* * *
Совокупность приемов, обеспечивающих оптимальные условия для реализации возможностей того или иного метода сейсмической разведки, называют методикой сейсморазведки. Расположение источника относительно приемной расстановки (сейсмокосы, пьезокосы), а также способы перемещения приемной расстановки и пункта возбуждения на поверхности наблюдений определяются системой наблюдений.
В наземной и морской сейсморазведке информацию о распределении скорости в изучаемой среде можно получить только путем изучения зависимости времени прихода волн от расстояния между источником и расположенными на поверхности приемниками. Возможности, которые открываются при наблюдении на земной поверхности, выявляются при решении прямых кинематических задач соответствующими методами. Установленные закономерности в дальнейшем используются для определения положения в пространстве отражающих и преломляющих границ раздела горных пород, а также для определения скоростного строения изучаемой среды.
В сейсмическом методе отраженных волн измеряются времена пробега сигналов, отраженных от существующих в земле границ между средами, с различными акустическими жесткостями. Чаще всего исследования с помощью отраженных волн проводятся в осадочных толщах, сложенных слабонаклоненными пластами пород. В таких случаях скорость распространения волн меняется в гораздо большей степени по глубине (вследствие различий в физических свойствах отдельных слоев), чем по горизонтали (из-за радиальных замещений внутри одного и того же слоя).
4.4.1.1. Прямые кинематические задачи метода отраженных волн при общем пункте возбуждения (ОПВ)
Простейшей является задача о годографе для плоскопараллельного слоя. Выберем систему координат так, чтобы плоскость 0ху совпадала с поверхностью Земли, ось 0х была направлена вдоль профиля, а ось 0z — вниз. Обозначим скорость продольных волн в слое и подстилающем полупространстве v1 и v2 соответственно, а мощность слоя — h (рис. 4.17). Расположим точечный источник возбуждения в начале координат, приемник — на расстоянии х от источника. Найдем время прихода отраженной от подошвы слоя волны в точку расположения приемника.
Рис. 4.17. Годограф отраженной волны для горизонтальной отражающей границы:
tотр — годограф отраженной волны; t = x/v — годограф прямой волны
Согласно закону Снеллиуса, углы OBA1 и A1BA равны, т. е. треугольник ОВА равнобедренный, так как нормаль к границе в точке В совпадает с направлением вертикали. Следовательно, А1А = ОА1 и длина пути ОВА:
Время пробега волны по этому пути:
Как следует из выражения (4.20), годограф отраженной волны в рассматриваемом случае — гипербола, минимум которой расположен в точке х = 0. Правая и левая (при х < 0) ветви годографа симметричны относительно оси 0z. При увеличении х — t(x) стремится к асимптотическому значению t(x) = x/v. Годограф t(x) расположен внутри угла, образуемого двумя ветвями t = ±x/v.
Рассмотрим теперь случай, когда разрез представлен горизонтально-слоистой пачкой слоев, а скорости в слоях и их мощности v1, v2, … vn и h1, h2, … hn соответственно (рис. 4.18). Построим в первом слое луч, выходящий из источника под углом θ1 к вертикали, и определим, в какую точку профиля выйдет луч волны, отраженной, например, от четвертой границы. Траектория луча для этой волны приведена на рис. 4.18.
Рис. 4.18. Годограф отраженной волны для слоистой среды
Прохождение через несколько слоев приводит к замене скорости (v) в уравнении (4.20) эффективной скоростью (vэф), характеризующей слои, залегающие выше отражающего горизонта:
где 
Но уравнение (4.21) полностью совпадает с годографом (4.20) для однородного слоя с мощностью Нэф и скоростью vэф. Величина vэф простым образом связана с мощностями и пластовыми скоростями реальной толщи:
Из формул (4.23) следует, что эффективная скорость 
равна сумме взвешенных квадратов пластовых скоростей. Весовые множители 
придают бОльшую значимость тем скоростям, которые вносят больший вклад в общее время пробега.
