Обработка и интерпретация данных метода ОГТ
При проведении работ по методу ОГТ на каждой точке наблюдения получают N сейсмотрасс — сейсмограмму ОГТ. Обработка данных метода ОГТ — это сложный и многоступенчатый процесс, в результате которого N сейсмотрасс сейсмограммы ОГТ заменяют одной новой сейсмотрассой, на которой однократные волны преобладают по интенсивности над многократными и всеми другими видами нерегулярных и регуляр- ных волн-помех. Для того чтобы понять, как синтезируют такую новую сейсмотрассу, каков ее физический смысл и чем определяется эффективность подавления волн-помех, рассмотрим следующий случай.
Предположим, что в ряде точек наблюдения А1, A2, A3 на профиле получены сейсмотрассы при х=0 — сейсмотрассы t0. Обозначим их Sok(t). Отраженные волны, регистрируемые на сейсмотрассах Sok(t), отличаются от сейсмотрасс, получаемых при х
≠ 0, тем, что траектории лучей однократно отраженных волн совпадают с траекториями лучей падающих волн, т. е. луч, выходящий из источника, возвращается к нему же,
проходя одним и тем же путем от источника до границы и обратно. Это означает, что
все однократные волны образуются при нормальном падении волн на отражающую границу.
Если по сейсмограмме Sok(t) удалось бы выделить однократные отраженные вол- ны и определить времена их вступления t1 k , t2 k , ……… , tik , то эхоглубины до соот- ветствующих границ можно было бы определить по формуле
H =vср k
×t
i k ,
k 2
где vср k — средняя скорость в толще, покрывающей k-ю отражающую границу.
|
Рис.1.31 Сейсмограмма ОГТ S0(t) (а) и сейс-
мограмма однократных волн F0(t) (б)
на изменчивость свойств вышележащих пород в плане, например на изменение их поглощающих свойств. Сейсмограмма, на которой в прямоугольных координатах по
горизонтальной оси наносят точки наблюдения, а по вертикальной — сейсмотрассы S0 k (t), давала бы непосредственное представление о положении отражающих границ, их числе и особенностях формы в сечении разреза вертикальной плоскостью, проведенной
через профиль. В этом смысле сейсмограмму t0 можно назвать сейсмическим изобра-
жением изучаемой толщи.
Однако на сейсмотрассах S0 k (t) и сейсмограмме t0, кроме относительно неболь- шого числа однократных волн, присутствует огромное число многократных. Число многократных волн лавинообразно возрастает по мере увеличения числа отражающих границ. Именно по этой причине однократные волны, приходящие от глубоких отра- жающих границ, оказываются в особо неблагоприятных условиях: чем больше время
регистрации, тем большее число многократных волн успевает сформироваться. Эти волны маскируют однократные волны в ряде случаев настолько, что их вообще не уда- ется выделить.
Представим себе, что каким-либо путем с сейсмотрасс S0 k (t) удалены все или большинство многократных волн. Тогда новое сейсмическое изображение давало бы полное представление об изучаемом разрезе — и времена вступления однократных волн, и их амплитуды. Сейсмотрассу F0(t), на которой времена вступления однократ- ных волн и их интенсивность остаются такими же, как на реальной сейсмотрассе S0(t), а кратные волны частично или полностью подавлены, можно получить путем соответ- ствующей обработки сейсмограмм ОГТ.
Рис.1.32 Построение суммотрассы ОГТ.
а — исходные сейсмотрассы Sk (t), б — вспомогательные сейсмотрассы, полученные при из-
вестной (истинной) скорости v=3ООО м/с; в — результат суммирования
На рис.1.31 приведен фрагмент сейсмического изображения, сейсмограммы S0(t) и тот же фрагмент после устранения из нее кратных волн — сейсмограмма F0(t). Опе- рацию преобразования сейсмограммы ОГТ в сейсмотрассу Fo(t) рассмотрим на не- скольких примерах. Пусть на некоторой точке профиля получено N сейсмотрасс ОГТ— S1(t), S2(t), ..., SN(t), соответствующих расстояниям источник — приемник x1<x2< …... xN, причем х1 ≠ 0, т.е. сейсмотрассы S0(t) отсутствуют (рис.1.32, а). Предположим, что на сейсмограмме имеется всего одна отраженная волна. Времена вступления волн в за- висимости от x: в соответствии с выражением (1.37) определяются годографом ОГТ:
x 2
t11( x ) =
2
|
|
1
=t01 +Dtk ( x ),
где t01 — время прихода этой же волны при х = 0, т. е. время, в которое волна бы- ла бы зарегистрирована на сейсмотрассе Sok(t); v1 — константа, имеющая размерность скорости.
