Статические и кинематические поправки. Временной разрез МОВ.

Для устранения искажений, связанных с влиянием верхней неоднородной части разреза во времена регистрации волн вводят поправки, называемые статическими.Поправка называется статической, так как ее величина не зависит от времени регистрации волны, а величина этой поправки в фиксированной точке приема для всей данной сейсмотрассы (то есть для любой волны и от мелких и от глубоких границ) есть величина постоянная, определяемая исключительно позицией сейсмоприемника х. Введением статической поправки времена регистрируемых волн приводят к некоей горизонтальной поверхности (линии приведения), обычно выбираемой ниже поверхности Земли. Статическая поправка Δt_ст складывается из поправок за пункт приема и пункт взрыва (если источник взрыва в скважине глубже подошвы ЗМС). Принцип расчета статической поправки пояснит рис.53

Δt_ст = Δt_пр + Δt_взр

 

 

 

 

 

t_взр= ; Δt_пр= Δt_в+ ,

где Δt_в – вертикальное время в точке приема, Δh_вз – расстояние от точки взрыва до линии приведения на пункте приема.

После ввода статических поправок остаются искажения времен сейсмических волн, вызванные неучтенными изменениями скорости в горизонтальном направлении и другими причинами. Для их устранения на этапе обработки записи осуществляют процедуры коррекции статических поправок. Очевидно, что для ввода статических поправок необходимо детально изучить строение ВЧР, определить высотные отметки точек наблюдения и т.п. С этой целью проводят специальные работы по изучению ВЧР –в скважинах, пробуренных глубже подошвы ЗМС, делается обращенный микросейсмокаротаж (МСК), а на дневной поверхности выполняются наземные работы методом преломленных волн (МПВ).

Помимо статических поправок в записи МОВ вводят еще и кинематические поправки – для спрямления гиперболических годографов отраженных волн и преобразования их в линии t₀. Идея ввода кинематических поправок иллюстрируется рисунком 54 а на примере с горизонтальным залеганием отражающей границы.

 

 

Разница времен Δt_х (в точке регистрации с абсциссой х) и Δt₀ (в точке х=0) называется кинематической поправкой для точки х

Δt_к = t_х - t₀

t_х =

 

Возьмем в начале разность Δt_х² и Δt₀²

То есть, (t_х - t₀)(t_х + t₀)= , откуда следует, что .

Таким образом,

Это справедливо, потому что t₀ » Δt, то есть нормального относительно t₀ приращения времени вдоль годографа в точке t_x. Исправленное время соответствует двойному времени пробега волны вдоль луча, нормального к границе в точке отражения Rх, абсцисса которой . То есть ввести кинематическую поправку - это значит уменьшить времена пробега в каждой точке х на время Δt_к , то есть спрямить годограф, и сжать масштаб изображения вдвое, то есть «пересадить» точки с абсциссой х в точки с абсциссой . Тем самым гиперболический годограф преобразуется в горизонтальную прямую t₀ = const с точкой касания исходного годографа на времени t₀. В масштабе (t_х- Δt_к), спрямленный годограф представляет элемент линии Δt₀ от того же участка границы, от которой получен исходный гиперболический годограф. Таким образом, при постоянной скорости в толще, где распространяется волна и при горизонтальном залегании отражающей границе в плоскости годографа получаем (в виде упомянутого элемента линии t₀) адекватное отображение отражающего элемента (участка границы .

Поправка Δt_к , как видно из полученной формулы, зависит не только от х, но и от времени регистрации отраженной волны. Поэтому она называется кинематической. Для расчета кинематической поправки необходимо знать скорость V (среднюю или эффективную). Исследования показывают, что в случае наклонной отражающей границы при небольших (до 5 - 7°) углах φ в годографы можно вводить кинематические поправки, рассчитываемые по той же формуле (Рис.54б), а при больших углах поправка должна быть изменена на величину Δt_к·sin²φ. Совокупность записей (трасс) с введенными кинематическими и статическими поправками образуют временной сейсмический разрез – форму представления, аналогичную глубинному геологическому разрезу, но в масштабе времени.

