Материал: Применение концепций, основанных на использовании скоростей распространения сейсмических волн

.3 Измерения, основанные на приращении времени пробега с ростом удаления

А) Метод Х²-Т². Время пробега отраженной энергии зависит не тоько от глубины отражения и скорости в породах вые отражающей границы, но и от удаления преемника от источника. Основу методов измерения скорости по наблюдениям на поверхности составляют два метода: Х²-Т² и Т-˄Т.

Метод Х²-Т² основан на формуле:

t²=x²/V²_огт+t_o² (3.2)

если нанести на график значения t² в функции x², то получим прямую, наклон которой равен 1/V_огт т которая отсекает на оси t² отрезок t_o²; с помощью этого отрезка можно определить соответствующую глубину. Величина V_огт - это скорость, принятая при суммировании ОГТ и поэтому ее называют скоростью ОГТ (или скоростью суммирования). Когда среда горизонтальна- слоистая и отражающие границы горизонтальны, скорость V_огт совпадает со среднеквадратичной скоростью.

V_огт=V для постоянной скорости и горизонтальной границы;

V_огт=V/cosЈ для постоянной скорости и угла наклона отражающей границы Ј;

V_огт=V_ср для горизонтально слоистой среды;

V_огт= V_ср/ cosЈ для сред с плоскопараллельными наклонными границами.

Скорость V_огт используется для расчета кинематических поправок до проведения суммирования даже в тех случаях, когда ее связь с истинным распределением скорости очень сложна или вовсе не известна.

При работах по методу Х²-Т² можно получить точность определения скоростей порядка нескольких процентов, если 1) записи характеризуются хорошим качеством и на их имеется не очень большое количество отражений, 2) введены точные статические поправки, 3) полевые работы и интерпретация проведены на высоком уровне, 4) распределение скорости в среде подчиняется простой зависимости (т.е. отсутствуют горизонтальные изменения скорости и сложные структуры).

Б) Метод Т-˄Т. Он основан на формуле , которую можно записать в виде

V=x/(2t_o˄t_n)^1/2         (3.3)

Для симметричных расстановок ˄t_n можно рассчитать из времен прихода отраженной волны в пункт взрыва (t_o) и к внешним группам сейсмоприемников (t₁ и t_k). Угловой кинематический сдвиг устраняется осреднением значений приращения времени на противоположных от пункта взрыва концах расстановки:

∆t_n=1/2{(t₁-t_o)+(t_k-t_o)}=1/2(t₁+t_k)-t_o   (3.4)

Значения ∆t_n , определенные по этой формуле, содержат большие ошибки главным образом из за неточности статических поправок. Для получения хороших результатов необходимо осреднить большое количество данных измерений- в случае есть надежда, что изменения в ЗМС и другие неопределенности будут в достаточной мере снижены.

В) Наилучшие приближения. Определение скорости по большей части производится в процессе обработки данных. Соответствующие методы основаны или 1) на нахождении гиперболы, наилучшим образом аппроксимирующей оси синфазности, которые считаются однократными отражениями в пределах некоторого пространственного и временного окна, или 2) на определении скорости ОГТ, при которой получается лучший суммированный разрез. Результаты таких определений обычно достаточно точны для проведения суммирования, но эта точность не всегда бывает настолько высока, чтобы можно было делать выводы о литологии.

.4 Определение эффективных скоростей

Скорости можно также определить, используя обычные сейсмические записи отраженных волн. Скорости определяемые по наблюденным годографам отраженных волн, называются эффективными скоростями, V_эф. Наблюденные годографы исправляют за рельеф, зону малой скорости, осредняют и аппроксимируют гиперболой, определяемой выражениями 2.2 для годографа ОТВ

Для годографа ОГТ 2.3

(3.6)

Параметр V_эф или V_огт гиберболического годографа ОТВ или ОГТ отраженной волны, которым с наибольшим приближением аппроксимируется наблюденный годограф и является определяемым значением V_эф или V_огт.

3.5 Определение граничных скоростей

Граничной скоростью V_г называется скорость распространения фронта головной (преломленной) волны вдоль границы, на которой она образовалась и равна величине скорости в преломляющем пласте. Граничные скорости используют для литологической характеристики пород разреза, а также стратиграфической привязки преломляющих и отражающих границ.

Рис.3.4. годограф преломленной (головной волны)

Граничные скорости определяют по встречным годографам преломленной (головной) волны. Кажущаяся скорость, определяемая по прямому годографу Г₁ равна

 (3.7)

А по обратному годографу Г₂

 (3.8)

Так как фронт волны движется в сторону, противоположную положительному направлению оси х, то в 2.5 поставлен знак минус. Найдем

(3.9)

Так как V_г= V_ср /sini , следовательно

 (3.10)

Если углы наклона преломляющей границы не превышают 10-15 градусов, то можно принять cos=1 и пользоваться упрощенной формулой

 (3.11)

Сведения о пластовых, средних, граничных скоростей необходимы для преобразования сейсмической записи отраженных или преломленных волн в изображения сейсмогеологических границ, на которой эти волны образовались.