Определим время вступления волны на сейсмотрассе S11(t), обозначив его t11.
Время вступления этой же волны на сейсмотрассе S01(t) было бы
2
|
2 x
|
|
1
Считая v1 известной, найдем t01 и импульс с сейсмотрассы Sk’(t) перенесем на вспомогательную сейсмотрассу S0’(t), поместив его так, чтобы время его вступления на этой сейсмотрассе было равно t01. Очевидно, что время t01 можно определить по любой из N сейсмотрасс на сейсмограмме ОГТ и на вспомогательные сейсмотрассы вынести импульсы с соответствующих сейсмотрасс ОГТ,— все эти импульсы будут иметь оди-
наковое время вступления, но, может быть, различную амплитуду. Таким образом, можно получить N вспомогательных S01(t), S02(t), ……..., S0N(t) сейсмотрасс (рис.1.32, б), каждая из которых по времени вступления и форме импульса волны совпадает с сейсмотрассой S0(t), но по амплитуде импульса может так или иначе отличаться от ре- альной сейсмотрассы S0(t).
Образуем из N вспомогательных сейсмотрасс суммотрассу F0 (t) следующим об-
Рис.1.33 Пример построения суммотрасс ОГТ при различных скоростях (исходные сейс-
мотрассы — см. рис1.32).
а—вспомогательные сейсмотрассы при v11 = 2500 м/с; б—вспомогательные сейсмотрассы при
v11 = 3500 м/с; в—результаты суммирования: I — v11 = 3000 м/с, II — v11 = 2500 м/с; .III — v11 =
2750 м/с, IV— v11 = 3250 м/с, V — v11 = 3500 м/с
разом: сложим все вспомогательные сейсмотрассы и результат суммирования поделим на N. При таком синфазном суммировании форма импульса на суммотрассе F0 (t) будет такой же, как и на исходных сейсмотрассах ОГТ, а амплитуда его будет равна средней амплитуде (рис.1.32, в). Эта суммотрасса по времени вступления волны и форме им- пульса совпала бы с реальной сейсмотрассой S0 (t), если бы запись была проведена при х=0, и можно ожидать, что в результате усреднения импульсов амплитуда импульса на суммотрассе будет близка к амплитуде импульса на реальной сейсмотрассе S0 (t).
Предположим теперь, что скорость v1 известна, и вместо v1 возьмем скорость v11(v11<v1). Используя сейсмотрассу S1(t), найдем предполагаемое время вступления этой волны на сейсмотрассе S0 (t):
t01
( v11
|
x2
2 - 1 =
11 v2
æ1 1 ö
|
|
|
|
11 è1
11 ø
Перенесем импульс с сейсмотрассы S1(t) на сейсмотрассу F0 (t) так, чтобы он вступал в момент t01(v11, x1). Возьмем сейсмотрассу S2(t) и найдем предполагаемое время вступления этой волны на сейсмотрассе F0(t):
t ( v
,x )
t2 x2 æ1 1 ö
|
ç - ÷
|
è1 11 ø
Перенесем импульс с сейсмотрассы S2(t) на сейсмотрассу F0 (t), поместив его так, чтобы он вступал в момент t02(v11, x). Аналогичным образом определим времена toi по другим сейсмотрассам ОГТ и импульс с каждой из сейсмотрасс снесем на сейсмотрассу F0 (t), поместив его начало на время, найденное по соответствующей сейсмотрассе ОГТ.
