ОСНОВЫ ОБРАБОТКИ СЕЙСМИЧЕСКИХ ДАННЫХ
Сигналы и помехи в сейсморазведке В каждом методе сейсморазведки для решения геологической задачи используют волны определенной природы и конкретного типа, которые называют полезными волнами. Наиболее часто полезными волнами являются отраженные и преломленные волны. Одновременно с полезными колебаниями в точки наблюдения приходят волны другого типа, которые препятствуют выделению и прослеживанию полезных волн. Такие волны относят к категории помех.
Сигналы и помехи в сейсморазведке • Примерами помех являются микросейсмы колебания, вызываемые внешними причинами (ветер, дождь, морской прибой, работа транспорта, машин и т. д. ), звуковая волна от источника, интерференционные поверхностные волны, распространяющиеся в ЗМС. Интенсивными помехами часто являются многократные волны (отраженные, отраженно преломленные, преломленно отраженные), которые наблюдаются на временах прихода полезных однократных волн. При работе продольными волнами в роли помех выступают поперечные и обменные волны, а при наблюдениях отраженных волн помехами могут быть одновременно регистрируемые преломленные волны. • Волны помехи по величинам кажущейся скорости их распространения вдоль поверхности наблюдения подразделяют на низкоскоростные (V* < 1 км/с), среднескоростные (1 < V* < 5 6 км/с) и высокоскоростные (V* > 5 6 км/с). Обычно первые из них представлены поверхностными волнами в ЗМС, вторые связаны с преломленными волнами в верхней части разреза (ВЧР), а третьи являются многократными отражениями.
Сигналы и помехи в сейсморазведке Полезные волны обычно являются регулярными, т. е. характеризуются достаточно высокой устойчивостью кинематических и динамических параметров в пределах области наблюдения.
Сигналы и помехи в сейсморазведке • Волны-помехи бывают регулярными и нерегулярными. Среди регулярных помех : прямые волны, преломленные волны, дифрагированные волны (волны, рассеиваемые во всех направлениях точечным объектом, который не обязательно расположен в вертикальной плоскости профиля), вибрационные помехи (помехи буксирного троса и буя на конце приемной косы при работах на акватории), внешние помехи (помехи других кораблей при работах на акватории). Основное свойство таких помех – корреляции энергии вдоль прямых осей синфазности, пересекающих сейсмотрассы ОПВ. • Нерегулярный шум не коррелируется от трассы к трассе. Наиболее распространенными источниками случайного шума являются: аппаратура (тепловое движение электронов в цепях, наводки), механизмы, силовые линии (наводки от проводов с частотой 50 или 60 Гц), приемная коса (для работ на акватории – при волнении и утечках), ветер, перемещение людей и животных вблизи сейсмоприемников и т. д.
Сигналы и помехи в сейсморазведке Одним из важных параметров сейсмической записи является соотношение сигнал/шум. Этот параметр обычно зависит от частоты. Если шум обладает большой энергией в некотором диапазоне, который лежит за пределом частотного диапазона сигнала, то для выделения полезного сигнала на фоне шума можно применить частотную фильтрацию. Важной особенностью случайных шумов является то, что при сложении нескольких трасс случайного шума, происходит его ослабление, т. е. колебания на трассах складываются не в фазе. Пусть у нас имеется n сейсмоприемников, S когерентный полезный сигнал, Ni – случайный шум. Тогда отсчет сейсмотрассы будет иметь вид xi=S+Ni
Сигналы и помехи в сейсморазведке Будем оценивать сигнал средним значением из n измерений. а среднеквадратичный шум будем характеризовать стандартным отклонением В этом случае отношение сигнал/шум будет равно: При больших значениях n, приближается к пределу, зависящему от статистических свойств шума; следовательно, для больших n и случайного шума соотношение сигнал/шум меняется в раз. Этот принцип лежит в основе накапливания данных. Синфазное суммирование заключается в сложении нескольких трасс, для которых положение источника и приемника остается неизменным. Оно применяется в случае слабых поверхностных источников и некоторых морских источников.
Разрешающая способность От длительности импульса и зависит такой параметр, как разрешающая способность записи. Под разрешающей способностью понимают возможность раздельного обнаружения сигналов, приходящих в близкие моменты времени. Для увеличения разрешающей способности требуется сокращать длительность импульса, т. е. расширять спектр. Различают вертикальную и горизонтальную разрешенность.
Вертикальная разрешенность соответствует минимально возможному расстоянию между поверхностями, при котором их можно наблюдать как отдельные отражающие границы.
Вертикальная разрешенность В реальных условиях, можно рассчитывать на раздельное обнаружение отраженных волн, которые приходят с разницей нормальных времен не менее t 0 = 0, 5 Тв, где Тв видимый период колебаний. Поскольку величина t 0 соответствует двойному времени пробега, мощность пласта, выделяемого по отражениям от его кровли и подошвы, составляет не менее 0, 25 в, где в видимая (преобладающая) длина волны наблюдаемых колебаний. Величина 0, 25 в =V/4 f соответствует так называемому критерию разрешенности Релея.
Вертикальная разрешенность Пример: рассчитать типичную длину волны и разрешение для двух случаев: 1. Глины Vглин=3000 м/с, преобладающая частота f=70 Гц, длина волны =V/f=3000/70=43 м. Максимальное разрешение 11 м. 2. Известняки Vизв=5000 м/с, преобладающая частота f=45 Гц, длина волны =V/f=5000/45=111 м. Максимальное разрешение 28 м.
Вертикальная разрешенность • В среднечастотной сейсморазведке преобладают длины волн порядка 100 150 м, что позволяет обнаруживать в разрезе пласты мощностью от 20 30 м. Применяя методику высокоразрешающей сейсморазведки, удается повысить преобладающую частоту колебаний с 20 30 Гц до 50 60 Гц и более. Это в 2 3 раза повышает вертикальную разрешенность сейсмических разрезов, обеспечивая выделение пластов мощностью от 8 10 м. • В малоглубинной сейсморазведке MOB (H < 50 100 м), при регистрации колебаний на частотах до 200 300 Гц, возможно выделять слои мощностью 2 3 м в верхней части разреза.
Горизонтальная разрешающая способность определяет возможность наблюдения с поверхности двух близких сейсмических неоднородностей, расположенных на одной глубине. Такими объектами могут быть разрывные или складчатые нарушения горизонтальной слоистости, локальные изменения отражающих свойств сейсмической границы, резкое выклинивание пласта и т. д. Ориентировочные оценки здесь основаны на зонах Френеля, дающих теоретическое представление о пространственной области, существенной для распространения упругих колебаний. Повышению горизонтальной разрешенности сейсмических разрезов способствует процедура миграции, при которой отраженные и дифрагированные волны фокусируются в области их образования.
Горизонтальная разрешающая способность Дифракционная природа сейсмического Каждая пара соседних окружностей выделяет на поля: зоны Френеля плоской волны. Пусть плоскости кольцо, которое называется зоной Френеля. Круг, включающий точку N, фазовая поверхность плоской называется первой зоной Френеля, соседнее с монохроматической волны длиной в ним кольцо второй зоной и так далее. некоторой момент времени совпадает с Колебания, возбуждаемые соседними зонами, бесконечной плоскостью Q. Требуется найти в точке С имеют противоположные фазы и поле в точке С, расположенной на взаимно компенсируют друга. расстоянии h от плоскости Q. Проведем из С Наблюдаемое в точке С поле волн результат сферы радиусами h + /2, h + 3 /2, . . . , h действия элементарных источников, расположенных во внутренней половине + т /2, которые пересекут плоскость Q по первой зоны. концентрическим окружностям с центром в При выполнении условия <<h радиус т-й зоны точке N. Френеля равен Половину площади первой зоны Френеля (т = 1) для плоской волны составляет эффективная область в форме круга радиуса Таким образом, можно сказать, что упругие колебания, попадающие в точку наблюдения, определяются той областью волнового поля, которая существовала на плоскости в пределах круга радиуса rэффпл.