.6 Другие источники информации о скоростях

Кривизна осей синфазности дифрагированных волн зависит от скорости, и в отдельных случаях ее можно использовать для определения скорости, если известна ориентация дифрагирующего объекта (или она известна). Автоматические методы проведения миграции (к которым относятся дифракционные преобразования), также предполагают знание скорости и максимально достижимая когерентность мигрированного разреза принципиально дает информацию о скоростях. Амплитуда отраженной волны содержит сведения об изменениях акустичекой жесткости, которая используется при построении псевдосейсмических диаграмм. Характер изменения амплитуды отраженной волны при изменении угла падения зависит от скорости. Но точность определения скорости этими разнообразными методами обычно довольна низка.

Наряду с этим информацию о скоростях можно извлечь из таких измерений, которые не зависят от траектории распространения отраженных волн.

Глава 4. Интерпретация данных о скоростях

Располагая данными метода ОГТ, которые характеризуются высокой степенью избыточности (т.е. отражения от каждой глубинной точки получаются много раз) и программами анализа скоростей можно рассчитать интервальные скорости для пластов между параллельными отражающими границами во многих точках на разрезе- практически на непрерывной базе. После устранения неопределенностей, связанных с измерением скоростей, можно провести стратиграфическую интерпретацию систематических вариаций этого параметра. Скорости, характерные для карбонатных пород существенно выше, чем для обломочных пород, а поэтому эти два типа пород часто можно различить по скоростям.

Анализ данных о скоростях представляет важную интерпретационную задачу. Скорость не может меняться совершенно произвольным образом.

Скорость не будет меняться от точки к точке иначе, чем медленным систематическим образом, если только в разрезе не присутствует значительные структурные или другие аномалии, которые служили бы причинной столь быстрого изменения. Поэтому два анализа скорости должны давать разные результаты на участках разреза, разделенных разломом, в то время как на участках, которые предполагаются непрерывными, они должны иметь близкие значения. Подобно этому можно смело интерпретировать увеличение скорости как рифовую постройку в классическом разрезе, если это увеличение сопровождается изменениями характера отражений и такими структурными признаками, как наличие дифрагированных волн, или если оно проявляется над более глубокой структурой, которая могла бы обусловить сравнительно высокие гипсометрическое положение этой области в период осадконакопления, в результате чего вероятность образования рифа была здесь больше, чем где либо в другом месте.

Иногда при интерпретации не учитываются в достаточной мере ограничения, заложенные в данных. Небольшие ошибки в определении нормального кинематического сдвига могут вызвать ощутимые ошибки в скоростях, принятых при суммировании ( особенно для глубинных отражений) , а эти в последнюю очередь приведут к большим ошибкам в расчете интервальных скоростей, если интервалы для которых определяется скорость малы. Если отражающие границы не параллельны, расчеты интервальных скоростей не имеют смысла. Иногда различные факторы сильно искажают результаты измерения скоростей, например, интерференционные эффекты, всевозможных типов шумы, искажения, обусловленные приповерхностными аномалиями скорости или изменения ЗМС, и требует большое внимание, чтобы эти эффекты не были случайно приняты за индикаторы реальных изменений скорости в породах.

Задание

. В таблице даны данные результаты сейсмокаротажа в мсек. Сейсмокаротажные работы произведены из пункта взрыва ПВ О₁ - на расстоянии 20 м. времена в мсек, глубина в метрах. Постройте вертикальный годограф и определите среднюю и пластовую скорости.

Постройте графики зависимости V_пл=f(H), V_cр=f(H), t₀=f(H), V_cр=f(to), t_в=f(H)

2. Используя нижеприведенные данные вычислить эффективную скорость

Н=1 км V=2 км/c

Н=2,5 км V=3 км/с

Н=2,8 км V=6 км/с

Н=4,8 км V=4 км/с

Заключение

Таким образом мы рассмотрели факторы влияющие на скорость распространения сейсмических скоростей и способы их определения. Установили, что определения скоростей, полученные на исследуемой площади, анализируют и обобщают для установления закономерностей скоростного строения сейсмогеологического разреза. Рассмотрели способы определения сейсмических скоростей и на основе полученной информации, данных и формул построили графики зависимостей средних и пластовых скоростей от глубины залегания пластов, t_в=f(H), V_ср=f(t₀), средних и эффективных скоростей от глубины залегания пластов.

сейсмический волна скорость годограф

Литература

Шерифф Р., Гелдарт Л. Сейсморазведка. Том 2: Обработка и интерпретация данных

Бондарев В.И. Основы сейсморазведки