Временной разрез представляет собой адекватное отображение разреза глубин, если отражающие границы горизонтальны, а скорости в толщах, покрывающих границы, постоянные. В реальных средах скорости V= , поэтому полной адекватности нет. Обычно V с глубиной растет и, следовательно, углы наклона линий t₀ с увеличением времени уменьшаются («выполаживание»). Другая особенность разрезов t₀ – их искажение за счет сейсмического сноса. Только в случае φ=0 абсциссы точек отражения на временных и глубинных разрезах совпадают, то есть сноса нет. При наклонных границах совпадений нет. Абсцисса х точки отражения на временном разрезе – это абсцисса точки пересечения нормального к отражающей границе луча с профилем наблюдения, тогда как абсцисса той же точки отражения на глубинном разрезе находится в основании этого луча. Если отражающая граница имеет сложную криволинейную форму, линия t₀ приобретает сложные очертания. Причем, на синклинальных участках образуются петли (рис.55).

 

 

 

Поэтому временные разрезы необходимо исправлять – осуществлять миграционное преобразование.

Временной разрез ОГТ.

 

Для того, чтобы получить временной разрез ОГТ необходимо проделать следующие операции:

1. Ввести статические поправки (еще более тщательно, чем в системе ОТВ, поскольку предстоит последующее суммирование записей).

2. Для спрямления годографа ОГТ ввести кинематическую поправку по формуле

При этом годограф трансформируется в горизонтальную прямую t₀(х) = const – то есть определяет время пробега только из общей точки отражения, лежащей на пересечении границы с нормалью, опущенной из ЦБ на эту границу.

3. Это обстоятельство позволяет осуществить горизонтальное накапливание сейсмозаписей, зарегистрированных на базе приема ОГТ, путем их суммирования с введенной кинематической поправкой. В результате получается одна суммотрасса, относящаяся к одной общей точке (из всего составного годографа). В целом временной разрез ОГТ образует совокупность таких накопленных записей ОГТ (суммотрасс), которые относятся к центрам соответствующих баз ОГТ.

4. В годографы кратных волн ОГТ вводятся те же Δt_к, что и в однократные при том же t₀, то есть поправки меньшие, чем надо было бы для спрямления этих годографов. В итоге эти годографы трансформируются тем самым в кривые (а не прямые), которые называются остаточными годографами кратных волн. Тем самым, при суммировании кратных волн образуются фазовые сдвиги, то есть кратные волны ослабляются в сравнении с однократными. Подчеркнем, что эффект ослабления возникает только в том случае, если скорости с глубиной возрастают и годографы однократных волн отличаются меньшей крутизной, чем годографы кратных.

5. Если отражающие границы являются криволинейными, то на временных разрезах ОГТ возникают участки с отрицательными V*, петли и прочие описанные при рассмотрении годографов ОТВ явления. Еще более сложные волновые картины регистрируются на профилях, проложенных не вкрест простирания отражающим границам, то есть тогда, когда волны распространяются в невертикальных плоскостях. Такие волны называют боковыми. Это усложнение происходит из-за неучета сейсмического сноса. Поэтому необходимо осуществлять миграционное преобразование временных разрезов ОГТ. На профилях, идущих вкрест простирания может быть осуществлена двухмерная миграция. Тем самым достигается перемещение точек выхода луча в истинные точки отражения, в результате чего петли «развязываются» и ликвидируется рождаемая ими интерференция. В остальных случаях необходимо проводить объемную (пространственную) сейсморазведку 3Д и трехмерную миграцию.

 

Лекция 11. Методика сейсморазведки.