Горизонтальная разрешающая способность В случае сферической монохроматической волны, распространяющейся из источника О, который находится на расстоянии 2 h от точки наблюдения С, область однородной среды между точками излучения и наблюдения, которая существенна для распространения сферической волны, представляет собой фигуру вращения вокруг луча переменного радиуса, возрастающего от концов луча к его середине. При равном расстоянии от точки наблюдения до фронта волны имеет место соотношение Рассматриваемую эффективную область формирования волнового поля обычно упрощенно называют зоной Френеля, не уточняя, что речь идет о половине площади первой зоны Френеля. При неограниченном возрастании частоты колебаний длина волны асимптотически стремится к нулю вместе с радиусом эффективной области зоны Френеля. Тогда можно считать, что упругие колебания распространяются от источника в точку наблюдения по прямой линии, являющейся лучом волны.
Горизонтальная разрешающая способность Пример: В случае плоской отражающей поверхности, расположенной на глубине 1000 м, при скорости сейсмических волн 2000 м/с радиус первой зоны Френеля будет равен 130 м для частоты 60 Гц, и 183 м для частоты 30 Гц. Размер зоны Френеля зависит также от расстояния до точки наблюдения и от кривизны волнового фронта. Для отражений от глубинных горизонтов, например от слоя, расположенного на глубине 4000 м, при средней скорости распространения волн 3500 м/с радиус первой зоны Френеля составит 375 м для составляющей 50 Гц и 594 м для составляющей 20 Гц. Таким образом, разрешающая способность по площади уменьшается с глубиной; глубоко залегающий объект должен иметь большие размеры, чтобы сейсмический эффект от него был таким же, как от залегающего на небольшой глубине некрупного объекта.
Понятие зоны малых скоростей Очень часто времена вступления волн искажены за счет зоны малых скоростей (ЗМС). ЗМС – рыхлый верхний слой, характеризующийся небольшими значениями скорости, а также крайней изменчивостью скорости по латерали и вертикали. Мощность ЗМС варьирует в пределах от 1 до 100 м и более. Присутствие слоя ЗМС приводит к резкому преломлению лучей продольных волн при переходе из нижележащих пород в ЗМС, в пределах ЗМС лучи всех объемных волн распространяются практически вертикально. Нижняя граница ЗМС является резкой отражающей границей. Однако для поперечных волн нижняя граница ЗМС является не столь резкой вследствие того, что скорость Vs слабо зависит от водонасыщенности пород. Интерпретация сейсмических данных основана на упрощающих предположениях: • среда, расположенная между поверхностью земли и границей, однородна; • поверхность земли плоская; • пункт возбуждения лежит на поверхности. Основные факторы, нарушающие эти условия – искажение времен прихода волн за счет неоднородности верхней части разреза (ЗМС и рельефа). Эти неоднородности устраняются при введении статических поправок. Эти поправки неизменны во времени (постоянны для каждой точки наблюдения).
Расчет статических поправок Без ввода статических поправок, отражающие границы будут зеркально отражать рельеф, и не будут отображать истинную структуру на суммарных временных данных. В результате можно сделать ошибочное предположение о наличии нефтяных ловушек.
Расчет статических поправок Статическая поправка – разность наблюденного времени прихода волны и предполагаемого времени ее прихода при условии, что точки приема и возбуждения находятся на линии приведения. Обычно линия приведения находится ниже точек возбуждения и приема – в этом случае поправки уменьшают значение времен. При введении статических поправок принимается следующее допущение: для всех волн, приходящих снизу, направление распространения лучей в интервале от линии приведения до поверхности вертикально. V 0 скорость распространения волн в ЗМС V 1 средняя скорость распространения волн в подстилающих породах hв – глубина взрывной скважины hр – глубина от дневной поверхности до линии приведения в точке приема и точке взрыва hз – глубина от дневной поверхности до нижней границы ЗМС в точке приема
Расчет статических поправок Полная статическая поправка для трассы складывается из поправки за пункт приема (за рельеф и за зону малых скоростей) и за пункт возбуждения. Поправка за ПП (пункт приема) Поправка за ЗМС При отсутствии ЗМС время пробега волны уменьшилось бы на величину tз = hз/V 0 -hз/V 1 Поправка за рельеф в точке наблюдения рассчитывается, исключив влияние ЗМС, как время пробега волны со скоростью V 1 от линии приведения до поверхности. tр = hр/V 1 Таким образом, для каждого пункта приема рассчитывается своя поправка, равная сумме поправок за рельеф и за ЗМС: t. ПП = hз/V 0+(hр -hз)/V 1 Эта поправка вносится в значения времени со знаком «минус» для случая расположения линии приведения ниже точки приема. Поправка за ПВ (пункт возбуждения) Поправка за ПВ зависит от местоположения заряда. При помещении заряда ниже ЗМС (наиболее распространенный вариант) t. ПВ = (hp-hв)/V 1 Поправка за ПВ будет одинаковой для трасс, соответствующих одному и тому же пункту взрыва. При расположении линии приведения ниже ПВ, t. ПВ вносится со знаком «минус» , в противном случае, поправка вносится со знаком «плюс» .
Расчет статических поправок В отсчет времени каждой трассы вносится суммарная поправка t. ПП+ t. ПВ, с учетом знаков. Полученные приведенные годографы отраженных волн соответствуют ситуации, когда ПП и ПВ расположены на поверхности приведения. Линия приведения должна разграничивать две среды с резко различными законами скоростей распространения волн, причем в нижней среде скоростной закон должен быть как можно более простым. Основные требования, предъявляемые к линии приведения: • она должна быть расположена по возможности ближе к забоям взрывных скважин с тем, чтобы на меньших интервалах требовалось определять поправку по косвенным данным о скорости; • линия приведения должна представлять собой плавную линию с малой кривизной и наклоном. В практике сейсморазведки используются два способа выбора поверхности приведения – приведение к плоскости, приведение к криволинейной поверхности. В районах со спокойным рельефом чаще всего используется приведение к горизонтальной плоскости. Выбор осуществляется так, чтобы отклонение от среднего уровня забоев или подошвы ЗМС не превышало 50 м. В этом случае возможная ошибка из за неправильной скорости в коренных породах не будет превышать нескольких миллисекунд. •
Расчет статических поправок
Расчет статических поправок Определение статических поправок осуществляется на основе топографических работ, данных МПВ и микросейсмокаротажа. Такие поправки называются расчетными поправками. Довольно часто расчетные статические поправки довольно неточные. Подобные ошибки выражаются в виде разброса времен вступлений волн. Неправильный учет статических поправок не позволит сложить в фазе импульсы полезных волн ОГТ. Поэтому, исходя из предположения о гладкости границ, определяют остаточные поправки, благодаря чему сглаживают оси синфазности. Эта процедура – коррекция статических поправок. Необходимо уточнить, что многие волны, такие как звуковые, прямые волны, поверхностные волны не содержат в себе статических аномалии, поскольку не распространяются вглубь разреза. После ввода статики, эти оси синфазности могут содержать ошибки. На рисунке показаны трассы ОГТ после применения начальных статических поправок и кинематических поправок (об этом мы поговорим немного позже). По причине того, что трассы сдвинуты одна относительно другой (большей частью по причине ошибок расчета статики), их амплитуда уменьшается при суммировании, тогда как должна возрастать. Обычно значения остаточных поправок невелики, порядка +/ 10 мс. Если они слишком большие, то надо поставить под сомнение наши расчетные поправки.
Расчет статических поправок В качестве примера: На верхнем рисунке разрез с расчетной статикой, на нижнем – разрез после коррекции остаточной статики.