Сложим импульсы, суммируя их значения в один и тот же момент времени, и по- делим результирующий импульс на N. Поскольку v11<v1, то все toi(v11, x) будут раз- личны и не равны t01. Ошибка в определении t01 на сейсмотрассе F0 (t) зависит от х и v11:
Dt(v11
,xk
)=t01
( v11
, xk
|
æ1 1
|
|
|
ö
-t01
(1.59)
è1 11 ø
Как видно из выражения (1.59), ∆t возрастает при увеличении как х, так и раз-
ности (v1 – v11). На рис.1.33 приведены примеры построения сейсмотрасс ОГТ. Всякий раз, когда скорость v11 не совпадает с v1, импульсы суммируются не в «фазе», гася друг друга. Операция, при которой импульсы с N сейсмотрасс ОГТ помещают на сейсмо- грамму F0(t) с временами вступления, вычисленными по известным х и выбранному значению v11, затем суммируют и делят на число сейсмотрасс в сейсмограмме ОГТ, на- зывают суммированием по способу ОГТ.
Как видно из примера, приведенного на рис.1.33, суммирование по способу ОГТ дает интерпретатору две возможности: выявить время вступления t0 и форму импульса интересующей волны, сохраняя его интенсивность такой же, какой она была бы на сейсмотрассе S0(t), или, наоборот, ослабить интенсивность некоторой волны относи- тельно той, которую она имеет на каждой из сейсмотрасс ОГТ и имела бы на сейсмот- рассе S0(t). Подавление волны при этом не сводится к простому уменьшению ее ампли- туды: на суммотрассе F0(t) появляется волна иной, чем исходная, формы и с меньшей, по сравнению с исходной волной, амплитудой. В этом состоит специфика подавления волн, осуществляемого при суммировании по способу ОГТ.
Мерой того, насколько сильно подавлена волна, можно принять отношение ам- плитуды волны на одиночной сейсмотрассе к амплитуде волны, полученной после суммирования. Очевидно, что наименьшей амплитуда импульса после суммирования будет тогда, когда сдвиги между каждым из импульсов, участвующих в суммировании на сейсмотрассе F0(t), станут сравнимы с Tвид / 2, где Tвид — видимый период импульса волны на исходных сейсмотрассах ОГТ. Но это означает, что подавление может быть эффективным лишь тогда, когда хN удовлетворяет условию
x2
t2 + N -t
>>T ,
x >>v× 2T
×t.
(1.60)
0 v2 0
вид N
вид 0
Приведенный выше пример позволяет сделать еще один важный вывод. Рассмат- ривая результаты суммирования с различными значениями v1, видим, что когда ско- рость выбрана правильно, импульс суммотрассы F0 (t) имеет наибольшую амплитуду. Это дает возможность определить скорости, опираясь на динамические параметры ре- зультирующих импульсов сейсмотрассы F0(t). Такой подход лежит в основе всех спо- собов скоростного анализа по данным ОГТ.
Если бы однократные и многократные волны на сейсмограмме ОГТ регистриро- вались, не интерферируя друг с другом, т. е. на сейсмотрассе S0(t) они вступали бы в моменты t01, t02, ……, t0k такие что t0i – t0k >τи, то описанным выше способом любую из этих волн можно было бы подавить или сохранить на суммотрассе F0(t). Подавить одни волны и сохранить другие можно лишь тогда, когда их годографы различаются по величинам параметра скорости vОГТ. Если параметры v1, v2, …., vk для различных годо- графов близки между собой, то независимо от различия или совпадения значений t01, t02,……, t0k суммирование по способу ОГТ либо равномерно подавит все волны, либо сохранит их такими же, какими они были бы на сейсмотрассе S0(t).
Предположим, что известна зависимость средней скорости от t0 — времени при- хода волны на сейсмотрассе S0(t). Такие сведения можно получить при проведении сейсмокаротажа скважин. Однако в выражение для годографа входит не vср(to) и не vэф, а либо vэф /cos φ (если волна однократная), либо vэф /cos mφ (если кратность волны m), где φ — угол наклона границы; vэф — эффективная скорость в толще, по- крывающей границу. По этой причине скорость, которую используют при суммирова- нии по способу ОГТ, называют не эффективной, а скоростью vОГТ или скоростью при суммировании, и всегда vОГТ > vср. При малых углах наклона, когда cos φ ≈ 1, график v(to) можно использовать лишь в качестве первого приближения к графику vэф(to). При больших углах наклона, например при φ =30°, vОГТ для однократных волн будет на 13,5
% выше vэф, а для волны второй кратности vОГТ будет в 2 раза выше vэф.