 

Рассмотренные элементы теории сейсморазведки (теории годографа) дают возможность уяснить, что решение задач сейсморазведки в принципе возможно, поскольку существуют различия в годографах разных волн (кинематические различия) и надо только выделить из всего спектра регистрируемых колебаний нужные, полезные, то есть, говоря профессиональным языком, максимизировать отношение сигнал-помеха: →max (здесь А_с- амплитуда сигнала, А_п- амплитуда помехи). Это и есть основная методическая задача практической сейсморазведки. Сквозь призму этой задачи (этого соотношения) рассматриваются все стадии сейсморазведочного процесса, и на каждой делается все возможное для обеспечения этого максимума. Таких стадий всего 4:

1) возбуждение колебаний,

2) регистрация волн,

3) обработка и преобразование записей колебаний,

4) интерпретация волновой картины.

Ознакомиться коротко с тем как это делается можно применительно к основному методу сейсморазведки – МОВ.

 

 

Возбуждение сейсмических колебаний.

В современной сейсморазведке используется два способа возбуждения колебаний: взрывной и невзрывной.

 

Взрывное возбуждение.

Применительно к взрывному способу Б.И.Беспятовым развито учение об оптимальных условиях возбуждения. Под оптимальными условиями понимается такой минимальный по весу заряд, который будучи размещен на оптимальной глубине гарантирует достижение необходимого сейсмического эффекта, то – есть поучение записи необходимой длины и интенсивности.

Известно, что чем меньше вес заряда, тем «чище» спектр возбуждаемых колебаний, так как возбуждается меньше поверхностных волн-помех. Согласно эмпирической формуле Шарпа амплитуда колебания А связана с весом заряда Q следующим соотношением: А=b · Q^m.

Для больших зарядов m=0.2-0.5,для малых m=1-1.5.

В итоге при малых зарядах спектр возбуждаемых колебаний обогащен высокочастотными составляющими, а это обеспечивает повышение разрешающей способности сейсморазведки. Недаром современная высокоразрешающая сейсморазведка основана исключительно на использовании небольших зарядов (до 1 – 1,5 кг). В качестве взрывчатого вещества (ВВ) используются тротиловые шашки весом 0,4 кг. Заряд помещается в специально пробуренной взрывной скважине и укупоривается водой или буровым раствором.

Чтобы вывести полезный сигнал в высокочастотную область, необходимо также выбирать для возбуждения пласты, где отношение скоростей V_s/V_p было бы максимальным.

Использование зарядов большого веса (более 5 кг) приводит к тому, что значительная доля энергии взрыва уходит на разрушение породы (образование камуфлета) и неупругие деформации. В то же время малые заряды не всегда позволяют получить необходимый сейсмический эффект. Если сейсмический эффект от заряда малого веса недостаточен, то используют групповой источник или технологию последовательного суммирования малых взрывов (накапливание).

Считается, что оптимальная глубина погружения заряда h_опт=h_змс+ 1/4λ, где λ – длина прямой волны в коренных породах. То есть заряд надо поместить под зону малых скоростей в плотные увлажненные коренные породы. Такое условие определяется исходя из интерференции полезной волны с волной-спутником. При соблюдении этого условия они суммируются синфазно, то есть время запаздывания Δt спутника по отношению ко времени регистрации полезной волны равно нулю.

Это соотношение иллюстрируется ходом лучей на рис 44в.

Потеря полуволны связана с тем, что при отражении от акустически более слабой среды (то есть от подошвы ЗМС) на фронте отраженной волны появляется зона растяжения вместо зоны сжатия.

 

Невзрывное возбуждение.

Здесь существует два способа – импульсный и вибрационный.

В газодинамическом импульсном источнике используется идея детонации газовой смеси (кислорода и пропана) в камере, имеющей контакт с грунтом. Воздействие эквивалентно взрывному источнику порядка 200 грамм тротила. То есть это весьма слабое воздействие. Поэтому осуществляют накапливание таких воздействий. Количество воздействий в существующих установках без пополнения запаса газа доходит до 800. Минимальное время между воздействиями составляет 6-12 сек. Общая масса установки 11,2 тонны, она транспортируется на автомобилях типа Урал - ЗИС.