Кинематические поправки и скоростной анализ С помощью метода НСП можно получить временной разрез, который осложнен кратными волнами. Данные о скоростях мы получить не можем. С помощью метода ОГТ мы можем ослабить кратные волны и получить информацию о скоростях. ОГТ – это единственный способ узнать скоростной разрез без скважины. Процедура, при которой импульсы суммируются и делятся на N, где N – число трасс сейсмограммы ОПВ, называется суммированием по ОГТ.
Кинематические поправки и скоростной анализ Однократные и многократные отражения от разных отражающих границ появляются на близком t 0, но имеют различную кривизну годографов. Путем введения кинематических поправок, рассчитанных для однократных волн, годографы последних спрямляются полностью, в то время как годографы многократных волн остаются недоспрямленными. Это означает, что при дальнейшем суммировании по выборке трасс ОГТ сигналы, отвечающие полезным отражениям, будут суммироваться синфазно, и суммарная амплитуда будет прямо пропорциональна числу трасс N, составляющих выборку. Для кратных волн суммирование не будет синфазным, и суммарная амплитуда будет расти не быстрее, чем , а на практике, возможно, что суммарная амплитуда помехи уменьшится за счет суммирования в противофазе. Таким образом, после суммирования с введенной кинематикой соотношение сигнал/шум существенно увеличивается. Суммирование по ОСТ (ОГТ) применяют как эффективное средство подавления высокоскоростных волн помех, каковыми являются многократные отражения. Их годографы нередко столь мало отличаются по кривизне от годографов однократно отраженных волн, что выполнить условие подавления помехи удается лишь при базах приема, имеющих длину 2 3 км и более. Чем выше частота колебаний, т. е. меньше их период, тем короче база, удовлетворяющая указанному условию.
Кинематические поправки и скоростной анализ Разложим формулу для годографа отраженной волны в ряд Величина представляет собой кинематическую поправку или NMO (normal moveout). Кинематическая поправка это разность времен прихода волны, отраженной от границы по косому и нормальному лучам. Она показывает, насколько t 0 отличается от времени на канале по отношению к t 0=const. t(x) время регистрации отраженной волны на расстоянии х от источника, t 0 – нулевое время нормального годографа. Нормальным годографом называют годограф отраженной волны, которая наблюдалась бы при горизонтальном залегании отражающей границы. Название поправки отражает ее подвижный характер: для фиксированной трассы записи колебаний поправка уменьшается со временем, что соответствует уменьшению крутизны годографа отраженной волны с увеличением глубины сейсмической границы.
Кинематические поправки и скоростной анализ Точный расчет кинематических поправок возможен при условии, что хорошо известны скоростные и геометрические параметры геологической среды, необходимые для вычисления годографов отраженных волн. Современная вычислительная техника позволяет рассчитывать теоретические годографы в средах с любым структурным и ско ростным строением. Однако на практике при недостатке априорных данных для расчета кинематических поправок используют самые простые модели. Кинематическая поправка рассчитывается для времени вступления отраженной волны, и для всех ее последующих фаз поправка должна оставаться неизменной. Это обеспечивает сохранение формы импульса волны при его перемещении от наблюденного времени к нормальному времени t 0. Однако при стандартных процедурах введения кинематических поправок данное требование не выполняется, поскольку заранее не известны времена прихода и длительности импульсов отраженных волн в точках наблюдения. Поэтому изменяющиеся во времени кинематические поправки вводятся в последовательные отсчеты сейсмической трассы, каждый из которых может принадлежать вступлению отраженной волны.
Кинематические поправки и скоростной анализ Введение в волновой импульс уменьшающихся со временем поправок вызывает искажение его формы, а именно растяжение импульса. Происходящее при этом искажение формы колебаний характеризуется коэффициентом растяжения. Коэффициент растяжения зависит от быстроты изменения кинематической поправки во времени. Для всякой отраженной волны искажения формы импульса из за его растяжения возрастают с увеличением дистанции, а это снижает эффект синфазного суммирования полезных колебаний при построении временного разреза. Поэтому Когда мы применяем определенную скоростную кривую к из обработки исключают начальные сейсмограмме ОСТ, процедура рассчитывает время вступления участки сейсмических трасс, где для гиперболы NMO в каждый отсчет времени для каждого коэффициент растяжения импульсов удаления. Затем каждый отсчет сдвигается к истинному времени отраженных волн при введении «нулевых удалений". Это обычно дает эффект растяжения кривых кинематических поправок превышает NMO на больших удалениях. Частота смещается в сторону более заданный предел. Такая операция низких частот из за того, что растет период, согласно рисунку называется мьютингом растяжения и выполняется путем обнуления отсчетов слева. Поскольку период увеличивается с T до T', то частота уменьшается. На величину растяжения указывает увеличение сейсмической трассы на интервале времени от начала записи до граничного числа отсчетов по сравнению с исходным. Если данные дискретизируются с шагом 4 мс, предположим, значения. период T равен 48 мс (12 отсчетов), то после NMO период T' может быть растянут на 60 мс (15 отсчетов).
Кинематические поправки и скоростной анализ • • • С его помощью на волновой картине сейсмограммы или временного разреза можно обнулить любую нежелательную область записи колебаний, задав ее пространственные и временные границы. На рисунке показана сейсмограмма до NMO поправки. Это пример мьютинга первых вступлений. Мьютинг также может применяться после поправок NMO и до суммирования. Внешний мьютинг (также называемый начальным мьютингом) нацелен на устранения прямых волн, первых вступлений и эффекта растяжения, если мьютинг идет после NMO. Он исключает из обработки данных MOB начальные участки трасс полевых сейсмограмм, где в области первых вступлений регистрируются волны, заведомо не являющиеся отраженными (преломленные от мелких границ, поверхностные и др). Записи трасс, полученные вблизи пункта взрыва, иногда характеризуются высоким уровнем помех, создаваемых взрывом (шум, вызванный осцилляциями и выбросом газа при взрыве, а также выбросами материала из скважины, воздушной или поверхностными волнами). Внутренний или хвостовой мьютинг убирает данные на ближних удалениях. Например для устранения остаточных кратных, поверхностных волн, воздушных волн или подобных им волн с низкой скоростью. Хирургический мьютинг – для устранения интенсивных помех, которые не удается отфильтровать, а также для удаления записей с техническим браком.
Кинематические поправки и скоростной анализ • • • При вводе и коррекции кинематических поправок используют два комплекса приемов. Расчет кинематических поправок по формулам с использованием априорных данных о скоростном строении разреза. Сами сейсмограммы в таком расчете не участвуют. Так рассчитывают исходные кинематические поправки, при этом получаются довольно грубые значения поправок, которые требуют дальнейшей коррекции. Подбор значений поправок в процессе скоростного анализа. Так определяют скорректированные поправки на основе разновременного анализа сейсмограммы ОГТ по вееру гипербол, отвечающих скоростям VОГТ из заданного набора. Сначала необходимо выполнить анализ трасс предварительного суммарного разреза. На рисунке расчет априорных кинематических поправок.
Кинематические поправки и скоростной анализ NMO – это разность времен прихода волны на приемнике относительно случая нулевого удаления. Это связано с вариациями офсета. То есть это попытка привести с случаю нулевого удаления.
