Применение концепций, основанных на использовании скоростей распространения сейсмических волн

Реферат Курсовая работа посвящена изучению скоростей распространения сейсмических волн. В первой главе работы идет речь о скорости распространения сейсмических волн в горных породах. Показано влияние литологии горных пород, пористости, плотности, глубины залегания, давления, температуры и других факторов, влияющих на распространение сейсмических волн. Приведены примеры и выведены формулы.

Во второй главе рассматривается применение концепций, основанных на использовании скоростей. Речь идет о зонах малых скоростей, о зонах вечной мерзлоты, о зонах аномального давления, об эффекте газогидратов.

В главе третий рассматриваются способы определения сейсмических скоростей. Подробно описывается и наглядно демонстрируется на графиках и рисунках принцип работ сейсмического и акустического каротажа. Также описываются способы определений эффективных, граничных скоростей при помощи годографов и применения специальных формул.

И в последней четвертой главе рассматривается интерпретация данных о скоростях, дан полный анализ данных.

В практической части курсовой работы рассмотрены сейсмокаротажные работы. По данным сейсмокаротажа определены вертикальное время, средние, пластовые скорости. Построены графики зависимости средних и пластовых скоростей от глубины залегания пластов, t_в=f (H), V_ср=f (t₀).

Также построены графики зависимости средних и эффективных скоростей от глубины залегания пластов.

Содержание Введение Глава 1. Факторы, влияющие на скорость

1.1 Cкорость распространения сейсмических волн в среде

1.2 Влияние литологии горных пород

1.3 Взаимосвязь скорости и плотности

1.4 Влияние пористости и пoрового флюида

1.5 Влияние глубины залегания, давления, возраста и температуры горных пород

1.6. Влияние особых условий залегания горных пород Глава 2. Применение концепций, основанных на использовании скоростей

2.1 Зона малых скоростей

2.2 Зона вечной мерзлоты

2.3 Выявление зон аномального давления

2.4 Эффект газогидратов Глава 3. Способы определения скоростей

3.1 Сейсмический каротаж

3.2 Акустический каротаж

3.3 Измерения, основанные на приращении времени пробега с ростом удаления

3.4 Определение эффективных скоростей

3.5 Определение граничных скоростей

3.6 Другие источники информации о скоростях Глава 4. Интерпретация данных о скоростях Задание Заключение Литература

Введение

Сейсморазведка — геофизический метод изучения геологических объектов с помощью упругих колебаний — сейсмических волн. Этот метод основан на том, что скорость распространения и другие характеристики сейсмических волн зависят от свойств геологической среды, в которой они распространяются: от состава горных пород, их пористости, трещиноватости, флюидонасыщенности, напряженного состояния и температурных условий залегания. Геологическая среда характеризуется неравномерным распределением этих свойств, т. е. неоднородностью, что проявляется в отражении, преломлении, рефракции, дифракции и поглощении сейсмических волн. Изучение отраженных, преломленных, рефрагированных и других типов волн с целью выявления пространственного распределении и количественной оценки упругих и других свойств геологической среды — составляет содержание методов сейсморазведки и определяет их разнообразие.

Знание скорости распространение волн необходимо для определения глубины, наклона и горизонтального смещения относительно пункта взрыва отражающих и преломляющих площадок, для распознавания таких явлений, как возникновение головных волн и скачков скорости, для установления литологического состава горных пород и заполняющих их поры флюидов по измерениям скоростей.

Казалось бы, литологический состав пород наиболее явно влияет на скорость сейсмических волн, однако диапазон значений скорости для различных типов пород настолько сильно перекрываются, что этот фактор сам по себе не может служить достаточной основой для разделения пород. По всей вероятности, наиболее важным самостоятельным фактором является пористость, а зависимость пористости от глубины залегания пород и от давления приводит к тому, что скорость оказывается чувствительной также и к этим факторам. Когда вода в качестве внутрипорового флюида замещается газом или нефтью, скорость, как правило, понижается иногда в очень большой степени, и от скоплений углеводородов наблюдаются амплитудные аномалии.

