Дипломная (вкр): Физическая модель слоистой среды на основе амплитудно-частотных характеристик сейсмических волн

Рисунок 3.3 - Запись сейсмического шума после землетрясения

На рисках 3.4 и 3.5 показаны спектры шума до и после землетрясения.

Цифрами 1, 2, 3, 4 на рисунке 3.5 обозначены разные окна после землетрясения, числа минус один и минус два на рисунке 3.4 - до землетрясения.

Рисунок 3.4 - Спектры сейсмических шумов до землетрясения

Рисунок 3.5 - Спектр шумов после землетрясения

Из сейсмограмм и спектров сейсмических шумов видно, что соотношение сигнал/шум для данного землетрясения составил 3.2. Шум после землетрясения не изменился.

3.3    Регистрация микро землетрясений

.3.1   Регистрация слабых землетрясений магнитудой 3-4

Землетрясения данной магнитуды являются достаточно мощными, чтобы быть зарегистрированными другими региональными сейсмостанциями, что позволяет провести локацию по двум или более станциям. Всего зарегистрировано 3 события: это 3, 4, 13 по представленной таблице (Приложение А). Пример записи землетрясений в данном диапазоне магнитуд представлен на рисунке 3.6.

Рисунок 3.6 - Сейсмограмма записи землетрясения

После расчета координат землетрясения по методам одной станции оно было отмечено на карте и соотнесено с данными полученными со станций в Горном и Ванино (рисунок 3.7). Погрешность метода одной станции относительно метода трех станций составила порядка 40 км, что является допустимым для данного метода.

Рисунок 3.7 - Определение эпицентра землетрясения по данным трех станций

.3.2 Регистрация микро землетрясений магнитудой 1-3

Землетрясения данной магнитуды являются не достаточно мощными, чтобы быть зарегистрированными другими региональными сейсмостанциями, поэтому в большинстве случаев они регистрируются только отдельной станцией, что снижает эффективность локации. Всего зарегистрировано 17 событий в данном диапазоне магнитуд (Приложение А). Пример записи землетрясений в данном диапазоне магнитуд представлен на рисунок 3.8.

Рисунок 3.8 - Сейсмограмма записи землетрясения с магнитудой 1-3

После расчета координат землетрясения по методам одной станции оно было отмечено на карте и соотнесено с данными полученными со станции в Горном (рисунок 3.9). Погрешность метода одной станции относительно метода трех станций составила порядка 45 км, что является допустимым для данного метода.

Метод нескольких станций являет наиболее точным и удобным, но чтобы его успешно применять в нашем регионе необходимо наращивать сеть станций, на сегодняшний день при малой численности станций и высоком уровне промышленных помех на многих станциях, при малой мощности события почти невозможно качественно записать его несколькими станциями одновременно.

Рисунок 3.9 - Определение эпицентра землетрясения по двум станциям.

3.3.3 Регистрация землетрясений магнитудой меньше 1

Данные землетрясения уверенно фиксируются только на малых расстояниях меньше 100 км и проводить анализ по ним крайне затруднительно. Тем не менее, для расчета анизотропии к расчеты приняты все землетрясения (Приложение А). Пример записи землетрясений в данном диапазоне магнитуд представлен на рисунок 3.10.

Рисунок 3.10 - Сейсмограмма записи землетрясения с магнитудой меньше1

3.4 Разработка алгоритма определения параметров землетрясений для решения прямой задачи сейсмического мониторинга вертикально-слоистых анизотропных сред

.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 /1-20/, при всем многообразии моделей, используемых при изучении сейсмической анизотропии, в сейсморазведке наибольший практический интерес вызывают модели сред, где анизотропия обусловлена либо субгоризонтальной слоистостью, либо субвертикальнойтре-щиноватостью 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 d и 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 субвертикальнойтре-щиноватости 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 V1 в 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 3.11).