При определении скоростного строения среды по наблюденным полевым годографам отраженных волн определяют именно эффективные скорости (их еще часто называют среднеквадратическими скоростями). Никакие другие скорости упругих волн в слоистых средах по полевым сейсмическим данным определить невозможно (так, для расчета средних скоростей нам необходимо привлекать результаты скважинных сейсмических наблюдений). Однако для проведения геологической интерпретации результатов наземной сейсморазведки необходимо знание не эффективных, а пластовых скоростей, т. е. скоростей в том или ином пласте изучаемой слоистой среды. Переход от эффективных скоростей к пластовым осуществляется с использованием формулы Дикса:
где vпл,n — пластовая скорость для n-го пласта; vэф,n, tn, vэф,n–1, tn–1 — соответственно эффективная скорость и время пробега упругих волн до (n – 1)-й и n-й отражающей границ.
Найдем теперь годограф отраженной волны для слоя с наклонной подошвой (рис. 4.19). Скорость волн в слое обозначим v1, а профиль проведем вкрест простирания его подошвы. Точечный источник снова расположим в начале координат так, чтобы ось Oz была направлена вниз, а ось Oх совмещена с профилем. Рассмотрим луч падающей волны, составляющий угол θ с осью 0z. Тогда угол падения луча на границу будет θ + φ, где φ — угол наклона границы. Проведем из точки О нормаль к границе и отложим на ней отрезок 2OB. Треугольники ОВР и О*ВР прямоугольные и конгруэнтные. Следовательно, ОР = О*Р и угол O*PO = 180°– 2(θ+φ), а угол OPA = 2(θ + φ).
Рис. 4.19. Годограф отраженной волны для наклонной отражающей границы:
О* — положение мнимого источника; tmin — минимальное время
Угол О*РА является суммой вычисленных углов O*PA = 180°, а точки О*, Р, А лежат на одной прямой, путь О*Р + РА = О*А. Кинематика волн оказывается такой, какой она была бы, если вместо реального источника, расположенного в точке О, рассматривать безграничную среду со скоростью v1, в которой источник расположен в точке О*. Такой источник называют мнимым. Его использование часто значительно упрощает решение кинематических задач. При использовании мнимого источника находим путь:
.
При этом
OD = О*0sin φ = 2ОBsin φ; O*D= 2OBcos φ, AD = x + OD.
Остается выразить ВО через истинное значение глубины z0 до отражающей границы под источником, полученной по данным бурения: Z0 = BO/cos φ.
В действительности целесообразнее использовать не глубину по вертикали, а минимальное расстояние от источника до границы OB — эхоглубину (h), и при известной скорости (v1) ее можно получить, если приемник будет расположен в непосредственной близости от источника. Имея в виду, что BO = h, окончательно находим:
и 
оскольку второе слагаемое в формуле есть квадрат действительной величины, t(x) достигает минимального значения, когда (x ± 2h sin φ) = 0, т. е.:
Как видно из выражений (4.25), годограф отраженной от наклонной границы волны — это гипербола, но ее минимум смещен вдоль профиля по восстанию границы на расстояние 2h sin φ. Это смещение называют сейсмическим сносом.
4.4.1.2. Кинематика кратных отраженных волн
В слоистой толще каждая из отражающих границ порождает отраженную волну, которая проходит путь от источника к границе и далее от границы к точке наблюдения на поверхности. Эти волны называют однократными. Но при распространении волн в слоистой толще отражение образуется всякий раз, когда волна падает на границу раздела двух сред, и неважно, каким образом возникла волна: непосредственно в источнике или после отражения от некоторой границы внутри толщи, либо от свободной границы. Однократные волны достигают свободной поверхности и отражаются от нее, давая начало волне, снова распространяющейся внутрь толщи. На своем пути вниз эта волна будет отражаться от каждой из границ, порождая волны, снова идущие вверх. Среди этих волн (рис. 4.20) существуют и такие, которые несколько раз отразились от одной и той же границы.
Волны, прошедшие толщу, покрывающую некоторую отражающую границу, несколько раз, называются полнократными — двух-, трехкратными и т. д. Но, как следует из рис. 4.20, к поверхности выходят и волны, претерпевшие отражения от различных границ внутри толщи. Такие волны называют неполнократными, частичнократными.