Если однократная волна на сейсмотрассе S0(t) имеет время вступления t0, то дву- кратная волна, образующаяся на той же границе, будет иметь время вступления при- мерно 2t0. Но эта волна дважды прошла толщу, эффективная скорость в которой vэф(to). Отсюда следует, что если однократная волна с временем вступления t0 характеризуется эффективной скоростью vэф(to), то двукратная волна, образовавшаяся на той же грани- це и вступающая в момент 2t0, должна характеризоваться эффективной скоростью vэф(to). Если vэф(to) возрастает с глубиной и соответственно с увеличением t0, то при суммировании двукратной волны, вступающей на времени t0 и имеющей, следователь- но, vОГТ = vэф(to/2) при значении vОГТ = vэф(to), она будет подавляться. Однократная же волна, с тем же значением времени вступления t0 будет суммироваться с правильным значением v и на сейсмотрассе F0(t) останется такой же, какой она была бы на сейс- мотрассе S0(t). Очевидно, что при больших углах наклона кратнообразующих гра-
ниц vm
= v (t /2)·cosmφ может стать сравнимой с v(t ) для однократных волн и по-
ОГТ
эф o o
давить такие кратные волны будет невозможно. Наиболее сложным является случай,
когда однократная и двукратная волны имеют близкое значение t0. На рис.1.34 приве- ден пример, показывающий, как выглядит при этом сейсмограмма ОГТ и что получает- ся после ее обработки.
На реальных сейсмотрассах ОГТ выделить отдельно импульс какой-либо волны, найти время его вступления t1k на сейсмотрассе Sk(t) и затем весь импульс поместить на сейсмотрассу F0(t) невозможно, поскольку в каждый момент времени на этой сейсмот- рассе регистрируется результат интерференции многих волн. Поэтому оперировать можно только с отсчетами, проводимыми с некоторым шагом Δt. При этом для каждого отсчета Sk(t) необходимо найти кинематическую поправку и этот отсчет поместить на сейсмотрассу F0(t) в точке t0n= tn – Δtk(xk,N). Для следующего отсчета tn+Δt находят свою поправку, и этот •отсчет помещают на соответствующем времени на сейсмотрас- су F0(t). Значение v при этом выбирают по кривой vэф(t0). Поскольку vэф(t0) изменяется медленно, а Δtk << t0n, то можно принять, что vэф(tn) = vэф(t0). С шагом Δt необходимо
пройти всю сейсмотрассу Sn(t) и затем повторить все операции для следующей сейс-
мотрассы.
Этот процесс происходит в автоматическом режиме на ЭВМ. Число проводимых при обработке операций можно оценить из следующих соображений: длительность за- писи обычно 6 с, цифровые записи проводят с шагом дискретизации Δt = 2 мс. Следо-
Рис.1.34 Пример подавления кратных волн путем суммирования по ОГТ.
а — исходные сейсмотрассы Sk(t), на которых присутствуют две волны: vэф1 = 3000 м/с,
vэф2 =2500 м/с; б — результаты суммирования: I — v1 = 3000 м/с, II — v2 =2500 м/с.
вательно, на каждой сейсмотрассе надо определить около 3000 кинематических попра- вок. Число сейсмотрасс ОГТ равно кратности перекрытий и изменяется от 12 до 48 и более. Таким образом, на одной точке наблюдения необходимо вычислить 48·3000 ки- нематических поправок, затем провести столько же сложений и после этого будет по- лучена одна сейсмотрасса F0(t) для одного варианта зависимости vэф(t0). Точки наблю- дения на профиле располагают, как правило, с шагом 50 м, т. е. на 1 км профиля прихо- дится 20 точек наблюдения.
Однако указанные операции далеко не исчерпывают всех действий, которые про- водят в процессе обработки данных метода ОГТ. Прежде чем приступить к суммирова- нию по способу ОГТ, необходимо ввести поправки за зону малых скоростей и привести все наблюдения к одной плоскости. Только в этом случае годограф ОГТ будет иметь тот вид, который используют при введении кинематических поправок. Неправильный учет поправок за ЗМС — статических поправок — не позволит сложить в «фазе» им- пульсы полезных волн ОГТ, как бы хорошо не были учтены кинематические поправки.