Однако, основным источником невзрывного типа является в настоящее время вибрационный. Используется вибрационный источник с изменяющейся частотой и амплитудой. Он передает вибрации на опорную плиту, имеющую контакт с грунтом. Квазигармонический сигнал посылается в течение длительного времени t (от 6-8 до 20 сек, а иногда и больше) с меняющейся частотой (свип-сигнал). Падающая волна записывается в виде

Частота меняется от (в начальный момент) до + (при t=T). Большая длительность колебаний задается, чтобы суммарная энергия падающей волны была достаточно большой. Частоту выбирают на уровне 10 - 15 Гц, а + до 90-110 Гц. Чем меньше глубина исследований, тем выше должна быть начальная частота . Большая длительность сигнала приводит к тому, что записи из-за наложения волн становятся нечитаемыми. Поэтому используется корреляционный прием – извлечение коротких сигналов из длинного волнового пакета. Это достигается сверткой * регистрируемой отраженной волны с опорным свип-сигналом. Функция взаимной корреляции F_вк(t) принимает максимальное значение, как только сдвиг полевой записи оказывается равным времени пробега одной из волн, то есть когда колебание одной из волн, содержащихся в полевой записи совпадает по времени с колебаниями свип-сигнала. В итоге получаемая виброграмма (коррелограмма) становится достаточной разрешенной и мало отличается внешне от обыкновенной сейсмограммы..

Преимуществом невзрывных источников является их экологическая чистота и простота технологии (в сравнении с бурением), но по сейсмическому эффекту невзрывные источники пока уступают взрывным.

 

Регистрация волн.

Регистрация волн осуществляется с помощью совокупности устройств, обеспечивающих прием, преобразование и запись сейсмических колебаний и составляющих сейсмический канал. Основные узлы канала – сейсмоприемник (геофон), усилитель и регистратор, причем, сейсмоприемники расставляются на поверхности Земли с определенным шагом Δх вдоль профиля (или по площади), а усилитель и регистратор объединяются в специальные блоки и размещаются в передвижной лаборатории, называемой сейсмостанцией. Сейсмоприемник (СП) преобразует механические колебания частиц среды в электрические сигналы. Смещения грунта на входе СП не превышают 10^-6…10^-7мм, а на выходе СП электрические колебания иногда составляют доли микровольта. Усилитель обеспечивает его возрастание до уровня 120..140 дБ (10⁶…10⁷ раз). Усиленные сигналы подвергают частотной фильтрации для подавления волн-помех. Усиленные и отфильтрованные сигналы поступают в аналого-цифровой преобразователь (АЦП), где превращаются в равномерную последовательность дискретных отсчетов, представленную в двоичном цифровом коде. Обычно каждому отсчету соответствует амплитуда, закодированная тремя байтами (24 бита) с плавающей запятой. Последним устройством канала является регистратор для записи колебаний на физический носитель, сохраняющий большой объем информации.

Для того чтобы реализовать преобразование непрерывного электрического сигнала в ряд мгновенных отсчетов амплитуд необходимо последовательно выполнить две операции - дискретизацию сигнала по времени и квантование по амплитуде (уровню). Дискретизация состоит в выборе амплитудных значений сигнала через равные интервалы времени Δt в моменты t=kΔt (k=0,1,2,…). Интервал называют шагом дискретизации, а обратную величину – частотой дискретизации – циклической f_д=1/ Δt или круговой ω_д = 2π/ Δt. Важно оценить максимальное значение Δt, при котором обеспечивается восстановление непрерывного сигнала из дискретного с минимально допустимыми искажениями.