Рис. 4.20. Схема образования полнократных (а) и неполнократных (б) волн
Многократные отражения, как правило, имеют меньшие амплитуды, чем однократные, вследствие потерь энергии при каждом отражении. Однако есть два типа кратных волн, которые отражаются на границах с большим коэффициентом отражения и поэтому могут иметь амплитуды, сравнимые по величине с амплитудами однократных отражений. Это, во-первых, волны-спутники, образующиеся при возбуждении упругой волны в скважине, когда волны от взрыва, отражаясь от земной поверхности или подошвы зоны малых скоростей, приводят к формированию отражения, которое вступает вскоре после однократного отражения, и, во-вторых, реверберации в водном слое, возникающие из-за повторных отражений на дне и поверхности моря волн, распространяющихся от морского сейсмического источника.
Таким образом, в каждую точку наблюдения на профиле приходит много отраженных волн, среди которых только однократные являются полезными. Обменные, головные, поперечные и кратные волны, регистрируемые каждым из приемных каналов, так же как и волны Рэлея, являются регулярными волнами-помехами, затрудняющими выделение полезных волн. Выделение на сейсмограммах МОВ геперболических вступлений отраженных волн среди волн других типов не представляет принципиальных затруднений. А вот разделить поля однократно отраженных и кратных волн визуально невозможно, поскольку кратные отражения, подобно однократным, имеют гиперболические годографы. При этом очень важно уметь правильно распознавать многократно отраженные волны. Неверная идентификация кратной волны в качестве однократной может привести к серьезной ошибке в интерпретации материалов МОВ. Для уверенного выделения однократно отраженного сигнала на фоне поля кратных волн используется специальная методика полевых наблюдений и обработки сейсмических материалов, получившая название «метод многократных перекрытий», или «метод общей глубинной точки» (ОГТ).
4.4.1.3. Наблюдения по методу общей глубинной точки
Полученные выше выражения для годографов отраженных волн выведены в предположении, что источник зафиксирован на профиле, а положение приемника изменяется (метод общего пункта возбуждения — ОПВ). Точно такие же выражения можно получить и для случая, когда зафиксирован приемник, а пункт возбуждения перемещается вдоль профиля (метод общего пункта приема — ОПП).
В настоящее время метод общего пункта возбуждения практически вытеснен методом общей глубинной точки, или многократных перекрытий. В отличие от методов ОПВ и ОПП в методе общей глубинной точки источник и приемник разносят вдоль профиля симметрично относительно некоторой фиксированной на профиле точки xk (рис. 4.21 а).
Рис. 4.21. Ход лучей отраженных волн при наблюдениях по методу ОГТ:
а — горизонтальная граница; б — наклонная граница; 1 — приемник; 2 — луч падающей
из источника волны; 3 — общая глубинная точка; 4 — общая отражающая площадка
Основное преимущество метода ОГТ перед методом ОПВ заключается в том, что он позволяет путем соответствующей обработки первичных данных на ЭВМ ослабить интенсивность регулярных волн-помех, в первую очередь полнократных отраженных волн.
Принцип общей глубинной точки нарушается в присутствии наклонных границ, так как в этом случае общая глубинная точка уже больше не находится непосредственно под средней точкой системы «источник — приемник», и для лучей, достигающих приемников на различных удалениях от источника, точки отражения не совпадают (рис. 4.21 б). Тем не менее метод достаточно надежен и позволяет почти повсеместно получать на разрезе ОГТ заметные улучшения отношения «сигнал/помеха» по сравнению с одиночными трассами.
При горизонтальной плоской границе, в силу симметричности положения источника и приемника относительно средней точки О, точка отражения для всех позиций «источник — приемник» не сдвигается по отражающей границе. В этом смысле она и является общей. При наклонной границе точка отражения смещается по восстанию границы, при этом смещение ее оказывается меньшим, чем для ОПВ.
Годографы ОГТ — гиперболы, минимум которых всегда расположен в точке профиля xk независимо от того, наклонной или горизонтальной является отражающая граница. Число позиций относительно точки xk, занимаемых на профиле расстановкой «источник — приемник», называют кратностью перекрытий (или кратностью накапливаний). Кратность перекрытий (накапливания) определяет, сколько раз получают отражение от одной и той же глубинной точки. В стандартных системах наблюдений ОГТ она может равняться 6, 12, 24, 48. Теоретически отношение «сигнал/помеха» возрастает пропорционально корню квадратному из значения кратности перекрытий (накапливания). Таким образом, проведение наблюдений и дальнейшая обработка по методу ОГТ приводят к ослаблению или даже к полному подавлению многократных отражений. При этом принципиальное значение для разделения полезных и кратных волн по их кинематике имеет возрастание скорости с глубиной, поскольку полнократные волны, образующиеся в верхней части разреза, имеют меньшую vэф, чем однократные, распространяющиеся часть пути в отложениях с высокими скоростями упругих волн при близких значениях t0.