Рисунок. 3.11 - 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:

,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

=BP и OA + BP = 2S/sine = 2S/cosα,

где 2S = PP'-He = RsinΘ-RρdsinΘ;- угол выхода прямой волны из очки 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

.5.1 Пространственное распределение землетрясений относительно пункта наблюдений

В процессе моделирования на ЭВМ рассматривалась возможность использования полученных выше формул для изучения влияния на сейсмическую анизотропию различных физических и пространственных характеристик трещиноватых сред, таких как азимут простирания трещин, угол падения и мощность, пространственная плотность и относительная скорость волн. Отрабатывалась также оптимальная схема наблюдений, методика обработки полевых данных и представления результатов.

Выяснилось, что при изучении анизотропии проходящими, волнами вопрос, связанный с выбором землетрясений, играет заметную роль.

Очевидно, что это наиболее естественная система выбора связана с группированием сейсмических событий вдоль и поперек структур. В процессе обработки выяснилось, что отношения амплитуд продольных и поперечных волн от землетрясений, пришедших с разных азимутов, отличаются в 1,5-2 раза (рисунок 3.12).

Рисунок 3.12 - Отношение амплитуд продольных и поперечных волн в азимутах 0-3600

Из общих соображений ясно, что при изучении азимутальной сейсмической анизотропии информация о параметрах анизотропии содержится в разностном поле времен At = ta - tn, где ta- наблюдаемое поле времен при наличии анизотропии, tn- нормальное поле времен, в отсутствие анизотропии. Отличие отношений амплитуд в 1,5-2 раза не может быть случайным, а отражает общие свойства неоднородностей земной коры. Для первого квадранта в азимутах от 00 до 900 отношение амплитуд P и S волн составляет порядка 6. Для второго квадранта это отношение равно в среднем 4. Для третьего это отношение равно в среднем 4. Для четвертого - 3.5

Это означает, что видимые времена пробега S волн отличаются от фактических вдоль и поперек тектонических структур.

Это соответствует строению земной коры вблизи пункта наблюдений (рисунок 3.13), тектонические нарушения которой представлены меридиональными (Лимурчанскими) разломами, а также разломами северо-восточного простирания (Удыльский разлом).

Рисунок 3.13 - Схема тектонических нарушений вблизи пункта наблюдений /28/

.5.2 Механическая модель анизотропной среды

В соответствие с моделью (рисунок 3.11) уменьшение амплитуд сейсмических волн практически на одинаковом расстоянии эпицентров может быть связано только с пространственной неоднородностью земной коры. Поперечная волна S является волной сдвига и она распространяется вдоль разломов как в волноводе. Этим объясняется увеличение отношения амплитуд P и S волн вдоль основных тектонических структур в районе озера Удыль (рисунок 3.13).

По данным регионального каталога гипоцентры землетрясений концентрируются в интервалах 10-25 и 40-60 км. По данным электроразведки горизонтальные неоднородности (рисунок 3.14) чередующихся зон повышенного и пониженного сопротивления также концентрируются в области 10-15 км и 50 км.

Такое пространственное соотношение электроразведочных и сейсморазведочных данных может быть в случае, если реальная геологическая среда обладает свойствами неоднородности, выдержанного простирания. Как правило, зоны пониженных скоростей и зоны пониженных сопротивлений находятся в хорошем согласии друг с другом в разломных зонах.

Рисунок 3.14 - Вертикальный разрез электросопротивлений горных пород. Геоэлектрическая модель по субмериодиальному профилю п. Многовершинный - р. Мухты /28/

По результатам моделирования геофизических полей геологическая среда представлена в виде блоков, размерами порядка 120-150 км с признаками самоподобия 1:2 /29/.

Учитывая результаты соотношений амплитуд продольных и поперечных волн (рисунок 3.12) данную геофизическую модель можно представить в виде систем связанных блоков, с различными коэффициентами связи между блоками вдоль и поперек структур (рисунок 3.15).