Приповерхностный слой обычно заметно отличается от остального разреза как по скоростям, так и по другим параметрам. Это делает необходимым учет приповерхностной зоны малых скоростей (ЗМС); результаты определения глубин, положений и степени выдержанности более глубоких границ подвержены влиянию этой зоны, так как отраженные волны, подходя к поверхности, проходят через ЗМС. В арктических областях зона вечной мерзлоты искажает более глубокие отражения из-за присущей промерзному слою повышенной скорости. Газогидрааты, которые образуются, а осадках непосредственно под океанским дном на глубоководных участках, также вызывают изменения скорости.

Большую часть информации о скоростях получают по изменению времени прихода волн в зависимости от удаления сейсмоприемника, т. е. по нормальному приращению времени, поскольку, как правило, возможности проведения сейсмического каротажа в скважинах очень ограниченны.

Глава 1. Факторы влияющие на скорость

1.1 Cкорость распространения сейсмических волн в среде Скорости распространения продольных и поперечных сейсмических волн и коэффициенты их поглощения являются основными количественными параметрами, определяемыми по результатам обработки материалов полевых исследований. Эти параметры в той или иной мере характеризуют литологический состав горных пород в разрезе, их состояние, характер осадконакопления в разрезе, свойства флюидов, заполняющих поры горных пород. Знание скоростей распространения упругих волн необходимо для определения глубины залегания отражающих и преломляющих границ и углов наклона. Скорости распространения упругих волн в разных минералах и горных породах могут изменяться в весьма широких интервалах. Значения скоростей распространения продольных волн в грунтах верней части разреза нередко могут опускаться до величин порядка 200 м/c. В то же время в кристаллах алмазов скорость V_p может достигать значений 18 км/c. Аналогичным образом интервал изменения скорости распространения поперечных волн может изменяться от первых десятков метров в секунду (на шельфе моря) до 9 км/c (в кристаллах алмаза). Столь широкий диапазон изменения скоростей распространения упругих волн в горных породах объясняют влиянием большого числа одновременно действующих факторов геологического и физического происхождения.

1.2 Влияние литологии горных пород Рис. 1.1. схематическое отображение обобщенных статических данных о скоростях распространения продольных (1) и поперечных (2) волн для некоторыхтипов кристаллических и садочных корных пород Литолого-петрографическая характеристика горной породы в значительной мере определяет численные значения скоростей распространения продольных и поперечных волн, свойственные этой породе. Это прекрасно видно по усредненным статическим данным об интервалах распределения значений величин скоростей V_p и V_s для различных горных пород, приводимых на рис. 1.1. Из представленных материалов, наименьшие значения V_p и V_s характерны для терригенных осадочных горных пород, наибольшиедля кристаллических изверженных горных пород. по величине скорости распространения продольных волн осадочные горные породы можно разделить на три основные группы: терригенные- 1000−300 м /c, карбонатные- 2500−6500 м /c, гидрохимические и ораногенные породы- 3500−5000 м /c. Величины скоростей распространения упругих волн в горных породах различного литологического состава в значительной мере перекрываются. Это означает, что величина скорости распространения упругих волн не может служить однозначным критерием отнесения горной породы к тому или иному типу. Однако одновременное знание значений скоростей распространения продольных и поперечных волн уже существенно облегчает решение подобной задачи.

1.3 Взаимосвязь скорости и плотности Для более консолидированных пород, обладающих большой плотностью, скорости упругих волн должны быть меньше, чем для менее консолидированных пород с меньшей плотностью. Многочисленные экспериментальные данные свидетельствуют, что для большинства минералов и горных пород отмечается противоположная зависимость: с увеличением плотности горных пород скорость распространения упругих волн в них возрастает. это объясняется тем, что уплотнение породы за счет горного давления, процессов метаморфизма и т. п. в существенно большой степени повышает численные значения модулей упругости и тем самым увеличивает значения скоростей распространения упругих волн. Это приводит к тому, что между скоростью и плотностью горных пород могут существовать различного рода прямые корреляционные зависимости. Эта зависимость показана на рис. 1.2. плотность горной породы зависит от плотности минеральных зерен, слагающих породу. Диапазон изменеия плотности в пределах: низок для изверженных пород (10%), имеет промежуточную велчину для метеморфических породд (12−18%) и сравнительно высок (25−30%) для большинства осадочных пород.