Кинематические поправки и скоростной анализ • • Скорость суммирования или скорость NMO – это скорость в однородном изотропном слое над отражающей границей, которая дала бы примерно ту же зависимость от удаления (нормальный кинематический сдвиг), что и наблюдается в действительности. Это значение, определяемое путем скоростного анализа и используемое для оптимального суммирования по ОСТ. Только при вводе правильной скорости волна суммируется в фазе и наблюдается увеличение амплитуд на суммарной трассе. Скорости, измеряемые при скоростном анализе, часто (Ошибочно!) относят к скоростям RMS. Только для малых удалений и горизонтальных напластований Vсуммирования ~ Vrms
Кинематические поправки и скоростной анализ • • Можно определить типы волн (кратные или однократные) по наклону оси синфазности, частотному составу, конфигурации на разрезе – все это диагностические признаки, позволяющие судить о правильности вводимой скорости. Предпочтение отдается хорошо прослеживаемым границам с малыми углами наклона. Вводим априорную поправку, вычитаем • Суммируя трассы, получаем одну трассу с увеличенной амплитудой. Если скорость (Vсуммирования>V) была введена неправильно, то поправка мала, ось синфазности не спрямилась и амплитуда не увеличилась. Если Vсуммирования>V, то наблюдается переспрямление осей. Априорные кинематические поправки не обладают достаточной точностью из за изменчивости сейсмических скоростей. В обоих случаях неверные кинематические поправки снижают эффект суммирования полезных волн, что проявляется ухудшением качества отражающих горизонтов на сейсмических разрезах.
Кинематические поправки и скоростной анализ Внизу выборки ОГТ после ввода поправки NMO. Если мы просуммируем эти данные по ОСТ, то плоские, однократные оси просуммируются хорошо, а кратные взаимно подавятся, за исключением ближних трасс, где оси кратных более плоские.
Кинематические поправки и скоростной анализ Коррекция кинематических поправок (недо , переспрямление) сводится к подбору наилучших значений VОГТ по статистическому критерию синфазного сложения отраженных волн при суммировании сейсмограмм. . Процедура определения скоростей по сейсмограммам ОСТ (ОГТ) называется скоростным анализом и выполняется интерпретатором в интерактивном режиме с помощью специальной программы, имеющейся в пакете обрабатывающих процедур.
Кинематические поправки и скоростной анализ Скорости при суммировании определяются на основе алгоритмов, обеспечивающих: 1) получение вертикальных и горизонтальных спектров скоростей; 2) разрезов ОГТ, полученных перебором скоростных законов или перебором постоянных скоростей. На основании анализа этих материалов определяют оптимальный скоростной закон.
Кинематические поправки и скоростной анализ Самый простой способ предусматривает выбор короткого (порядка 5 25 ОСТ) отрезка профиля и получение по нему набора суммарных разрезов, каждому из которых соответствует ввод кинематических поправок для постоянного значения скорости. Перебор скоростей ведется в диапазоне от самого низкого до самого высокого предполагаемого значения. Эта процедура известна как сканирование скоростей. Однозначно выбрать оптимальную скоростную кривую довольно нелегко. Достоинство этого метода – то, что критерием правильности является качество временного разреза. Недостаток метода – его субъективность. Другие недостатки способа сканирования скоростей связаны с недостаточной разрешенностью по скорости из за грубого, вызванного экономическими соображениями, шага перебора и малым динамическим диапазоном изображения результата.
Кинематические поправки и скоростной анализ Обычно скоростной анализ выполняют путем построения и интерпретации спектров скоростей. Исходным материалом служат сейсмограммы ОГТ с введенными статическими поправками, прошедшие процедуры мьютинга, регулировки амплитуд, полосовой фильтрации, деконволюции и пр. Для повышения устойчивости результатов скоростной анализ чаще делают не по одиночным, а по накопленным сейсмограммам ОГТ. В таком случае на накопленных сейсмограммах отношение сигнал/помеха выше, чем на одиночных.
Кинематические поправки и скоростной анализ Термин спектр скоростей обычно используется для обозначения графика некой меры когерентности как функции скорости VОГТ и времени. Слово спектр здесь не следует понимать в том смысле, что данный график отражает какие то частотные характеристики. Мера когерентности позволяет оценивать степень корреляции отсчетов трасс на заданном времени t вдоль гиперболической траектории пробной кривизны, зависящей от t и VОГТ. На рисунке приведено типичное окно скоростного анализа. Вертикальная шкала времени двойного пробега (мс). Окно спектра скоростей, полученного при помощи расчета коэффициентов подобия. Окно просмотра сейсмограммы. Окно суммотрасс, полученных с использованием текущей скоростной функции, пропикированной на спектре скоростей. Окно сумм с постоянными скоростями.
Кинематические поправки и скоростной анализ • Иногда, в качестве функции когерентности вычисляют среднюю энергию сигнала, коэффициент подобия, отношение сигнал/помеха или корреляционные функции. Первый критерий определяет энергию когерентной части колебаний, второй характеризует степень сходства отсчетов вдоль пробного годографа, третий оценивает ее отношение к энергии случайных вариаций амплитуд. Чаще всего вычисляют среднюю энергию записи в криволинейном временном окне для всех каналов сейсмограммы ОГТ и для этой целевой функции строят энергетический спектр. Критерии, различаясь расчетными формулами, имеют общее свойство: их значения максимальны, когда пробный годограф совпадает с осью синфазности регулярной отраженной волны на сейсмограмме; значения критериев уменьшаются по мере увеличения расхождения между этим годографом и реальной волной. • Многократные отражения ассоциируются с более низкими скоростями. Таким образом, энергетический спектр позволяет количественно анализировать структуру волнового поля. Получаемый скоростной закон зависимость VОГТ(t 0), соответствующая однократным отраженным волнам
Кинематические поправки и скоростной анализ Одним из вариантов получения скоростей является построение разнообразных вариантов временного разреза ОГТ. Для исследуемого интервала сейсмического профиля строят множество вариантов временного разреза ОГТ. Каждый из них соответствует фиксированному значению VОГТ, принятому при расчетах кинематических поправок для всех сейсмограмм ОГТ. Сопоставляя изображения некоторой волны на различных вариантах разреза, можно установить, при каком VОГТ достигается наилучшее качество суммирования. Т. о. определяют кинематические поправки для всех отражений, прослеживаемых на временном разрезе. Достоинство этого метода – то, что критерием правильности является качество временного разреза. Недостаток – субъективность способа.
Скоростной анализ и суммирование Самая простейшая форма суммирования трасс получается путем суммирования амплитуд по всем временам для всех трасс в пределах одной ОСТ и последующее деление результат на число трасс, что даст нам т. н. нормированную сумму.
Краткая сводка понятий скорости в сейсморазведке Скорость продольных и Скорость в точке поперечных волн, определяется как , получаемая на основе если среда волновых уравнений и изотропная, то можем определяемая через проводить измерения коэффициенты Ламе. в любом направлении, если анизотропная, то проводим измерения в нескольких направлениях.
Краткая сводка понятий скорости в сейсморазведке Лучевая скорость – скорость, измеренная вдоль луча (в случае, если скорость является функцией координат, то V(x, y, z) в каждой точке разная). скв. Пластовая скорость – это средняя скорость распространения упругих волн в каждом пласте изучаемого геологического разреза (рисунок слева). У пласта всегда имеется градиент скорости. Чем больше мощность, тем больше его влияние. Если мощность пласта мала, то в пределах пласта можно считать скорость постоянной. На рисунке отмечен источник на поверхности и места расположения приемников в скважине. Схематически изображен ствол скважины, пласты, пункты приема и источники. При такой схеме наблюдений мы получим пластовые скорости.
