Особенности распространения сейсмических волн в горных породах.

 

Сейсморазведка, как и другие геофизические методы, может ис­пользоваться как для изучения структурного строения геологической среды, так и для исследования физических свойств и литологии гор­ных пород. В обоих случаях необходимо определять скорости распро­странения сейсмических волн в горных породах. В зависимости от способов определения в сейсморазведке используются различные по­нятия скоростей упругих волн.

Истинная скорость () соответствует бесконечно малому объему породы и определяется как скорость, с которой волна пробе­гает заданный бесконечно малый объем породы. Истинная скорость является функцией координат пространства, занятого породой, и может быть достаточно изменчивой для одного и того же типа пород (см. Приложение 1).

Средняя скорость () является в сейсморазведке понятием, относимым к средам с плоскопараллельной слоистостью.

Вообще, средняя скорость равна частному от деления пути на время прохождения этого пути. Однако если таким образом опреде­лять скорость в среде с плоскопараллельной слоистостью, то ее значение будет зависеть от направления распространения волны вследствие разного угла преломления лучей на границах раздела. Для исключения такой неоднозначности под средней скоростью в сейсмо­разведке понимают скорость, определенную при распространении вол­ны перпендикулярно слоистости. Значение средней скорости одноз­начно определяется значениями пластовых скоростей и мощностей пластов.

Пусть имеется среда, состоящая из пачки слоев, обладающих мощностями , ,... и характеризующихся соответствен­но скоростями , ,... (рис. 7). Волна, распростра­няющаяся от точки А к точке В, на прохождение каждого слоя затрачивает время

Всю пачку волна пройдет за время

Если эту среду заменить однородной средой, по мощности рав­ной суммарной мощности пластов, а скорость выбрать такой, чтобы время пробега волны по указанному пути не изменилось, то это и будет средняя скорость. Она вычисляется по формуле:

(1.30)

Пластовая скорость () является частным случаем средней скорости и относится к слоистой толще, в которой средняя скорость близка к истинной в подавляющем большинстве ее слоев. Такую толщу можно считать в среднем однородной и выделить ее в качестве сейс­мического пласта:

где h - мощность сейсмического пласта,

- время пробега волны от кровли до подошвы пласта.

Интервальная скорость () также является частным слу­чаем средней скорости и относится к заданному интервалу глубин:

где - время пробега волной интервала глубин .

Эффективная скорость () – это скорость, вычисленная при определенных допущениях по годографу отраженных волн. Большинство спосо­бов вычисления эффективной скорости предполагает покрывающую тол­щу однородной, отражающую границу – плоской. В слоистой среде значения эффективной скорости выше значений средней скорости, и чем большей длины годограф отраженной волны используется, тем больше различие (см. приложение 2).

Эффективная скорость OГT () определяется по годографу ОГТ, ее значение зависит также от угла наклона отражающей границы (см. § 2).

Граничная скорость () является скоростью, с которой про­ходящая волна, образующая преломленную, распространяется в тон­ком пласте вдоль преломляющей границы (). Знак равен­ства возможен только для случая однородных пластов.

Все эти по­нятия относятся как к продольным, так и поперечным волнам.

Существуют 3 группы методов определения скоростей сейсмичес­ких волн в горных породах.

1. Определение скоростей на образцах. При этом достигается высокая точность, можно изучать зависимость скорости от таких факторов, как пористость, нефте- или водонасыщенность, давление и т.д. Но результаты не могут быть распространены на весь массив пород, так как значения скорости, определенные на образцах небольших разме­ров, могут сильно отличаться от скорости распространения волны в больших массивах из-за трещиноватости, пористости и т.д.

2. Определение скоростей по наблюдениям в скважинах. Наблюде­ния в скважинах позволяют получить наиболее точные сведения о пластовых и средних скоростях. При сейсмическом каротаже (СК) воз­буждение волн производится на поверхности вблизи устья скважины, прием колебаний - в скважине на различных глубинах. Таким образом, измеряется время пробега волны по вертикали и определяется сред­няя скорость. При акустическом (АК) или ультразвуковом (УЗК) ка­ротаже источник и приемник размещаются на специальном снаряде внут­ри скважины на небольшом удалении друг от друга (1-2 м), что позволяет измерять интервальные скорости с высокой точностью и де­тальностью.