рис. 1.2. обобщенные зависимости скоростей распространения поперечных (1) и продольных (2) волн от плотнотигорных пород: 3- для осадочных;4- метаморфических и изверженных горных пород;5- данные лабораторныз измерений

Н.Н. Пузыревым предложена линейная зависимость вида:

V_p[км/c]=6?[г/см³]-11 (1.1)

1.4 Влияние пористости и пoрового флюида Все горные породы обладают той или иной пористостью. В качестве количественной меры используют величину пористости n, выраженную в долях единицы. Поры любой горной породы, находящейся в естественном залегинии, всегда заполнены флюидами (газ, вода, нефть), то величина пористости влияет на объемную массу согласно уравнению

?=n ?_f + (1- n) ?_m (1.2)

где nпористость порды; ?_f -плотность флюидов; ?_m -плотность минерльного скелета породы Увелечение пористости горной породы уменьшает ее плотность, тем самым уменьшая скорость распространения упругих волн. Однако пористость оказывает и непосредственное влияние на скорость, поскольку в такой породе сейсмическая волна вынуждена проходить часть пути в среде низкоскоростного флюида. Количественную меру оценки влияния пористости на скорость распространения упругих волн в соответствии с вышеназванным механизмом предложил Уайлли (США). Введенное им эмпирическое уравнение среднего времени для продольных волн весьма удовлетворительно описывает рельные закономерности:

1/V_p = n/V_f + (1-n)/V_m (1.3)

Где V_p скорость распространения продольных волн в среде V, V_f -скорость распространения продольных волн во флюиде; V_m — скорость распространения продольных волн в секлете горной породы. Эта зависимость достаточно широко используется при совместной интерпритации данных сейсморазведки и акустического каротажа. Для поперечных волн подобная формула не действительна. Увеличение пористости, при прочих равных условиях, непременно приводит к уменьшению значений скоростей распространения упругих волн.

Сама пористость сильно зависит от целого ряда геолого-генетических факторов: степень неодородности материала (условия формирования горных пород), тип и качество цементации зерен горных пород, явления уплотнения или разуплотнения (геологическую мсторию формирования осадочных бассейнов) и т. п. влияние этих факторов на величину пористоти весьма трудно поддается количественному описанию, но тенденции их действий прослеживаются весьма четко (рис. 1.3)

рис. 1.3. зависимость отношения V_p / V_s от пористости:1- для водонасыщенных;

2- газонасыщенных осадочных пород при различном давлении;

3-теоритически допустимое минимальное значение отношения V_p / V_s

Отмеченные выше закономерности о влиянии пористости на скорость распространения упругих волн существенно ослажняются влиянием типа флюида, заполняющего поры, и величиной пластового давления. Скорости распространения продольных волн в газонасыщенной породе всегда значительно ниже, нежели в этой же породе, насыщенной жидкотью. В результате этого явления на сейсмических записях контакт раздела газ-вода нередко отчетливо проявляется в виде субгоризонтальных осей синфазности и повышенной амплитуды отраженных сигналов. Эти признаки сейсмической записи лежат в основе методики прямых поисков залежей углеводородов, получившей название метода яркого пятна.

В терригенных породах различие в величине V_p для водо и газонасыщенных коллекторов достигает 15−25% на малых глубинах (до 1 км). На глубине более 2,5 км это различие уменьшается до 5−10%. Замена воды нефтью уменьшает это различие примерно в два раза.

Влияние этих же факторов на величину скорости распространения поперечных волн существенно меньше. В качестве критерия распознавания в коллекторе типа флюида, заполняющего поровое пространство предложено использовать отношение скоростей V_s/V_p.