Краткая сводка понятий скорости в сейсморазведке Средняя интервальная скорость не относится ни к одному пласту и является частным случаем средней скорости для заданного интервала глубин. Это можно проиллюстрировать на рисунке. Схематически показаны пласты, ствол скважины, источник на поверхности; интервал наблюдений (положения приемной расстановки) показан в виде прямоугольника. скв. Δl
Краткая сводка понятий скорости в сейсморазведке VRMS или Vпредельная эффективная. tk – это так называемая временная мощность k-го пласта, то есть время пробега в нем волны по нормальному лучу в одном направлении, tn – время пробега для n слоев при нулевом удалении, ck средняя скорость. VRMS стремится к Vср (ранее мы ее обозначали cср) при уменьшении скоростной дифференциации в разрезе. При отличии скоростей 10 15% эффективная скорость на 1 3% отличается от среднеквадратичной. Обычно имея априорные данные можно определить ошибку определения Vср по VRMS. Скорости RMS – это физические скорости. При скоростном анализе мы не пикируем скорости в смысле RMS. То, что мы получаем при скоростном анализе – это скорости суммирования. Однако для маленьких удалений и параллельного залегания слоев, мы можем предполагать вертикальные траектории лучей и, таким образом, скорости суммирования будут примерно равны скоростям RMS.
Краткая сводка понятий скорости в сейсморазведке VОГТ. Эту скорость определяют из метода ОГТ (общей глубинной точки) по годографу для плоской наклонной границы. Эта величина не имеет никакого физического отношения к пласту. Это кинематический параметр годографа. Эффективная скорость – это скорость в покрывающей толще, вычисленная при некоторых допущениях по наблюденной на поверхности волне от сейсмической границы. Принимаемые при расчетах допущения соответствуют простейшей сейсмогеологической модели: среда над сейсмической границей считается однородной, граница и дневная поверхность плоскими. Возможность использования вычисленных скоростей для обработки и интерпретации сейсморазведочных данных обусловлена тем, что в большинстве случаев эффективные скорости близки к средним скоростям в покрывающей толще. По данным MOB эффективные скорости определяют двумя путями: 1) расчетом по наблюденным годографам отраженных волн; 2) подбором по волновым картинам сейсмограмм с помощью регулируемого криволинейного суммирования трасс.
Краткая сводка понятий скорости в сейсморазведке Кажущаяся скорость. Под ней понимают скорость распространения некоторой особенности (горба, фронта) волны вдоль поверхности или линии наблюдения. Ее можно найти из годографов головной, прямой или поверхностной волн, а именно, тех волн, годограф которых представляет собой прямую линию. В любой точке профиля наблюдений она равна отношению приращения пути x ко времени его прохождения волной t, т. е. Средняя скорость (ранее мы ее обозначали cср, имея в виду продольные волны, теперь введем более общее обозначение Vср). Заметим, что в знаменателе стоят времена пробега в каждом пласте, измеренные вдоль луча, перпендикулярного слоистости. Пластовая, средняя и интервальная скорости определяются по сейсмическим наблюдениям в скважинах.
Краткая сводка понятий скорости в сейсморазведке Граничная скорость Vгр это скорость распространения скользящей преломленной волны вдоль преломляющей границы. Она рассчитывается при интерпретации данных сейсморазведки методом преломленных волн.
Определение пластовых скоростей по известным эффективным скоростям для интервала разреза, заключенного между горизонтальными границами, до которых определены предельные эффективные скорости Пластовые скорости можно вычислять по значениям эффективных скоростей, полученных в горизонтально слоистой среде. Формула Дикса для определения интервальной скорости.
Определение пластовых скоростей по известным эффективным скоростям для интервала разреза, заключенного между горизонтальными границами, до которых определены предельные эффективные скорости • При выводе формулы Дикса подразумевалось, что траектории распространения лучей от источника до n+1 и n границ идентичны и различаются дополнительным участком пути между двумя отражающими границами. Если две отражающие границы не параллельны или удаление велико, то эти условия не выполняются и формула Дикса может дать неверные результаты. • Зная Vn и Vm, m>n, мы могли бы получить эффективную интервальную скорость. Проблема заключается в практическом определении разности tn+1 -tn. Для этого нужна очень большая точность момента вступления. В реальности присутствует интерференция, которая тем более осложняет нам определение точного момента вступления, чем меньше мощность слоя. Для увеличения точности необходим короткий импульс. Если Vпр. эфф определяется с ошибкой, кроме того, tn+1 -tn находится в знаменателе, разность определяется с большой ошибкой. То, и в самой формуле будет накапливаться большая погрешность. В целях уменьшения погрешности в формуле Дикса рекомендуется рассматривать пачку слоев.
Понятие корреляции волн Корреляцией волн называют их отождествление и прослеживание на сейсмической волновой картине. Ее выполняют как по отдельным сейсмограммам, или их монтажам, так и по преобразованным записям, представленным в виде динамических временных или глубинных разрезов. Корреляция относится к наиболее сложным и ответственным операциям. В результате корреляции строят линию вступления волны. Вступления волны (первое резкое отклонение записи сигнала от положения равновесия) легко определить для волн, пришедших первыми (первые вступления).
Понятие корреляции волн • Как правило, это прямые или преломленные волны. Вступление других полезных волн, особенно отраженных волн от глубокозалегающих границ, при интерференции волн, трудно определить, поэтому для последующих вступлений ведется фазовая корреляция (это процедура прослеживания первого экстремума, перехода через ноль и т. д. , которые наблюдаются вслед за вступлением волны и характеризуются одинаковой устойчивой формой и амплитудой на соседних трассах). Поскольку отражения обычно наблюдают на сравнительно небольших удалениях от источника, их записи часто осложнены интенсивными регулярными и нерегулярными помехами. При достаточно малом расстоянии между точками наблюдения времена прослеживаемой фазы волны и форма колебаний на соседних трассах оказываются близкими между собой. Это позволяет отождествлять на записи определенную волну, фиксируя ее ось синфазности линию времен данной фазы на трассах записи волновой картины. По существу такая линия изображает годограф фазы волны, построенный в масштабе сейсмограммы или временного разреза.
• • • Понятие корреляции волн Корреляция волны начинается с выделения относящейся к ней группы колебаний на основании признаков: синфазность колебаний волна имеет плавные, протяженные и подобные по форме оси синфазности с одинаковыми кажущимися скоростями; стабильность формы на близких трассах сохраняются основные особенности формы импульса; амплитудная выраженность волна отделена от предыдущих и последующих колебаний некоторым малоамплитудным промежутком. При прослеживании волн от одной сейсмограммы ОПВ к другой важную роль играет принцип взаимности, на основании которого одна и та же волна отождествляется на различных сейсмограммах. Обмен местами источника и приемника не полностью удовлетворяет требованиям принципа взаимности, что объясняется различием их харак теристик направленности и изменчивостью условий возбуждения и приема колебаний, из за чего во взаимных точках часто не наблюдается повторяемости формы записи. В отличие от динамики, кинематика волн во взаимных точках обладает большей устойчивостью, поэтому при корреляции от сейсмограммы к сейсмограмме основное внимание обращают на равенство времен волны в этих точках. Однако при значительных различиях в видимых периодах колебаний на взаимных трассах сопоставляемые времена могут существенно расходиться.