Сложность проведения скважинных сейсмических исследований объясняется высокой стоимостью бурения скважин, необходимостью специального оборудования для работ. Доступная исследованию об­ласть среды в зависимости от метода исследования ограничивается радиусом от нескольких сантиметров до нескольких сотен метров, а иногда и первых километров.

3. Определение скоростей по данным поверхностных наблюдений - это определение эффективных скоростей по годографам отраженных волн и определение граничных скоростей по годографам преломленных волн, а также определение скоростей по годографам рефрагированных волн. Преимущество этих методов - скорости определяются дистанцион­но, т.е. без доступа к исследуемым областям среды. Недостаток - низкая точность по сравнению с вышеуказанными методами.

Понятия ЗМС и ВЧР

Самая верхняя часть геологического разреза почти всегда пред­ставлена выветрелыми породами. Это - или рыхлые современные отло­жения, или трещиноватые коренные отложения. Скорость сейсмических волн здесь всегда значительно ниже скорости в коренных отложениях. Поэтому эта часть разреза в сейсморазведке называется зоной малых скоростей (ЗМС). Мощность ее обычно колеблется в пределах 0 - 15м, но иногда может быть и больше.

ЗМС оказывает огромное влияние на проведение сейсморазведочных работ.

1. За счет преломления на подошве ЗМС сейсмические волны подходят к поверхности наблюдений почти вертикально. Это создает благоприятные условия для приема продольных волн вертикальными (СВ), а поперечных волн - горизонтальными (СГ) сейсмоприемниками.

2. Значительные колебания мощности ЗМС и скорости в ней по профилю вызывают расфазировку волн и затрудняют их корреляцию на сейсмограммах, а в методе ОГТ - снижают эффективность суммирова­ния волн.

3. Сильное поглощение волн в ЗМС заметно их ослабляет и ме­няет спектральный состав.

Для учета влияния ЗМС обычно проводятся параллельно с основ­ными работами и специальные работы по изучению ЗМС.

При глубинных сейсмических исследованиях корреляция волн может ухудшаться также за счет неоднородностей, залегающих ниже ЗМС в верхней части разреза (ВЧР) до первой опорной границы. Тог­да могут проводиться специальные исследования ВЧР для ввода поп­равок в результаты глубинных исследований.

 

Приложение 1.

Типичные значения скоростей продольных и поперечных волн и значения плотности для некоторых пород (по [3, 4, 5, 8, 10])

 

Порода или среда	VP, км/с	VS, км/с	σ, г/см^3	Примечания
Воздух	0,31 – 0,36	-	0,00115 – 0,00135	В зависимости от температуры и давления
Вода	1,43 – 1,59	-	1,0	В зависимости от температуры и солености
Нефть	1,3 – 1,4	-	0,8 – 1,0
Сухие пески, суглинки, галька, гравий, щебень	0,3 - 0,8	0,1 – 0,4	1,2 – 1,7	Обычно выше уровня грунтовых вод - зона малых скоростей
Те же породы, насыщенные водой	1,3 – 1,8	0,1 – 0,5	1,6 – 2,0	Обычно ниже уровня грунтовых вод
Глина влажная	1,4 – 2,5	0,4 – 0,7	1,6 – 2,2
Песчаник	1,8 – 4,0	0,7 – 2,1	1,8 – 2,9
Мергель	2,0 – 3,5	0,3 – 1,8	2,3 – 2,8
Известняк, доломит	2,5 – 6,0	1,2 – 3,5	1,8 – 3,0
Лед, мерзлые водонасыщенные пески и глины	3,2 – 4,0	1,6 – 2,1	0,9 – 1,6
Каменная соль	4,2 – 5,5	2,1 – 3,0	2,1 – 2,4
Гранит	4,0 – 5,7	1,8 – 3,5	2,5 – 2,7
Метаморфические породы	4,5 – 6,8	2,4 – 3,8	2,6 – 3,2
Габбро	6,0 – 7,0	3,2 – 3,7	2,8 – 3,1
Перидотит	7,8 – 8,2	4,1 – 4,5	2,9 – 3,3

 

Приложение 2.