Билет 13. 1. Системы наблюдений при проведение полевых сейсморазведочных работ

1. Системы наблюдений при проведение полевых сейсморазведочных работ. Изображение систем наблюдений на обобщенной плоскости, параметры систем наблюдений.

Системы бывают: фланговые – с пунктами возбуждения, расположенными по одну сторону базы приема на ее конце или за пределами (с выносом); встречные фланговые - с пунктами возбуждения, расположенными на обоих концах базы приема или с двух сторон за ее пределами (с выносами); центральные – с пунктом возбуждения в центре базы приема; комбинированные – комбинации 2 или 3 систем наблюдений из числа вышеназванных.

Достаточно сложные системы наблюдений удобно и компактно можно изобразить на развернутой сейсмической плоскости (на обобщенной плоскости). Для применения этого способа изображения необходимо на горизонтальной линии, совпадающей с линией профиля, разместить с соблюдением горизонтального масштаба пункты возбуждения колебаний. Из пунктов возбуждения колебаний под углом ±45˚ проводятся наклонные к профилю линии. Базы приема с профиля наблюдений проектируются на проведенные лучи. При центральной системе наблюдений базу приема проектируют на два луча, выходящие из соответствующего источника возбуждения под углом ±45˚, а при фланговой системе – на один луч, выходящий под углом +45˚, если база приема расположена справа от пункта возбуждения, или на луч под углом -45˚, когда база приема находится слева от пункта возбуждения.

Отметим одну особенность изображения наблюдений на обобщенной плоскости, относящуюся к МОВ. При горизонтальной отражающей границе горизонтальная координата х_отр точки отражения равна полусумме координат точки возбуждения х_в и точки приема х_п на профиле. Горизонтальная координата наблюдения х_н в этом случае также равна полусумме. Следовательно, наблюдения располагаются над точками вертикальной проекции точек отражения на профиль. Чем больше горизонтальная протяженность участка наблюдения, тем больший участок отражающей границы будет исследован. Для изучения границы на некотором протяжении нужно располагать наблюдения так, чтобы они равномерно размещались над соответствующим отрезком профиля. Этот вывод относится также к работе МПВ.

Основными количественными характеристиками любой применяемой системы наблюдений является: N-кратность прослеживания ОГ, часто для краткости называется просто кратностью системы наблюдений; L- база наблюдений- участок профиля, занимаемый совокупностью ПП при записи сейсмических волн от одного ПВ; S- канальность регистрирующей станции; Xmin, Xmax - мин и мах удаление ПП колебаний от ПВ упругих волн; ∆ℓ- интервал возбуждения упругих волн –расстояние по профилю между двумя соседними ПВ упругих волн; ∆х- шаг наблюдений-расстояние между двумя соседними ПП колебаний; R- вынос(офсет) – расст-е от ближайшего ПП колебаний до ПВ упругих колебаний; m- плотность (количество) общих глубинных точек на 1 км профиля (на 1км исследований). Указанные параметры системы наблюдений частично взаимосвязаны между собой. Их численные значения выбираются на этапе проектирования работ с учетом имеющихся сведений об относительной интенсивности помех и их кинематических параметрах на основе анализа результатов специальных расчетов с помощью интерференционных систем.

Система наблюдений должна обеспечивать понимание следующих особенностей: - порядок набора и сброса проектной кратности на концах профилей; - схема отработки основной части профилей; - последовательность работы на профиле при прохождении через технологические препятствия (трубопроводы, ЛЭП и т.п.)

2. Элементы земного магнетизма. Структура геомагнитного поля.

Перейдем от обозначения Н, принятого в учении о гео­магнетизме, к обозначению Т, принятому в магниторазведке. Рас­смотрим составляющие полного вектора напряженности геомагнитно­го поля Т. Возьмем прямоуголь­ную систему координат с нача­лом в точке измерений, ось г направим вертикально вниз (рис. 41), ос ьх— на географиче­ский север, ось у — перпендику­лярно на восток. В такой систе­ме координат проекции векто­ра Т на направления осей х, у, z называют соответственно север­ной, восточной и вертикальной со­ставляющими магнитного поля Земли и обозначают буквами X, Y, Z. Проекция полного вектора напряженности на горизонталь­ную плоскость хоу называется го­ризонтальной составляющей магнитного поля и обозначается буквой Н. как видно из рис. 41, направление Н определяет направление магнитного меридиана, а плоскость, в которой лежат векторы Н и Т, называется плоско­стью магнитного меридиана. Угол между направлением магнитного меридиана в данной точке и некоторым заданным направлением называется магнитным азимутом (он отсчитывается от направле­ния магнитного меридиана по часовой стрелке).

Угол D между направлениями географического и магнитного меридианов называется магнитным склонением (он отсчитывается от направления оси х по направлению движения часовой стрелки), а угол I между направлениями векторов Н и Т называется маг­нитным наклонением (он отсчитывается от горизонтальной плоско­сти вниз; в северном полушарии вектор Т направлен вниз, поэтому угол / — положительный; в южном полушарии, наоборот, Т на­правлен вверх, поэтому угол / — отрицательный). Рассмотренные составляющие X, Y, Z, Н, D, I являются элементами земного магнетизма.