Краткие сведения о стандартных процедурах обработки Частотная фильтрация • Частотная фильтрация осуществляется путем относительного усиления и ослабления различных гармонических компонент в спектре регистрируемых колебаний с целью лучшего выделения полезных волн. В сейсморазведке практическое применение получили линейные частотные фильтры, обладающие важными свойствами суперпозиции и пропорциональности. Первое означает, что результат фильтрации суммы сигналов равен сумме результатов фильтрации каждого из них в отдельности. Второе свойство означает, что интенсивность профильтрованного сигнала прямо пропорциональна интенсивности исходного сигнала. Указанные свойства следуют из линейного характера выполняемых при фильтрации преобразований: значения исходной функции сейсмической трассы y(t) подвергаются только двум простым действиям умножению на некоторые коэффициенты и сложению получаемых произведений. • Возможность обнаружения сигнала на фоне помех зависит от амплитудной разрешенности записи степени превышения амплитуды полезной волны над уровнем помех (сигнал/помеха). С достаточной надежностью выявляется сейсмический импульс, амплитуда которого вдвое и более превосходит среднеквадратический уровень помех. При фильтрации увеличение отношения сигнал/помеха достигается путем подавления составляющих частотного спектра колебаний, в которых мала доля энергии полезных воли относительно помех. Поскольку в реальных условиях спектры полезных и мешающих колебаний более или менее перекрываются, основная энергия профильтрованных сигналов оказывается сосредоточенной в том диапазоне частот, где исходное отношение сигнал/помеха было наиболее благоприятным. В результате повышение амплитудной разрешенности записи достигается путем сужения спектра полезных волн. • Сокращение ширины спектра сигнала приводит к увеличению его длительности во времени. Это весьма нежелательный эффект, поскольку возрастает интерференция соседних сигналов, т. е. снижается временная разрешенность записи. Для повышения временной разрешенности необходимо сокращать длительность импульсов полезных волн, что означает расширение их спектра. Но при этом снижается амплитудная разрешенность из за относительного усиления помех. Без достаточного превышения амплитуд полезных волн над фоном помех временная разрешенность записи теряет
Краткие сведения о стандартных процедурах обработки Таким образом, амплитудная и временная разрешенности записи сейсмических колебаний предъявляют противоположные требования к характеру фильтрации. Оптимальное общее решение задачи частотной фильтрации в сейсморазведке отсутствует. Имеются частные решения, основанные на различных критериях оптимальности. Эффективность частотной фильтрации определяется различием спектров сигнала и помехи. Существует несколько вариантов:
Краткие сведения о стандартных процедурах обработки • Сигнал слабее помехи. В таких неблагоприятных условиях следует добиваться максимально возможной амплитудной разрешенности записи, чтобы обнаружить на ней присутствие полезных волн. При этом приходится мириться с искажением формы полезных колебаний при фильтрации, что приводит к уменьшению временной разрешенности. Критерием оптимальности фильтрации служит получение на выходе фильтра максимального отношения пикового значения сигнала к среднему квадратическому уровню помехи. Фильтр, удовлетворяющий этому критерию, называется оптимальным фильтром обнаружения. • Сигнал сильнее помехи. В таком случае можно ставить задачу не только обнаружения полезных волн, но и оценки их параметров. С этой целью необходимо воспроизвести сигнал с наименьшими искажениями. В качестве критерия оптимальности фильтрации принимают минимум среднеквадратического отклонения профильтрованных колебаний от формы полезной волны. Фильтр, реализующий подобное преобразование колебаний, называется оптимальным фильтром воспроизведения. Фильтры обнаружения и воспроизведения являются согласованными (со спектром сигнала): их частотные характеристики по форме соответствуют спектру полезных волн, возрастая в той области частот, где он интенсивнее.
Краткие сведения о стандартных процедурах обработки Сигнал многократно сильнее помехи. В таких благоприятных условиях обнаружение полезных волн не вызывает затруднений. Перед частотной фильтрацией ставится задача сокращения длительности отдельных сигналов, т. е. повышения временной разрешенности записи. Критерием оптимальности фильтрации служит минимум среднеквадратического отклонения ее результата от заданного импульса. Фильтр, преобразующий сейсмическую запись в последовательность полезных импульсов, по возможности приближающихся к δ-функциям, называется оптимальным обратным фильтром сжатия. Преобразователи, повышающие временную разрешенность записи, называются обратными фильтрами: их частотные характеристики по форме обратны спектру сигнала. Такую фильтрацию называют также деконволюцией, рассматривая ее как преобразование сейсмической трассы в импульсную сейсмограмму, т. е. как процедуру, обратную свертке (конволюции). Фильтр it, обладающий свойством называется обратным фильтром относительно ft.
Деконволюция
Краткие сведения о стандартных процедурах обработки Регулировка амплитуд • Регулировка амплитуд это эмпирическая компенсация затухания колебаний на сейсмической трассе без количественного учета факторов ослабления амплитуд. Целью регулировки является сжатие динамического диапазона колебаний и приведение сейсмической трассы к стационарному виду, когда средний уровень ее интенсивности не изменяется во времени. На практике применяют два вида регулировки амплитуд автоматическую и программную. • Автоматическая регулировка амплитуд, чаще называемая автоматической регулировкой усиления (АРУ), является нелинейной фильтрацией, так как характеристика преобразователя управляется самим фильтруемым сигналом: чем сильнее колебание на входе, тем меньше для него коэффициент усиления. В результате интенсивность колебаний на выходе процедуры поддерживается на постоянном уровне при больших вариациях амплитуд на ее входе. АРУ широко применяют при визуализации волновой картины сей смограмм и разрезов на дисплеях компьютеров и распечатках плоттеров. При обработке материалов в целях динамической интерпретации применение нелинейной процедуры АРУ считается недопустимым. • Программная регулировка амплитуд, чаще называемая программной регулировкой усиления (ПРУ), изменяет интенсивность колебаний согласно априорно заданной функции делителя. Эту регулировку выполняют с той же целью, что АРУ, но в отличие от нее ПРУ является линейным преобразованием. Функция делителя отображает общий характер затухания сейсмических колебаний. Часто ее представляют экспоненциальной зависимостью.
Краткие сведения о стандартных процедурах обработки Миграция Окончательный результат, получаемый после выполнения различных этапов обработки, обычно представляет собой временной разрез, составленный из трасс с нулевыми удалениями (сейсмический временной разрез). На таком разрезе видны основные отражающие границы, их конфигурация, степень контрастности упругих свойств контактирующих средств. На сейсмическом временном разрезе отображаются только эхоглубины, а не истинные глубины. Трасса, полученная в результате суммирования по ОСТ, эквивалентна записи, которая могла быть зарегистрирована, когда источник и приемник совмещены в одной точке. Трассы на разрезе изображены вертикально и, следовательно, каждое вступление отраженной волны будет располагаться на одной вертикали с точкой возбуждения приема, независимо от истинного положения отражающей границы. Цель миграционных преобразований – определение истинного положения отражающих элементов в земных недрах по сейсмическим данным, полученным на поверхности. Миграционные преобразования перемещают отражающие объекты к их истинному пространственному положению. На разрезе нулевых удалений наблюдается неверная картина наклона отражающих границ, поскольку A” и B” отображаются при положении трасс A’ и B’. Кажущийся наклон оси синфазности на разрезе нулевых удалений меньше, чем истинный.
Миграция • Миграция поднимает оси синфазности • Делает их более крутыми • Укорачивает
Антиклиналь Пример антиклинали. Миграция помогает бороться с дифрагированными волнами
Антиклиналь
Синклинали
Синклинали
Разломы
Погрешности при миграции • Когда данные недомигрированы, дифракции не подавляются и оси синфазности не перемещаются вверх на достаточное расстояние. Когда данные перемигрированы, дифракции становятся обращенными, могут пересекать друга, а оси синфазности перемещаются слишком далеко вверх.
Краткие сведения о стандартных процедурах обработки • • Метод миграционного преобразования основан на предпосылке о том, что все элементы наблюдаемого поля являются либо однократно отраженными, либо дифрагированными волнами. Миграция помех приводит к бессмысленным результатам. Хотя целью миграции является получение структуры границ в их истинном положении на глубинном разрезе, результатом миграции часто бывает временной разрез (а не глубинный), т. к. скорость распространения волн, необходимая для преобразования времени в глубину, оказывается известной недостаточно. Для получения глубинного разреза просто растягивают мигрированный временной разрез в соответствии с законом изменения скорости с глубиной. Обычно миграция проводится после суммирования. Она дает хорошие результаты, когда углы наклона границ невелики и оси синфазности с различными наклонами не пересекаются на немигрированном временном разрезе. Миграция до суммирования дает лучшие результаты. Миграция – дорогой процесс обработки, его обычно предваряют суммированием с целью уменьшения объема информации, который будет подвержен миграции (уменьшение объема примерно пропорционально кратности суммирования). Недостатком миграции до суммирования является невозможность его применения при любых значимых вариациях скорости по горизонтали.