1.5 Влияние глубины залегания, давления, возраста и температуры горных пород Прежде всего, следует заметить, что с ростом глубины и давления уменьшается пористость пород. Поэтому скорости распространения упругих волн, как правило, возрастают с глубиной. Однако влияние этих факторов несколько различно для различных пород. Для горных пород, которые можно рассматривать как сплошную среду (хемогенные породы, большинство изверженных и метаморфических пород), давление на глубинах, изучаемые в сейсморазведке, мало в сравнении с межатомными силами. По этой причине увеличение давления на 25 МПа (глубина до 1 км) приводит к измению скорости всего на 1−3%. В то же время для зернистых горных пород (пористые терригенные и карбонатные породы) численные значения скорости распространения упругих волн определяются, главным образом, величиной контактной упругости. Внешнее давление приводит к сближению частиц и резкому возрастанию контактной упругости, а значит, и скорости. Особенно это заметно проявляется при пористоти 15−20%, когда увеличениедавления может привести к возратанию скорости на 25−30%. Поэтому в таких породах скорость весьма заметно возрастает на глубинах 0,1−3 км. В юольшинстве пород до глубин 2−3 км скость увеличивается нелинейно с уменьшением градиента нрастания. Далее нарастание происходнебольшим градиентом порядка 0,1 (1/c). принято считать, что в среднем увеличение скорости пропорционально глубине z в степени 1/6.

Повышение температуры горных пород на 80−100 градусов приводит к относительно небольшим уменьшениям скорости на 1−2%.

При одинаковой глубине залегания увеличение возраста осадочной горной породы одного и того же состава обусловливает рост величин плотности и скорости.

Обобщая влияние большинства факторов, можно утверждать, что скорости распространения продольных волн, как правило, увеличиваются с ростом глубины залегания пород. Это приводит к тому, что главные скоростные характеристики разреза, представляемые обычно графиками зависимости скоростей распространения упругих волн от лубины или времени отражения, имеют для большитства различных пород вид плавно возрастающих с глубиной кривых (рис. 1.4)

Рис. 1.4.обобщенные графики зависимости скорости распространения продольных волн V₁, от глубины их залегания:1,2,3- для терригенных пород кайнозоя, мезозоя, палеозоя;4,5-карбонатных пород мезозоя и палеозоя;6-солей;7-углей;8-пород палеозойского фундамента;9-пород докембрийского фундамнта

1.6 Влияние особых условий залегания горных пород Если скорость распространения продольных волн меньше, чем скорость в воде (1500 м/с), это обычно указывает на то, что, по крайней мере, некоторая часть порового пространства заполнена газом. Такие низкие значения скорости наблюдаются, как правило, только вблизи земной поверхности в так называемой зоне малых скоростейЗМС (Low Velocity Layer-LVL). Этот слой, как правило, имеет мощность от 2−5 до 50−80 м и характеризуется скоростями сейсмических волн, которые не только малы по величине (от 200 до 1200 м/с), но и чрезвычайно изменчивы по площади. Часто подошва ЗМС совпадает с уровнем грунтовых вод. Существование ЗМС значительно влияет на характер сейсмической записи в силу следующих обстоятельств:

— в зоне малых скоростей наблюдается повышенное поглощение сейсмических волн;

— в низкие значения скорости и их изменчивость в ЗМС оказывает большое влияние на времена пробега волны;

— резкий скачок скорости на подошве ЗМС сильно изменяет направление сейсмических лучей, делая их почти вертикальными независимо от направления прихода к подошве зоны;

— резкий перепад акустической жесткости на подошве ЗМС делает ее прекрасным отражателем, что приводит к образованию интенсивных кратных волн.

В силу такого интенсивного и многообразного влияния зоны малых скоростей, как правило, при сейсмических работах проводятся специальные исследования для изучения ее строения. Учет влияния ЗМС позволяет существенно повысить качество результатов сейсмических работ.

Особо влияет на характер сейсморазведочных пород наличие зоны многолетней мерзлоты. Замерзание воды, содержащейся в порах, приводит к значительному возрастанию V_p и V_s. Это связано с тем, что скорость упругих волн у льда существенно выше (3,8 км/c), нежели в воде (1,55 км/с). Значения V_p в песках и глинах, залегающих вблизи поверхности земли, возрастают при промерзании от 1,7−2 до 3,5−4 км/c. Мощность замерзших пород может достигать нескольких сотен метров. Это существенно ухудшает качество полевых сейсмических материалов.