В первом приближении магнитное поле Земли можно рассмат­ривать как поле шара, намагниченного по оси, отклоняющейся от оси вращения приблизительно на 11 °5'. При этом магнитный потен­циал шара можно определить как потенциал диполя:

где М — магнитный момент Земли, R — радиус Земли, а угол θ = 90° ‑ φ, φ — магнитная широта.

Напряженность магнитного поля Земли Т и значения его верти­кальной составляющей Z и горизонтальной составляющей Я мож­но определить из равенств

Полный вектор Т достигает наибольшего значения на плюсах (М = 0°, 180°), где значение его составляет |T|пол=70000нТл;

а наименьшего — на экваторе (θ = 90°, 270°): (|Т|экв=42000нТл)

Магнитная стрелка у магнитных полюсов займет вертикальное положение, а на магнитном экваторе — горизонтальное.

Элементы магнитного поля Земли можно определить из приве­денных формул лишь приближенно. В действительности оно содер­жит большое количество аномалий различных размеров и различ­ного характера.

Т_гл=Т_диполя+Т_{матер.аном}+Т_{ионосф.токов}

В гравиразведке: Тгл=То, где То – нормальное поле.

Тнабл=То+Таном, отсюда: Таном=Тнабл-То.

В настоящее время основной причиной земного магнетизма счи­тают электрические токи, которые генерируются в ядре Земли, об­ладающем высокой электропроводностью.

Геомагнитное поле имеет структуру, характерную для диполя, но измененную влиянием солнца:

3. Двумерное сейсмогеологическое моделирование.

Модель – это упрощенное представление реального разреза земной коры, в которое включены только те элементы, которые как предполагается, оказывают наиболее значительное воздействие на измерения.

Существует два типа моделирования:

прямое – расчет поля, создаваемого моделью

обратное – вычисление модели на основе поля.

При одномерном моделировании строится одномерная синтетическая сейсмограмма на основании, главным образом, скважинных данных (акустический, плотностной каротаж). Одномерное моделирование используется преимущественно для литолого-стратиграфической привязки отраженных волн к геологическому разрезу.

Двумерное моделирование – это получение совокупности синтетических сейсмограмм, отражающих изменение физических свойств двумерной модели. Двумерное моделирование позволяет создать или уточнить “сейсмический образ” перспективного объекта для более успешной идентификации его на сейсмическом разрезе. Такое использование синтетических сейсмограмм является одним из главных методов сейсмостратиграфической интерпретации.

Решение прямой (построение синтетических сейсмограмм) и обратной (построение псевдоакустических диаграмм) задач сейсморазведки широко используется при комплексировании геолого-геофизических методов с целью прогнозирования и поисков геологических объектов. Сейсморазведка характеризуется, как известно, низкой разрешённостью по вертикали по сравнению с данными бурения, но обладает более высокой горизонтальной разрешающей способностью. При комплексной интерпретации использование сейсмических данных сводится к прогнозированию в межскважинном пространстве отдельных свойств геологического разреза, изученных по материалам скважинных исследований. При этом линейная интерполяция геологических границ между скважинами заменяется нелинейной (прогнозом), выполняющейся на основе сравнительно густой сети сейсмических измерений.

Учёт геометрии залегания геологических границ по сейсмическим данным позволяет значительно сократить количество вариантов корреляции. Однако недостаточно высокая разрешающая способность сейсморазведки по вертикали часто обусловливает наличие неоднозначности в корреляции отдельных пластов или группы пластов. Дальнейшая детализация корреляции обычно производится путем интерпретации псевдоакустических (ПАК) разрезов, по которым строится прогнозная модель изучаемой толщи, то есть своего рода геологический разрез с вынесенными на него петрофизическими характеристиками пластов (скорость, плотность). В большинстве случаев данные по плотностям отсутствуют.

Прежде чем переходить к структурному картированию протрассированных границ, необходимо проверить правильность предложенного варианта интерпретации. Достаточно эффективным способом контроля за достоверностью передачи корреляции отдельных пластов в межскважинном пространстве является построение синтетических временных разрезов по полученному варианту интерпретации. Синтетический временной разрез формируется из совокупности одиночных синтетических сейсмограмм, построенных в межскважинном пространстве через заданные интервалы расстояния по горизонтали (например, через 25 метров). Далее синтетический временной разрез сопоставляется с соответствующими полевыми сейсмическими разрезами. Мера сходимости между ними, при хорошем качестве полевого сейсмического разреза, определяет правильность построений. В местах расхождения синтетического и реального разрезов корреляция пересматривается, после чего вся последовательность действий повторяется.

Вышеописанная последовательность операций носит название двумерного сейсмогеологического моделирования.