2015-06-04
311
3.4. 1 Общие допущения и предположения
Интерпретация материалов сейсморазведки с применением стандартных автоматизированных систем обработки проводится обычно на основе пространственной слоисто-изотропной модели среды. Но сопоставление результатов интерпретации с данными поискового и разведочного бурения часто обнаруживает наличие систематических расхождений в результатах структурных построений, достигающих иногда нескольких десятков, а то и сотен метров. Это означает очевидно, что слоисто-изотропная модель неадекватна реальной среде и, следовательно, требуется выбор или построение иной модели, учитывающей сейсмологические особенности изучаемого разреза и с помощью которой можно было бы объяснить упомянутые систематические расхождения.
Но более эффективный подход состоит в том, что уже на этапе проектирования полевых работ, а тем более в процессе интерпретации полевых данных, необходимо использовать более общие интерпретационные модели по сравнению с идеализированной слоисто-изотропной моделью. Именно такая тенденция превалирует в современной трехмерной сейсморазведке, с внедрением которой в практику геологоразведочных работ создались благоприятные условия для решения весьма широкого круга фундаментальных и прикладных задач. К числу таких задач относится построение, анализ и применение при интерпретации сейсмических данных особого класса пространственных скоростных и поглощающих моделей среды, которые в самом широком смысле принято называть анизотропными моделями.
|
|
|
Необходимо подчеркнуть, что указанной задаче в последнее время уделяется все большее внимание, что объясняется это двумя основными причинами. Первая из них связана с тем почти очевидным фактом, что информация об анизотропии скоростей позволяет увеличить точность структурных построений: от единиц до нескольких десятков процентов.
Вторая причина состоит в том, что обнаружение анизотропии скоростных и поглощающих свойств среды и корректная интерпретация этого явления позволяет в благоприятных обстоятельствах решать как генетические задачи, связанные с объяснением природы так называемых носителей анизотропии (трещин, разломов, тонкой слоистости и др. объектов), так и чисто прикладные задачи, такие как, например, структурно-формационные, либо литофациальные задачи. Как показывает анализ литературы, при всем многообразии моделей, используемых при изучении сейсмической анизотропии, в сейсморазведке наибольший практический интерес вызывают модели сред, где анизотропия обусловлена либо субгоризонтальной слоистостью, либо субвертикальной трещиноватостью осадочных отложений, либо одновременным действием этих факторов. Именно такие модели являются основным объектом исследований, результаты которых излагаются в настоящей работе.
|
|
|
Круговые сейсмические наблюдения уже давно используются в практике сейсморазведочных работ для решения различных геологических задач. Одна из таких задач, которой в последнее время уделяется все большее внимание в виду ее практической значимости, состоит в изучении анизотропии осадочных пород, обусловленной вертикальной (субвертикальной) трещиноватостью среды. В работах как отечественных, так и зарубежных авторов при изучении этого типа анизотропии обычно предполагается, что размеры носителей анизотропии намного меньше по сравнению с длинами зондирующих сейсмических волн. Такое предположение часто оправдано и подтверждается как при физическом моделировании, так и при полевых наблюдениях. Вместе с тем вполне реальна и такая ситуация, когда поперечные размеры трещин или разломов в земной коре сопоставимы, а иногда намного больше длины используемых сейсмических волн. В этих условиях теория трансверсально-изотропных сред уже не подходит и требуется иной подход.
В данной работе рассматриваются простейшие математические модели распространения сейсмических волн в таких средах с целью изучения влияния различных параметров трещиноватости на сейсмическую анизотропию и их (моделей) последующего использования при количественной интерпретации результатов наблюдений прямых, отраженных и преломленных волн в различных модификациях с данными электроразведки. При этом предполагается, что азимутальная сейсмическая анизотропия среды обусловлена системой вертикальных или почти вертикальных и параллельных между собой пластов со средней мощностью dи с равномерным распределением в пространстве. Предполагается также, что их пространственная плотность ρ такова, что межпластовые расстояния не меньше мощности тонкого слоя. С другой стороны предполагается, что мощность отдельных пластов d больше длины зондирующей сейсмической волны. Последнее допущение позволяет использовать при решении прямой задачи законы геометрической сейсмики и фактически является основным в последующих выкладках и рассуждениях. Иными словами, в данной главе нами рассматривается простейшая лучевая схема распространения волн в неоднородных средах, существенно упрощающая решение задачи.
Геологическим аналогом рассматриваемой модели могут служить системы субвертикальных разломов или зон субвертикальной трещиноватости горных пород, которые далее - достаточно условно - мы будем называть тонкими вертикальными пластами. Полагая, что такие пласты насыщены флюидами (например, водой), в дополнение к сделанным допущениям примем также, что скорость волн в основной породе V0 больше скорости волн V1в тонких пластах, которые к тому же принимаются изотропным.
3.4.2 Годограф прямой волны
Поместим общий источник возбуждения сейсмических волн в центр кругового профиля наблюдений радиуса R и выберем такую систему полярных координат (R,Θ), чтобы полярная ось проходила вдоль простирания вертикальной слоистости, а полюс совпадал с точкой возбуждения, предполагая при этом - в целях симметрии результатов -, что последняя находится в центре межпластового пространства. Очевидно, что при такой системе наблюдений искомая функция - азимутальное время наблюдений tR0-будет контролироваться числом пересечений пластов по выбранному азимуту, который в среднем равен 260 В рамках принятых выше допущений можно заменить эту совокупность пластов одним толстым пластом с эквивалентной мощностью He=R<ρdsinΘ и расположить его в центре линии, соединяющей точку возбуждения О и точку приема Р с полярными координатами R и Θ (Рисунок 3.10).
|
|
|
Рисунок. 3.10 - Модель тонкого пласта для расчета времени первых вступлений
С учетом того, что скорости волн в основной породе и в тонких пластах равны Voи Viсоответственно, можно сразу же получить общее выражение для искомого азимутального времени прохождения прямой волны из точки О в точку P:
tR,Θ = top = toA + tAB + tBP= OA / Vo + AB / Vi + BP / Vo. (3.1)
При этом очевидно, что AB=He/cosα1, а из центральной симметрии рисунка следует, что OA=BP и OA + BP = 2S/sine = 2S/cosα, где 2S = PP'-He = RsinΘ-RρdsinΘ, e- угол выхода прямой волны из точки возбуждения, α- угол падения волны на эквивалентный пласт, αα1–угол преломления на тонком пласте, определяемого из известного закона преломления.
3.5. Механическая модель волноводов по данным инструментальных наблюдений