На характер сейсмических работ в морских условиях сильное влияние оказывает наличие в верхней части разреза твердого субстрата — особого вида льдоподобных веществгазовых гидратов, представляющих собой смесь метана и воды. Один объем породы в гидратном состоянии связывает 270 объемов метана. Скорость продольных волн в газогидратах составляет около 3000 м/c. Даже малое количество кристаллов газогидрата в порах цементирует осадки, повышает их упругие характеристики и делает их более однородными.

Аномальное пластовые (поровые) давления также влияют на скорость распространения упругих волн. Если в слое существует аномально высокое (по сравнению с нормальным гидростатическим давлением) пластовое давлении (АВПД), то это приводит к уменьшению значения скорости в сравнении с тем, которое должно быть в слое при нормальном давлении. Прогноз наличия таких слоев по сейсмическим данным представляется весьма важным и трудным для практики делом.

Глава 2. Применение концепций, основанных на использовании скоростей

2.1 Зона малых скоростей Если скорость сейсмических волн меньше, чем в воде, это обычно указывает на то, что по крайней мере некоторая часть порового пространства заполнена газом (воздухом или метаном, образующимся при разложении растительных остатков. Столь низкие значения скорости наблюдаются, как правило, только вблизи зоне малых скоростей (ЗМС). Этот слой, в большинстве случаев имеющий мощность 4—50 характеризуется скоростями сейсмических волн, которые не только малы по величине (обычно от 250 до 1000 мс), но иногда и чрезвычайно изменчивы.

Часто подошва ЗМС примерно совпадает с уровнем грунтовых вод, указывая на то, что слой пониженной скорости соответствует зоне аэрации над водонасыщенной зоной, но это наблюдается не всегда. В районах сезонных колебаний уровня грунтовых вод выщелачивание и переотложение минералов могут создавать эффект удвоенного слоя малых скоростей Эффекты удваивания ЗМС иногда обусловлены уровнем подвешенных грунтовых вод или изменениями в подошве ледниковых наносов, которая располагается на уровня грунтовых вод. В областях пустынь, где отсутствует определенный уровень: грунтовых вод, ЗМС может постепенно переходить в отложения, характеризующиеся нормальной скоростью. В субарктических областях болотистая тундра, покрытая мхом, характеризуется низкой скоростью летом и образует промерзший слой с высокой скоростью зимой.

Наличие ЗМС существенно в пяти аспектах: 1) в этой зоне наблюдается повышенное поглощение сейсмической энергии; 2) низкие значения скорости и резкие их изменения оказывают непропорционально большое влияние на времена пробега волн; 3) в условиях низких скоростей длины волн малы, и поэтому неоднородности гораздо меньших размеров создают заметное рассеяние и помехи других типов; 4) резкий скачок скорости в подошве ЗМС сильно изменяет направление сейсмических лучей, поэтому траектории прохождения волн через ЗМС почти вертикальны независимо от их направления под ЗМС и 5) чрезвычайно большой перепад акустических жидкостей в подошве ЗМС делает ее прекрасным отражателем, приводящим к образованию кратных отражений. Под влиянием первого аспекта записи от взрывов, произведенных в этом слое, часто бывают плохого качества, поэтому заряды обычно стараются помещать под ЗМС.

В некоторых областях, где наблюдается значительное уплотнение пород с глубиной в пределах низкоскоростного слоя, скорость возрастает с глубиной z по закону

V = az^1/n (2.1)

где, а и n константы.

2.2 Зона вечной мерзлоты Температура пород вблизи поверхности близка к среднегодовой температуре для данной точки земного шара, в арктических и некоторых субарктических областях она принимает значения ниже точки замерзания. В общем случае скорость сейсмических волн незначительно увеличивается, когда паровой флюид в породе замерзает. В болотистых областях, где среда вблизи поверхности отличается существенной пористостью в незамерзшем состоянии и обогащена неразложившимися растительными остатками, скорость в результате замерзания может возрасти от 1.8 км /с или меньше до 3−3.8 км /c. Степень изменения скорости приблизительно пропорциональна пористости.