Далее, поскольку исходные данные о поведении эффективной скорости как функ- ции t0 получают по кривой vcp(t0), даже проводя наблюдения над той скважиной, в ко- торой определялась кривая vcp(t0), для точного вычисления кинематических поправок приходится вести перебор vОГТ (t0) для ряда интервалов записи, что позволяет уточнить кривую vэф(t0). Если же наблюдения ведут вдали от опорной скважины, то vэф(t0) мо- жет вести себя заведомо иначе, чем предполагалось. В этом случае скоростной анализ просто необходим.
Как указывалось ранее, амплитуды импульсов отраженных волн на сейсмотрассе F0(t) несут информацию о коэффициентах отражения. Однако эта информация маски- руется фактором геометрического расхождения: амплитуды отраженных волн умень- шаются по мере увеличения глубин до отражающих границ. Особенности траекторий лучей однократных волн на сейсмотрассе F0(t) позволяют простым образом учесть геометрическое расхождение, устранить его влияние на динамику отраженных волн на
сейсмотрассе F0(t). Для этого достаточно сейсмотрассу F0(t) умножить на функцию t·vэф(t0). Сейсмотрассы Ф0(t) = t·vэф ·F0(t) передают истинные значения амплитуд от- раженных волн и позволяют определить соотношение между коэффициентами отраже- ния на различных границах.
Для того чтобы сейсмотрассы Ф0k(t) можно было использовать при изучении из- менений динамики отраженных волн по глубине и в плане, необходимо учесть разли- чия в форме и интенсивности возбуждаемых импульсов на каждом пункте возбужде- ния, привести все сейсмотрассы к стандартному единому виду импульса возбуждения. Такое выравнивание требует дополнительной обработки.
Часто решающее значение имеет степень детальности расчленения разреза по глубине. В этом случае сейсмотрассы подвергают обработке, при которой расширяется спектр импульса возбуждения и уменьшается его длительность. Такую операцию назы- вают обратной фильтрацией.
Монтаж из сейсмотрасс Ф0 k (t) или F0 k (t), подобный сейсмограмме t0, называют сейсмическим временным разрезом. На таком разрезе видны основные отражающие границы, их конфигурация, степень контрастности упругих свойств контактирующих слоев. Однако сейсмический временной разрез не совпадает с глубинным, на котором расстояние до границ измеряют по вертикали между точкой наблюдения и границей. На сейсмическом разрезе отображаются только эхоглубины, а не глубины истинные. На последней стадии обработки временных сейсмических разрезов проводят операцию миграции— сложную и трудоемкую математическую обработку, в результате которой получают глубинный сейсмический разрез. На этом разрезе отраженные волны с инди- видуальными динамическими характеристиками оказываются помещенными на истин- ных глубинах и в истинных точках отражающей границы.
В результате полной обработки данных метода ОГТ в распоряжении интерпрета-
тора-сейсморазведчика и геолога оказываются следующие данные.
1. Система глубинных разрезов по всей изучаемой площади, на каждом из кото-
рых представлено несколько отражающих границ—горизонты 1, 2, 3,..., М.
2. Определенные по результатам скоростного анализа значения эффективных ско-
ростей в каждой точке наблюдения на профилях.
3. Вычисленные по формуле (1.51) значения интервальных скоростей для каждого интервала между отражающими границами.
4. Вычисленные для некоторых интервалов значения коэффициента поглощения.
5. Значения амплитуд отраженных волн (в усл. ед.) или условные коэффициенты отражения.
Используя эти данные, можно определить, как изменяются эффективные и интер- вальные скорости в зависимости от глубины до отражающей границы и планового по- ложения точки наблюдения на изучаемой площади. Изучение распределения указанных сейсмических параметров по глубине и в плане и сопоставление их с данными сква- жинных исследований и геологическими представлениями и фактами составляет осно- ву прогнозирования геологического разреза (ИГР). В процессе такого комплексного анализа материалов МОГТ и результатов других исследований сейсмические характе- ристики используют для определения состава, строения, условий осадконакопления, типа испытанных отложениями изменений, возраста и, в конечном счете, истории раз- вития района. При поисках нефти и газа этот подход составляет основу метода прямых поисков, при котором непосредственно указывается, в каком интервале глубин и где на площади имеются скопления углеводородов, и оконтуриваются обнаруженные залежи.
Дата добавления: 2015-06-27; просмотров: 1788;