Вопросы • Что такое горизонтальная и вертикальная разрешающая способность? • Что такое Зона Малых Скоростей? • Как выбирается линия приведения? • Что такое поправка за пункт приема и за пункт взрыва? • Как производится расчет кинематической поправки?
МЕТОДИКА НАБЛЮДЕНИЯ В МЕТОДЕ МОВ • Системой наблюдений называют взаимное расположение пунктов возбуждения (ПВ) и пунктов приема (ПП) колебаний. Она образуется при последовательном перемещении базы наблюдений, которая состоит из сейсмической расстановки и сейсмических источников. Сейсмическая расстановка это совокупность всех пунктов приема, в которых одновременно записывают колебания от единого источника. Поскольку источники и приемники приурочены к отдельным точкам пространства, общим свойством систем наблюдений является их дискретность.
Индексация систем наблюдения в сейсморазведке Размерность системы наблюдений определяется пространством размещения ПВ и ПП. Когда они расположены вдоль одной линии (профиля), имеет место двумерная сейсморазведка. Такое профилирование выполняется сравнительно просто и экономично, благодаря чему оно до сих пор преобладает в сейсморазведочной практике, несмотря на его принципиальный недостаток: в общем случае по линейным наблюдениям объемного сейсмического поля исследуемого объекта невозможно однозначно определить его пространственное положение. Эта задача успешно решается трехмерной сейсморазведкой, которую называют площадной, пространственной, или объемной. Здесь пункты возбуждения и приема располагают на дневной поверхности таким образом, чтобы с необходимой детальностью наблюдать объемное волновое поле в его горизонтальном сечении.
Индексация систем наблюдения в сейсморазведке В сейсморазведке принята индексация систем наблюдений, характеризующая их размерность (D) и компонентность (с). 1 D сейсморазведка означает наблюдение при совмещении пункта приема колебаний с пунктом их возбуждения, т. е. одноточечную регистрацию нормально отраженных волн. 2 D сейсморазведка означает профильные наблюдения с многоканальной приемной расстановкой. 3 D сейсморазведка означает площадные системы наблюдений. В обозначении 4 D сейсморазведка (time lapse) дополнительной размерностью является фактор времени. Здесь площадные наблюдения повторяют на одном и том же объекте через некоторые интервалы времени при неизменной системе наблюдений. Такие исследования, называемые сейсмическим мониторингом, проводят с целью изучения динамики некоторых процессов, происходящих в горных породах движения флюидов при эксплуатации нефтегазовых залежей, заполнения и расходования газа в подземных пластовых газохранилищах, изменения напряженного состояния пород в подземных выработках и т. д.
Индексация систем наблюдения в сейсморазведке • Компонентность наблюдений упругих колебаний обозначается следующим образом. 1 с одна компонента, чаще всего вертикальная z, что характерно для большинства производственных работ на продольных волнах. 2 с две компоненты (из трех возможных), например, вертикальная z и продольная горизонтальная х, что используют при совместных наблюдениях продольных и обменных поперечных волн типа SV. Зс все три компоненты (х, у, z), что реализуется, например, в поляри зационной модификации ВСП. Наконец, существует вариант 4 с, осуществляемый при донных наблюдениях на акваториях, когда трехкомпонентная приемная установка инерционных сейсмоприемников дополняется пьезоэлектрическим датчиком давления в водной среде.
Выбор параметров линейной системы наблюдений 2 D сейсморазведки • В МОВ основная информация получается из годографов отраженной волны. Получение годографа возможно если выполняется: • интенсивность источника должна быть такой, чтобы отраженные от всех границ волны значительно превышали уровень естественных помех. • расстояние между приемниками не должно превышать величину, при которой можно распознавать волны, отраженные от одной и той же границы. • длина годографа должна позволять уверенно определять Vэфф. • шаг наблюдений (величину, на которую смещают расстановку по профилю) должен обеспечивать непрерывность прослеживания целевых горизонтов на всей площади. • все требования, предъявляемые к обработке, соблюдены.
Выбор параметров линейной системы наблюдений 2 D сейсморазведки • В сейсморазведке часто используют группирование источников и приемников колебаний с целью повышения отношения сигнал/помеха на полевых записях. Следует иметь в виду, что группа синхронно действующих источников и группа соединенных между собой сейсмоприемников рассматриваются как один пункт возбуждения и один пункт приема соответственно, причем координаты ПВ и ПП определяются расположением центров групп.
Выбор параметров линейной системы наблюдений 2 D сейсморазведки • Обычно площадная сеть состоит из основных и связующих профилей, образующих замкнутые контуры, которые позволяют контролировать правильность прослеживания сейсмических волн и надежность построения соответствующих границ. Основные профили, как правило, прокладывают вкрест простирания целевых горизонтов, а более редкие связующие профили вдоль их простирания. Отклонения от этого общего правила могут быть обусловлены топографическими условиями или поверхностными сейсмогеологическими особенностями. При наличии глубоких скважин следует связать с ними сеть профилей.
Выбор параметров линейной системы наблюдений 2 D сейсморазведки Расстояние между ПП • x выбирают 6 12 м до глубин не более 500 м, и 25 50 м при глубинах более 500 м. При таком шаге наблюдений, разность времен прихода отраженных от одного и того же горизонта волн изменяется от 0. n мс при малых удалениях от источника до n мс для более удаленных. Принимается, что допустимый сдвиг не должен превышать регистрируемых импульсов, т. е.
Выбор параметров линейной системы наблюдений 2 D сейсморазведки • Длина приемной расстановки в ОПВ определяют как , где n число каналов и выбирают из условия, что для наиболее глубокого целевого горизонта t(xm)-t(0) должна составлять не менее 30 50 мс. Это условие можно записать как где t=30 50 мс; . Например при V=3000 м/с и H=4 км, xm=1500 2500 м. По профилю измерительную расстановку обычно передвигают с шагом (0, 3 0, 5)*xm.
Выбор параметров линейной системы наблюдений 2 D сейсморазведки • Расстояние между профилями выбирают исходя из масштаба съемки. Они могут меняться от n*10 м до 500 1000 м и более. • Наблюдения ведут по схеме центральной или фланговой расстановки. В первом случае пункт возбуждения всегда располагают в центре приемной расстановки – получают две ветви годографа. Во втором ПВ удаляют от начала приемной расстановки и располагают на фланге, левом или правом, относительно движения вдоль профиля. Расстояние между началом приемной расстановки и ПВ (вынос) выбирают опытным путем. Получают односторонние годографы.
Система наблюдений в методе ОГТ • На практике сейсмограмма ОГТ формируется путем подборки соответствующих трасс с многих пунктов возбуждений. Поскольку в методе ОГТ необходимо зарегистрировать отраженные волны от каждой точки границы при различных расстояниях источник приемник, но делать это над каждой точкой, постепенно удаляя в разные стороны источник и приемник, нецелесообразно.
Система наблюдений в методе ОГТ Пусть R 1 начальная точка прослеживания границы на профиле, при первом возбуждении источник (О 1) и приемную косу (каналы 1, 2, 3, . . . ) располагают так, что середина расстояния между источником и первым каналом косы находится над точкой R 1. После каждого возбуждения источник и приемную косу сдвигают вперед на расстояние, равное шагу наблюдений. При втором возбуждении (О 2) отражение от точки R 1 запишет канал 3, канал 1 запишет отражение от следующей точки границы R 2. При третьем возбуждении (О 3) отражение от R 1 запишет канал 5, от R 2 канал 3, от R 3 канал 1, и т. д. Таким образом, при каждом возбуждении на сейсмограмму записываются трассы по числу каналов станции, соответствующие разным глубинным точкам. Сортировка трасс ОГТ на сейсмограммах из разных пунктов возбуждения и их суммирование с вводом кинематических поправок производится при обработке данных на ЭВМ. • Профиль можно отрабатывать такой фланговой системой как в одну, так и в другую сторону. При необходимости большого количества перекрытий используют центральную систему наблюдений, устанавливая сейсмоприемники по обе стороны от пункта возбуждения.