По теореме Котельникова временную функцию со спектром, ограниченным частотой f_г, можно восстановитьточно по дискретным отсчетам, если частота дискретизации f_д = 2 f_{г .} Следовательно, при заданной частоте дискретизации f_д в спектре непрерывного сигнала не должно быть компонент, превосходящих частоту Найквиста f_N, равную половине частоты дискретизации

f_{N =} f_д /2 = 1/2 Δt

 

Невыполнение этого условия искажает восстановленный сигнал из-за наложения на него зеркальных частот fз, вызванных побочными частями спектра дискретизированного сигнала, которые симметричны частоте Найквиста и превышают ее (алайсинг).

Мгновенные выборки (дискреты) аналоговых входных сигналов оцифровываются (кодируются) путем измерения их амплитуд с точностью, отвечающей ДД сейсмических колебаний. В настоящее время для целей кодирования в каждом канале используют индивидуальные стандартные 24-разрядные АЦП.

В современной сейсморазведке используют многоканальные системы регистрации с числом каналов от 100 и более. Различают линейную и телеметрическую аппаратуру

Линейная аппаратура, представленная сейсмостанциями, применяется в 2D сейсморазведке, когда наблюдения выполняются по отдельным профилям. Отличительная особенность сейсмостанции – все элементы, кроме СП, сконцентрированы в одном месте и подключаютсяпрямо через многоканальный кабель на входы соответствующих усилителей записи.Такая аппаратура компактна и снабжена компьютером с целью диагностики СП, соединяющенго кабеля, а также визуализации и первичной обработки информации. Число сейсморегистрирующих каналов станции обычно не превышает 200.

В отличие от 2D, в 3D сейсморазведке наблюдения выполняются одновременно в очень большом количестве точек на исследуемой площади. Аппаратуру 3D называют телеметрической, поскольку информация собирается с площади большим количеством датчиков, большая часть аппаратуры находится вне места регистрации информации, которая передается к месту регистрации в уплотненном цифровом виде по коаксиальному опто-волоконному кабелю или, реже, радиосвязи. Т.о. имеется наземный комплекс аппаратуры и центральный регистрирующий комплекс. Наземный состоит из полевых модулей, линейных модулей, секций телеметрического кабеля, блоков питания, контейнеров с аккумулирующими батареями. Каждый ПМпредназначен для регистрации записей 6-8 СП, их усиления, фильтрации и преобразования в 24-разрядный код.. Линейные служат интерфейсами между соседними ПМ и ЦРК.

 

 

С устройством сейсмостанций и принципами организации работ в сейсмопартии студент сможет ознакомиться в процессе прохождения учебной геофизической практики. Все современные сейсмостанции цифровые, тогда как сейсмоприемники записывают колебания в виде непрерывных кривых, то есть являются аналоговыми устройствами. Поэтому сейсмостанции снабжены преобразователем аналог-код (цифра). Одним из важнейших элементов методики на этапе регистрации является выбор систем наблюдений.

 

 

Системы наблюдений.

Вопрос о системах наблюдений можно сформулировать так: как надо выбирать длину расстановки сейсмоприемников (СП), расстояния между ними, расстояния между пунктами возбуждения (ПВ), удаления расстановки от ПВ (все это параметры систем наблюдений L,ΔL, Δх и пр), чтобы обеспечить наилучшие условия приема полезных волн (вне зоны интерференции с помехами), максимизировать отношение сигнал/помеха? Как обеспечить непрерывное прослеживание изучаемых границ при переходе от одной расстановки к другой (транспозиционную корреляцию волн без разрывов) и пр.? Наилучшая основа для выбора оптимальных систем наблюдения - волновая картина, где регистрируются и полезные волны и помехи. Ведь чтобы устранить помехи надо сначала их зарегистрировать и изучить. Основанные на изучении таких волновых картин системы наблюдений МОВ – однократное непрерывное профилирование (ОНП) с применением частотной фильтрации для подавления поверхностных волн-помех оказались пригодными только для изучения относительно небольших глубин – до 1,5 -2 км. Но для полного устранения поверхностных волн понадобился уже так называемый направленный прием.