4.4.1.4. Системы наблюдений в методе отраженных волн
В методе отраженных волн основную информацию извлекают из годографов отраженных волн. Получение годографов возможно только в том случае, если на сейсмограмме МОВ надежно выделяются волны, отраженные от соответствующих границ раздела горных пород. Для этого необходимо выполнение следующих условий:
а) интенсивность источника должна быть такой, чтобы отраженные от всех интересующих границ волны значительно превышали уровень естественных помех;
б) расстояние между приемниками не должно превышать величину, при которой можно распознавать волны, отраженные от одной и той же границы;
в) длина приемной расстановки (длина годографа) должна позволять уверенно определять vэф;
г) шаг наблюдений (расстояние, на которое смещают всю измерительную установку вдоль профиля) должен обеспечивать непрерывность прослеживания целевых горизонтов на всей изучаемой площади.
Выбор типа источника (поверхностный или погружной) определяется условиями проведения работ. Достичь необходимой интенсивности при этом можно путем группирования однотипных источников. Погружные источники, использующие взрывчатые вещества, заглубляют под кровлю рыхлых отложений на такую глубину, чтобы значительно ослабить поверхностные волны. Обычно глубина заложения заряда составляет 10–15 м. Величину заряда выбирают в процессе опытных работ.
Для приема упругих волн используют вертикальные сейсмоприемники для MOB на продольных волнах и горизонтальные — на поперечных волнах. Это обусловливается тем, что в большинстве случаев верхняя часть разреза представлена рыхлыми отложениями мощностью от нескольких до 30–50 м. Эти отложения образуют зону малых скоростей (см. 4.2.4). Скорость продольных волн в этой зоне изменяется от 300 до 800 м/с. Лучи отраженных волн при преломлении на подошве ЗМС идут почти вертикально. Поэтому вектор смещения продольных волн также направлен почти вертикально, а поперечных волн — горизонтально вдоль профиля. Таким образом, вертикальные сейсмоприемники будут реагировать преимущественно на продольные волны, а горизонтальные — на поперечные волны.
Расстояние между пунктами приема (Δx) выбирают равным нескольким метрам при детальном изучении верхней части разреза до глубин не более 500 м и 25–50 м при разведке на глубинах более 500 м. При таком шаге наблюдений разность времен прихода отраженных от одного и того же горизонта волн изменяется от долей миллисекунды при малых удалениях приемника от источника до нескольких миллисекунд для наиболее удаленных пар. Принимается, что допустимый сдвиг не должен превышать половины видимого периода регистрируемых импульсов, следовательно, Δx < vTвидл/2.
Длину приемной расстановки в методе ОПВ определяют как хm = (п – 1)Δx (где п — число каналов) и выбирают из условия, что для наиболее глубокого целевого горизонта разность t(xm) – t(0) должна составлять не менее 30–50 мс. По профилю измерительную установку обычно передвигают с шагом 0,5 xm. Расстояния между профилями на исследуемой площади выбирают исходя из масштаба съемки. Они могут изменяться от нескольких десятков метров при детальных работах 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 и получают две ветви годографа. Во втором — пункт возбуждения удаляют от начала приемной расстановки и располагают на фланге, левом или правом относительно движения вдоль профиля. Длина годографа при этом составляет xm. Расстояние между началом приемной расстановки и пунктом возбуждения (вынос) выбирают опытным путем. Оно изменяется от десятков до нескольких сотен метров. При этом получают односторонние годографы.