Участок геологического разреза, который не оттаивает круглый год, называют зоной вечной мерзлоты. Обычно над ней имеется слой, который летом оттаивает, и область увеличения температуры с глубиной ограничена этой зоной. Мощность зоны вечной мерзлоты изменяется от десятков сантиметров до километра. Там, где она имеет очень большую мощность, скорость вблизи ее подошвы может постепенно уменьшаться с глубиной, пока не достигнет значений, характерных для пород данного типа. В случаях, когда слой вечной мерзлоты сравнительно тонок, уменьшение скорости у его подошвы бывает довольно резким.

Водоемы на поверхности земли обычно промерзают не глубже, чем на несколько метров, и вода защищает, подстилающие их отложения от воздействия холода, поэтому вечная мерзлота под водоемами отсутствует. Горизонтальные изменения скорости от нормальных значений под озерами и реками до аномально высоких, обусловленных вечной мерзлотой, на примыкающих сухих площадях могут происходить очень резко и создавать ложное впечатление крупных структур глубже по разрезу. В то время как преломление в подошве ЗМС приводит к тому, что лучевые траектории в верхнем слое становятся почти вертикальными, преломление на границе вечной мерзлоты делает лучи в этой зоне более наклонными и увеличивает время, затраченное на прохождение. Этот эффект усиливается на трассах с большим удалением, для которых траектории распространения волн ближе к горизонтальным, и, следовательно, ряд допущений, использованных в моделях, на которых основан расчет статических поправок, анализ скоростей и т. д., становится неприемлемым.

С мерзлотой связано еще одно явление, а именно морозобойные трещины, которое возникают в результате растрескивания льда в направлении от пункта взрыва. Это внезапное высвобождение энергии проявляется резко на различных временах после взрыва и может характеризоваться достаточно большой интенсивностью, т. е. Создает такой эффект, как хаотические повторные удары, волны от которых могут маскировать отражения, связанные с первоначальным взрывом. Возникновение морозобойных трещин менее вероятно, если уменьшить энергию источника. Поэтому иногда полезно брать заряды меньшей величины, чем требуется, и увеличивать количество суммирований, чтобы скомпенсировать это уменьшение.

2.3 Выявление зон аномального давления

«Нормальное» давление в пластах пород существует тогда, когда давление флюидов в поровом пространстве породы равно гидростатическому, соответствующему глубине залегания породы. Если плотность флюида равна ?_f, давление флюида равно Р_f= ?_fz, где z глубина залегания породы. Буровики часто пользуются понятием градиента давления dP_f/dz=?_f, который при ?_f =1,04 г /см³ составляет около 10 кПа/м. давление создаваемое толщей покрывающих пород, при ?_m =2,3 г/см³ составляет примерно Р_m==22,5 кПа/м. эффективное давление, действующее на породу, равно разности давлений? Р= Р_m— Р_f=12,5 кПа/м. случаи аномального, или повышенного, давления (иногда встречаются также зоны пониженного давления) возникают в результате закупоривания пластов по мере их захоронения, в результате чего пластовые флюиды лишаются возможности оттока из пласта и не дают породе уплотняться под возрастающим давление толщи покрывающих пород. Фактически только часть веса покрывающей толщи передается скелетом породы заполняющему поры флюиду. Поэтому порода чувствует себя под тем дифференциальным давление, которое соответствует меньшей глубине и скорость в ней соответствует этой меньшей глубине.

Более глубокие зоны многих осадочных разрезов включают тонкозернистые отложения, проницаемость которых недостаточно, чтобы дать возможность поровым флюидам мигрировать в процессе уплотнения, и появление зон аномально высоких давлений в таких условияхдовольно обычное явление. Это в особенности относится к молодым третичным бассейнам, где осадконакопление происходило достаточно быстро, например на побережье Мексиканского залива. Породы в пластах, находящихся под аномальным высоким давлением, могут вести себя как вязкие жидкости, не обладающие сдвиговой прочностью, и поэтому могут вовлекаться в диапировое течение, в результат чего возникают зоны срыва с образованием разломов.