Система наблюдений в методе ОГТ • • Максимальная степень перекрытия Кmax=N/2 достигается при минимальных сдвигах базы (dmin=1). Минимальная степень перекрытия Кmin=1 реализует однократное непрерывное профилирование при максимальных сдвигах базы, равных половине длины расстановки (dmax=N/2). • Номинальная (полная) кратность перекрытия, определяемая формулой , не обеспечивается на краях сейсмического профиля, где расположены начальные и конечные расстановки. Здесь образуются краевые неполнократные зоны, в которых фактическая кратность линейно снижается от К до 1. Протяженность краевой зоны равна половине длины расстановки, т. е. L/2.
Система наблюдений в методе ОГТ • Принято изображать системы наблюдений на обобщенной плоскости, где положения пунктов возбуждения (ПВ) и пунктов приема (ПП) для каждого отдельного наблюдения отображаются вполне однозначно. • Горизонтальная линия на обобщенной плоскости – это линия профиля, где расположены ПВ и ПП, пикеты которых в определенной последовательности обозначены. Через каждый пикет проходят вспомогательные линии под углом +450 и 0 , образуя сетку. Для того, чтобы показать, на каком 45 интервале профиля расположены ПП (интервал наблюдений) при возбуждении на каком либо определенном ПВ, на вспомогательной линии, исходящей от этого ПВ под углом 450, зачерняют тот интервал, на который проецируется линиями под углом 450 интервал расположения ПП. • Изображение на обобщенной плоскости не только однозначно определяет положение ПВ и ПП на профиле, но в случае многократных перекрытий позволяет легко формировать сейсмограммы общего пункта возбуждения (ОПВ), общего пункта приема (ОПП), общих удалений (ОУ), общей глубинной (ОГТ) или общей средней (ОСТ) точки. • Графически кратность перекрытия определяется количествам пересечений, которые вертикальная линия через данную ОСТ имеет с изображением системы наблюдений.
Площадные системы наблюдений 3 D сейсморазведки • • • Площадные системы наблюдения 3 D сейсморазведки MOB, характеризуются значительно большим числом параметров, чем линейные и могут иметь самые разнообразные конфигурации. Наиболее часто используют регулярные системы наблюдений крестового типа, в которых приемники и источники расположены на взаимно ортогональных линиях. Обычно координатную ось х ориентируют вдоль линий приема (приемников), тогда координатная ось у направлена вдоль линий возбуждения (источников). Площадную базу наблюдений называют блоком. Он включает многоканальную сейсмическую расстановку приемников базу приема и совокупность источников, используемых при этой расстановке, базу возбуждения. В реальных условиях проведения полевых работ 3 D сейсморазведки далеко не всегда удается обеспечить абсолютно регулярное расположение точек возбуждения и приема. В результате нарушается строгая равномерность сети общих средних точек, что создает определенные трудности при обработке и анализе сейсмических материалов. Для преодоления этих осложнений выполняют регуляризацию сети ОСТ, называемую бинированием. При этом на исследуемой площади создается регулярная сеть элементарных прямоугольных площадок – бинов.
Группирование источников и приемников Как правило, размеры бина по осям х и у равны плановому шагу точек ОСТ по соответствующим направлениям. Все фактические средние точки, попадающие на площадку одного бина, относятся к ее центру, который считается для них общей средней точкой. Для каждого бина фактическая кратность перекрытия определяется количеством попавших в него средних точек. При существенных отступлениях реализованной на практике системы наблюдений от ее регулярного проекта фактическая кратность перекрытия в различных бинах может значительно отличаться от номинальной как в сторону занижения, так и в сторону завышения. Размеры бина определяют исходя из целей разведки, требуемой пространственной разрешенности съемки и экономических соображений. В нефтяной сейсморазведке обычно используют бины с размерами сторон от 25 до 200 м. В отдельных случаях в процессе обработки группы соседних бинов объединяют в один больших размеров – супербин. Обозначения к определению бина : 1 – линии ПП, 2 – линии ПВ, 3 – один из бинов в клетке, 4 – центральный бин в клетке, 5 – группа бинов – супербин, 6 – наибольший минимальный вынос.
Группирование источников и приемников Для улучшения качества регистрируемой волновой картины применяют группирование источников, т. е. одновременное возбуждение нескольких зарядов, размещенных вдоль одной линии или на некоторой площади. Соответственно различают линейные (продольные или поперечные) и площадные группы источников. Они создают ряд полезных эффектов: 1. Эффект направленности интерференционной системы источников, избирательно усиливающий или ослабляющий регулярную волну в зависимости от соотношения ее кажущейся длины и длины базы группы. В MOB линейные продольные группы источников используют для подавления среднескоростных волн помех, а линейные поперечные группы для ослабления боковых волн помех. 2. Статистический эффект, повышающий интенсивность регулярных полезных волн относительно уровня нерегулярных и случайных волн помех. Этот эффект пропорционален , и для существенного ослабления случайных помех необходимо большое количество зарядов. 3. Амплитудный сейсмический эффект, вызванный нелинейной зависимостью интенсивности полезных волн от массы заряда: значительное увеличение заряда вызывает сравнительно малый прирост амплитуды колебаний. 4. Частотный сейсмический эффект, обусловленный повышением преобладающей частоты колебаний с уменьшением массы единичного заряда. Вследствие частотно избирательного поглощения в горных породах этот эффект обычно слабо проявляется при наблюдениях на больших удалениях от источников. 5. Эффект осреднения условий возбуждения, благодаря которому при групповых источниках амплитудные и частотные характеристики излучаемых волн оказываются более стабильными, чем при одиночных взрывах.
Группирование источников и приемников Группирование сейсмоприемников является важным методическим арсеналом, особенно широко применяемым в MOB, где на один канал работают до 20 30 приборов. На практике используют линейные (продольные или поперечные) и площадные группы приемников, обычно с приборами одинаковой чувствительности (однородные группы). Группирование приемников создает полезные эффекты направленности, статистический, осреднения условий установки. Формально эти свойства аналогичны эффектам группирования источников, рассмотренным выше, и описываются теми же количественными соотношениями. Линейные продольные группы приемников подавляют низкоскоростные помехи поверхностного типа, длины волн которых измеряются единицами и десятками метров. Группированию приемников, как и источников, присущ эффект низкочастотной фильтрации. Он обусловлен относительными сдвигами времен прихода волн к отдельным приборам группы из за неровностей рельефа и неоднородностей строения ВЧР. Этот нежелательный эффект возрастает с увеличением размеров группы и может заметно ослаблять высокочастотные компоненты полезных волн. Поэтому с развитием высокоразрешающей сейсморазведки усиливается тенденция к сокращению размеров групп вплоть до использования одиночных приборов. В методе отраженных волн линейное продольное группирование сейсмоприемников применяют практически повсеместно при 2 D и 3 D съемках
Группирование источников и приемников • Что такое размерность системы наблюдения в сейсморазведке? • Как выбираются параметры системы наблюдения 2 D? • Что такое представление системы наблюдения на обобщенной плоскости? • Как определяется номинальная кратность перекрытия? • Каковы цели применения группирования источников и приемников?
Скачать презентацию ОСНОВЫ ОБРАБОТКИ СЕЙСМИЧЕСКИХ ДАННЫХ Сигналы и помехи
Лекция по сейсморазведке-6-.pptx