Методика ОНП, обеспечивающая непрерывное прослеживание границ отражения в системе ОТВ (общая точка возбуждения) выглядит так, как показано на рис.57.

Здесь представлена система взаимно увязанных годографов, обеспечивающая непрерывное прослеживание границы R и показаны параметры каждой расстановки, которые позволяют осуществить такое прослеживание. Возбуждение колебаний осуществляется в точках О₂, О₃ и т.д. в центре расстановки сейсмоприемников, за исключением первой О₁ (на краю профиля).

Расстановка 1: ПВ – О₁, база наблюдения (расстановка СП) – О₁О₂, прослеживаемый участок границы R₁ R₂, годограф Г₁;

Расстановка 2: ПВ – О₂, база наблюдения (расстановка СП) – О₁О₂ и О₂О₃, прослеживаемый участок границы R₂ R₃, годограф Г₂. точка R₂ прослежена дважды и осуществляет связь одного годографа с другим. Через нее проходит корреляционная трасса – последняя на предыдущей расстановке и первая на последующей. Здесь времена одинаковые, то есть имеется пара взаимных точек О₁ и О ₂, где времена t₀₁ и t₀₂ одинаковы.

Расстановка 3: ПВ – О₃, база наблюдения (расстановка СП) – О₂О₃ и О₃О₄, прослеживаемый участок границы R₃ R₄, взаимные точки О₂ и О₃, годограф Г₃ и т.д.

Расстояние между сейсмоприемниками выбирается из условия, чтобы запаздывания волны на соседних трассах не превышали Δt ≤ , откуда Δх ≤ , так как λ=VT.

Расстояние между источниками ΔL выбирается так, чтобы наложение поверхностных помех было минимально возможным. «Пробивающиеся» поверхностные волны-помехи устраняют применением частотной и направленной селекции. Подобным образом может быть осуществлено однократное непрерывное профилирование ОНП, профилирование через интервал, через два интервала или их комбинация - двух-трех кратное профилирование. Однако все эти варианты «не проходят» для изучения глубоких горизонтов. Для решения такой задачи необходимо преодолеть главную помеху при регистрации записей на временах более двух секунд – кратные отраженные волны.

Из выше сказанного следует, что все отличия помех и полезных волн выражаются в частотной области (различия в спектрах) и в крутизне годографов, то есть в направлении прихода волн или в величинах V*, так как V* = , где α угол подхода фронта волны к поверхности наблюдений. Поэтому селекция (выбор) волн осуществляется по этим двум признакам, то есть по частоте и по направлениям прихода волн.

Селекция по частоте чаще всего реализуется процедурой одноканальной частотной фильтрации. У поверхностных волн – помех максимум спектра находится в области 7-15 Гц, а у полезных однократных в полосе 30-40 Гц. То есть надо установить фильтры, «зарезающие» нижние частоты, или полосовой фильтр, ограничивающий также влияние микросейсм, спектр которых сдвинут в высокочастотную область (6-70 Гц). Тем самым полоса пропускания ограничивается частотами не ниже 15 Гц и не выше 50 Гц. Раньше использовались разные конструкции аналоговых фильтров, сейчас применяют частотные фильтры в цифровой форме.

Селекция по признакам направленности осуществляется многоканальными пространственно - временными фильтрами, в которых реализуются различные виды суммирования записей. Дело в том, что направленный прием может быть осуществлен только при использовании интерференционных регистрирующих систем, то есть таких, в которых колебания суммируются. Такая направленность носит название направленности второго рода. Есть еще направленность первого рода, под которой понимают чувствительность регистрирующей системы к направлениям смещений частиц в волне, то есть к характеру поляризации колебаний. Такой направленностью обладает одиночный сейсмоприемник. Поскольку у него только одна степень свободы, то поставленный вертикально он принимает продольные волны, а положенный набок – поперечные. Направленность второго рода – это чувствительность системы к направлению прихода волн, то есть к углу α, который фронт волны составляет с поверхностью наблюдений.