В тех случаях, когда отражающие границы лежат внутри или ниже зоны аномальных давлений в разрезе, из анализа скоростей можно рассчитать интервальные скорости и не только выявить зоны повышенного давления, но и определить величину давления. При проведении анализа скоростей обычно принимают в расчет только те данные о скоростях, которые соответствуют монотонному увеличению скорости, обеспечивающей оптимальное суммирование с глубиной; при этом исключаются инверсии скорости, которые могут служить признаком присутствия в разрезе зон аномального давления. Вследствие того что для суммирования данных, относящихся к зонам аномального давления, используют, слишком высокую скорость, качество отражений в пределах таких зон обычно оказывается очень плохим, и в некоторых случаях это ухудшение можно использовать как индикатор таких зон. В то же время многократные отражения обычно также являются признаком заниженной скорости при суммировании и, следовательно, могут затруднять выделение зон аномального давления. Уметь предсказывать зоны аномального давления чрезвычайно важно при составлении планов буровых работ для снижения опасности выбросов флюидов и возникновения других проблем. При поисках зон аномального давления анализ скоростей обычно делается с меньшим шагом сканирования, чем в тех случаях, когда целью анализа служит прежде всего определение эффективной скорости. Применение методики осреднения данных по ряду смежных средних точек в общем ведет к снижению уровня экспериментального шума, но в то же время затрудняет возможности выявления природы аномальных значений скорости. Взвешенное осреднение результатов по нескольким смежным сечениям улучшает надежность результатов.

2.4 Эффект газогидратов На сейсмических разрезах, полученных в глубоководных районах, иногда на небольшой глубине под поверхностью дна прослеживаются отражения, секущие плоскости напластования (рис 2.1).

Рис. 2.1. Сейсмический профиль на внешнем хребте Блейк у юго-восточного побережья США, на котором видно отражение от подошвы зоны газогидратов.

Эти отражения часто относят за счет газогидратов, в которых молекулы газов связаны в кристаллические решетки вместе с молекулами воды с образованием структур, подобных льду. Газогидраты устойчивы в тех условиях температур и давлений, которые характерны для зоны, расположенной непосредственно под поверхностью дна в глубоководных районах. Образование газогидратов возможно, когда концентрация газа превышает величину, необходимую для насыщения поровой воды. Скорость в метаногидратных осадков составляет приблизительно 2−2,2 км в с. Отражение от основания зоны газогидратов грубо повторяет рельеф морского дна в районах, где падение пластов направлено в сторону суши, и глубина этого отражения под поверхностью дна приблизительно соответствует пределу устойчивости метаногидрата. Поэтому при интерпретации считается, что оно маркирует границу между гидратом и газом, скопившимся в ловушке, образованной вышележащим гидратом. Газ, уловленный таким образом, может когда-нибудь стать энергетическим ресурсом.

Глава 3. Способы определения скоростей

3.1 Сейсмический каротаж При сейсмическом каротаже в скважину на кабеле опускают сейсмоприемник (геофон) или гидрофон и регистрируют время, необходимое для прохождения сейсмических волн от пункта взрыва вблизи устья скважины до сейсмоприемника. (рис 3.1)

Рис 3.1

В качестве источников сейсмической энергии используются также пневмопушки в шурфах с глинистым раствором или в воде при каротаже морских скважин. Чтобы избежать воздействия высоких температур и давлений, характерных для глубоких нефтяных скважин, применяют приемники специальных конструкций. Для обеспечения хорошего контакта приемники прижимают к стенкам скважины механическими устройствами. Кабель выполняет тройное назначение: к нему крепится приемник, он служит для измерения глубины опускания преемника и содержит электрические провода, по которым выходной сигнал преемника передается на поверхность, где происходит регистрация. Взрывы производят в одной или более точках вблизи устья скважины. Приемник перемещают между взрывами вдоль ствола скважины. Таким образом, результаты измерений представляют собой набор времен пробега волн от поверхности до ряда глубин. Глубины погружения сейсмоприемника выбирают так, чтобы лучше изучить наиболее важные геологические границы, такие как кровли формаций, поверхности несогласия, а также получить данные о промежуточных положениях. Интервал между последовательными измерениями должен быть достаточно малым для обеспечения необходимой точности наблюдений (часто 200 м).Вертикальное время пробега t до глубины z получается умножением наблюдаемого времени на коэффициент z/, учитывающий наклон реальной траектории. Средняя скорость между поверхностью и глубиной z определяется отношением z/t. на рис. Приведены график средней скорости V и вертикальный годограф t, построенные в функции z. интервальная скорость v_i, т. е. среднюю скорость на интервале z_m-z_n, с помощью формулы

