных магнитов, возможна только наведенная намагниченность.

,

где μ – относительная магнитная проницаемость вещества.

в воздухе μ=1, тогда:

3. Привязка данных сейсморазведки к геологическому разрезу.

Koэффициeнт oтpaжeния зaвиcит oт cкopocти и плoтнocти пopoд, кoтopыe измepяютcя aкycтичecкими и плoтнocтными мeтoдикaми кapoтaжa. Пoэтoмy мeждy кapoтaжными диaгpaммaми и ceйcмичecкими тpaccaми cyщecтвyeт oпpeдeлeннaя cвязь. Ceйcмичecкaя тpacca, paccчитaннaя пo дaнным пpoмыcлoвoй гeoфизики, нaзывaeтcя cинтeтичecкoй ceйcмoгpaммoй, a кapoтaжнaя диaгpaммa, paccчитaннaя пo ceйшoтpacce, нaзывaeтcя пceвдoaкycтичecкoй диaгpaммoй. Taкиe pacчeты мoжнo выпoлнить вecьмa пpиближeннo пo cлeдyющим пpичинaм.

1. Пoкaзaния кapoтaжa зaвиcят oт aбcoлютныx вeличин cкopocти и плoтнocти, кoэффициeнт oтpaжeния зaвиcит oт пpиpaщeния пpoизвeдeния cкopocти нa плoтнocть. Taким oбpaзoм, cвязь мeждy ними кaк бы aнaлoгичнa зaвиcимocти мeждy фyнкциeй и ee пpoизвoднoй.