Основной вид направленного приема - это группирование сейсмоприемников (СП). У группы СП имеется один общий выход, где сигналы суммируются. При подходе волны по вертикали снизу (отражение от глубокой границы) сигналы складываются синфазно, то есть одновременно. В результате интенсивность суммарного сигнала возрастает в n раз, где n – число группируемых СП. Поверхностная волна, напротив, запаздывает на Δt в каждом последующем СП относительно предыдущего. Это Δt= , где Δх – расстояние между СП. Если сделать Δх равным , то сигналы будут складываться в противофазе и волна попадает в полосу гашения, иными словами подавляется. Параметры интерференционной системы – число элементов n, расстояние между элементами Δх и база группы L, равная Δх(n-1). Чем больше база группы, тем выше избирательность интерференционной системы по отношению к волнам, подходящим снизу. Другие виды интерференционных систем (направленного приема) – группирование источников, регулируемый направленный прием РНП (разновременное суммирование плюс дополнительная фильтрация) и др. Нельзя не отметить, что большой вклад в теорию и внедрение интерференционных систем возбуждения и приема сейсмических колебаний внес известный саратовский геофизик Б.И. Беспятов.

К сложным интерференционным системам, то есть к системам направленного приема, относится и современная методика многократного профилирования с последующим суммированием записей, отраженных от одной общей точки на границе. Эта методика называется МОГТ.

 

 

Рассмотренный выше материал позволяет вычленить основные элементы методики ОГТ:

1. Использование длинных баз возбуждение-прием, обеспечивающих достаточную кривизну остаточного годографа кратных волн, необходимую для их ослабления. Величины х_max (возбуждение-прием) составляют в современной сейсморазведке ~ 2,5-4,5 км.

2. Использование многократного профилирования с тем, чтобы получить накапливание, достаточное для ослабления кратной волны. В настоящее время преобладающая кратность перекрытия составляет 100 и более раз.

3. Введение кинематической поправки, рассчитанной на спрямление годографов однократных волн. При этом кратные с тем же t₀ недоспрямляются.

4. Суммирование записей от общей точки отражения – горизонтальное накапливание по линии t₀, в результате чего интенсивность однократных волн увеличивается в n раз, где n – кратность перекрытия, в то время как многократные волны из-за несинфазности суммирования могут быть усилены максимум в раз. То есть происходит их ослабление относительно однократных в раз. Таким образом, чтобы ослабить кратную волну-помеху в 10 раз необходимо использовать систему наблюдения стократного профилирования.

5. На практике методика ОГТ реализуется путем использования так называемых фланговых, выносных и центральных систем наблюдения. Пример фланговой системы схематически показан на рис.61.

 

Из этого рисунка можно понять, что кратность, равная, к примеру, 12, при использовании 24 канальной расстановки может быть получена, начиная с 12 канала, если возбуждение колебаний последовательно осуществляется из точек 1,2 и т.д., где расставлены сейсмоприемники. Для того, чтобы обеспечить 24 - кратное профилирование при той же расстановке, необходимо сделать интервал между точками возбуждения ΔL в два раза меньшим, чем расстояние Δх между СП. Для осуществления многократного перекрытия расстановку и фиксированный отностельно нее источник рассматривают как единое целое и перемещают по профилю шагом, равным шагу Δх_ПВ, причем отношение d = Δх_ПВ / Δх_ПП должно быть целым числом. В этом случае кратность СН, характеризующая степень перекрытия, определяется соотношением

К = n/2d.

 

Сейсморазведка 3D

Попытки наблюдать объемное сейсмическое поле вдоль линий на поверхности (вдоль профилей) приводит при обработке к искажениям в сравнении с реальным и к получению неверных геологических результатов. Трехмерная 3D сейсморазведка, которую называют пространственной или объемной свободна от этого недостатка. При 3D сейсморазведке ПП и ПВ располагают по площади таким образом, чтобы с необходимой детальностью наблюдать объемное волновое поле в его горизонтальном сечении. В принципе вся сейсморазведка должна быть только трехмерной.