V_i=(z_m-z_n)/(t_m-t_n) (3.1)

Рис. 3.2

Каротаж скважин позволяет определить среднюю скорость с хорошей точностью. Однако его проведение обходиться слишком дорого. Потенциальная опасность разрушения скважиныеще один фактор, отбивающий охоту проводить сейсмокаротаж. Другой неблагоприятный факторто что сейсмические работы часто заканчиваются прежде, чем пробурена первая скважина.

3.2 Акустический каротаж Непрерывные изменения скорости выполнятся с помощью одного или двух импульсных генераторов и двух или четырех приемников, которые помещают в один контейнер, называемый зондом и опускают в скважину.

рис. 3.3.

Зонд содержит два источника сейсмичеcких импульсов S₁ и S₂ и четыре преемника R₁-R₄, разнос которых, т. е. расстояние от R₁ до R₃ и от R₂ до R₄ составляет 61 см. Длина компенсированного скважинного зонда равна 1,22 м, для длинных зондов-2,44 м. при работе с длинными зондами более вероятно, что измеренная будет соответствовать геологической формации. Для нахождения скорости измеряют разности времен пробега импульса, распространяющегося от S₁ до R₂ и R_4, и подобным же образом от S₂ до R₃ и R₁, после чего вычисляется среднее из этих разностей. Зонд перемещается по скважине, заполненной буровым раствором, которой характеризуется скоростью сейсмических волн порядка 1500 м/c. Однако в первых вступлениях регистрируются Рволны, которые прошли по породе, окружающей скважину. Ошибки, возникающие из-за вариаций диаметра скважины и толщины глинистой корки вблизи излучателей, в значительной мере устраняются благодаря измерению разности времен пробега до двух сейсмоприемников; ошибки, обусловленные подобными вариациями вблизи преемников, снижаются осреднением результатов для двух пар приемников. Диаграммы акустического каротажа (рис 3.3) дается в виде функции от глубины интервального времени, деленного на разнос преемников; эта величина является обратной по отношению к скорости Рволн в породе.

Разность времен пробега до преемников акустического зонда измеряется устройством, которое автоматически регистрирует время прихода сигнала к каждому из двух приемников и вычисляет разность этих времен. Поскольку сигнал приходит к приемнику не в виде короткого импульса, а как волновой цуг, преемник реагирует на первый максимум или минимум, который превышает некоторое пороговое значение. Иногда чувствительные элементы двух приемников реагируют не на один и тот же максимум или минимум, и тогда будет зафиксировано ошибочное приращение времени, называемое перескок на период, обычно удается выявить и учесть, так как ошибка точно равна известному времени интервалу между последовательными периодами в импульсе.

Точность значений скорости полученной по данным акустического каротажа, часто довольна низка, о чем свидетельствуют частые расхождения между диаграммами обычного и длиннозондового каротажа. Точность данных акустического каротажа часто снижается из-за переменного радиуса зоны проникновения волн, наличия каверн в стенках скважины и из-за других факторов. Диаграммы акустического каротажа используют для определения плотности, поскольку плотность, является основным фактором, влияющим на сейсмическую скорость.

3.3 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 горизонтальнаслоистая 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)^½ (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=½{(t₁-t_o)+(t_k-t_o)}=½(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 измеренийв 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.

3.4 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

(3.5)

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.

3.6 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 разрезепрактически 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

1. 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