При 3D съемке информация собирается не сразу со всей площади, а поочередно с отдельных ее участков. Площадная система наблюдений (СН), предназначенная для сбора информации на таком участке и показывающая расположение на нем ПП и ПВ, называется блоком (шаблоном, эталоном). Наиболее простая и часто используемая расстановка ПП в пределах блокасостоит из нескольких параллельных линийПП (ЛПП), расположенных в продольном направлении x. Расстановка ПВ состоит из линий ПВ (ЛПВ), расположннных в поперечном направлении у, причем нередко ограничиваются только одной линией ПВ. Регистрация 3D сейсмограмм на всех ЛПП блока производится с каждого из ПВ, находящегося на ЛПВ. В отличие от линейных СН, в площадных СН удаление l характеризуется не только величиной расстояния между ПП и ПВ, но и азимутом линии, соединяющей ПП и ПВ, относительно оси х. (рисунок). Для покрытия всей площади съемки блок передвигается в направлении х вдоль полосы с шагом Δх, достигнув края которой опускается на шаг Δу, двигается по новой полосе в обратном направлении и так прдолжается до окончания съемки. В пределах каждой из полос соседние блоки перекрывают друг друга и последовательные полосы тоже перекрывают друг друга.

В результате продольного перемещения блока в пределах полосы образуется продольная полоса, равномерно заполненная общими средними точками по прямоугольной сетке с интервалами:

 

Δх_ост = Δх_пп/2, Δу_ост = Δу_пп/2

Ширина полосы общих средних точек Lу_ост определяется длиной линии возбуждения Lу_пв и шириной расстановки Lу_пп:

Lу_ост = (Lу_пв + Lу_пп)/2

В полосе ОСТ кратность перекрытия вдоль оси х, которую называют продольной кратностью Кх, составляет

К_х = n/ 2d_х,

где Δх_Б/Δх_пп. В итоге происходит образование краевых зон неполной и конечной кратности в начальной и конечной частях каждой полосы.

После прохождения продольной полосы блок смещают в поперечном направлении на величину Δу_Б и выполняют наблюдения вдоль соседней полосы, парллельной предыдущей. Выбранный шаг Δу_Б обеспечивает постоянство требуемой поперечной кратности Ку вдоль всех ОСТ на исследуемой площади, причем обычно

 

К_у = N/2dy,

где dy= Δу_Б / Δу_пп.

Полная (двухмерная) кратность перекрытия К для площадной системы наблюдений равна произведению продольной и поперечной составляющих

К = К_х ∙ К_у

Степень перекрытия соседних блоков в прдольном х и поперечном у направлениях обеспечивает необходимую кратность наблюдений и ее равномерность по площади съемки. Во избежание периодической изменяемости кратности (полосатости) в продольном и поперечном напрвлениях число ЛПП выбирают четным, а их длину – кратной шагу линий возбуждения.

В реальных условиях проведения 3Dполевых работ обеспечить абсолютно регулярное расположение точеквозбуждения и приема не удается. Неравномерность сети общих средних точек создает трудности для обработки и анализа сейсмических материалов. Поэтому выполняют регуляризацию сети ОСТ, условно разбивая исследуемую площадь на регулярную сеть элементарных прямоугольных площадок – бинов. Обычно размеры бина по осям х и у равны шагу точек ОСТ в плане по соответствующим направлениям, т.е. величинам Δх_ост и Δу_ост из соотношений Δх_ост = Δх_пп/2, Δу_ост = Δу_пп/2. Все средние точки, попадающие в пределы бина, относят к его центру. Для каждого бина фактическая кратность перекрытия определяется количеством попавших в него средних точек. При значительных отступлениях реализованной на практике СН от ее регулярного аналога фактическая кратность перекрытия для различных бинов может существенно отличаться от проектируемой как в сторону завышения, так и сторону занижения.