В методе ОГТ в каждой точке наблюдения на профиле необходимо получить несколько записей при симметричном разносе приемника и источника относительно этой точки. Число таких позиций определяет кратность перекрытия и эффективность дальнейшей обработки получаемых сейсмических данных. Наблюдения ведут следующим образом. Точки наблюдения располагают по линейному профилю с шагом Δx, равным шагу приемной установки (рис. 4.22). При каждой позиции приемной расстановки пункт возбуждения располагают около первого приемника (фланговая расстановка без выноса). После возбуждения и регистрации упругих волн всю расстановку «источник — приемник» перемещают на один шаг вдоль профиля. Таким образом, источник и приемники последовательно располагаются на всех точках наблюдения x1, x2, … xn вдоль профиля. В каждой точке наблюдения при соответствующем положении измерительной установки в свое время окажется и источник.
Рис. 4.22. Система наблюдений в МОГТ:
1–11 — номера глубинных точек
На рисунке 4.22 приведено несколько положений измерительной установки на профиле для шести приемных каналов. Как следует из рис. 4.22, уже при положении источника в пункте x3 профиля от глубинной точки 5 получены следующие отражения: при разносе 4Δx, соответствующем положению источника в пункте x1 и приемника в пункте x5 при первой позиции измерительной установки; при разносе 2Δx — при пункте возбуждения в точке x2 и пункте приема в точке x4; при нулевом разносе, когда источник и приемник находятся в пункте x3. От глубинной точки 5, таким образом, получены отражения при трех симметричных удалениях «источник — приемник». Но это означает, что в точке профиля x3 получен годограф ОГТ, образуемый при трех разносах l = 0; Δx; 2Δx или при L = 0; 2Δx; 4Δx соответственно.
Таким образом, в результате усложнения методики полевых сейсморазведочных работ (метод ОГТ) и использования более совершенных приемов обработки получаемых сейсморазведочных материалов на ЭВМ в настоящее время удается значительно подавлять различные волны-помехи и выделять полезные волны. Это обеспечивает их уверенное отождествление друг с другом при сравнительно небольших расстояниях между пунктами возбуждения на линейных профилях. Многократные системы наблюдений и совершенные способы обработки позволяют с достаточной точностью учесть неоднородности строения верхней части разреза и определить по сейсморазведочным данным скорости распространения упругих волн. Тем самым сейсмическими методами удается успешно решать как структурные, так и другие более сложные геологические задачи. Так, метод отраженных волн (основной сейсмический метод при поисках и разведке месторождений нефти и газа), ранее используемый лишь для изучения геометрии отражающих границ, позволяет в настоящее время изучать вещественный состав осадочных толщ, оценивать коллекторские свойства вмещающих нефть и газ пород, давать в благоприятных случаях заключения о характере их нефтегазонасыщенности и решать ряд других тонких и сложных геологических задач. Это становится возможным за счет существенного повышения точности определения по данным сейсморазведки скоростей упругих волн в изучаемых средах и более широкого использования для геологической интерпретации динамических особенностей упругих волн.
4.4.2. Метод преломленных (головных) волн
В сейсморазведке методом преломленных волн (МПВ) используют сейсмическую энергию, которая возвращается к поверхности после прохождения земных недр по лучевым траекториям, соответствующим преломленным волнам. Как правило, этот метод применяется для определения положений преломляющих границ, разделяющих слои с различной скоростью распространения сейсмических волн, но его используют и в тех случаях, когда скорость плавно меняется в вертикальном направлении или по горизонтали.
Метод преломленных волн находит весьма широкое применение при решении научных и технических задач: от детальных инженерно-геофизических исследований до крупномасштабных экспериментов, направленных на изучение строения земной коры или литосферы. Измерения по методу преломленных волн могут дать ценную информацию о скоростях сейсмических волн, которая используется при интерпретации данных, полученных по методу отраженных волн. Кроме того, времена вступления преломленных волн, зарегистрированные при наземных исследованиях МОВ, позволяют картировать подошву ЗМС. Широкое разнообразие приложений ведет к столь же разнообразным методам полевых наблюдений и интерпретации.
4.4.2.1. Прямые кинематические задачи метода преломленных волн
Рассмотрим однородный слой с наклонной плоской подошвой, лежащий на однородном полупространстве. Свободную поверхность слоя совместим с плоскостью Oxy декартовой системы координат, направив ось z вниз. Разместим точечный источник в начале координат и ось Ox направим вкрест простирания подошвы слоя (рис. 4.23). Обозначим скорость продольных волн в слое и упругом полупространстве v1 и v2 соответственно. Как следует из рис. 4.23, эхоглубины под пунктом возбуждения h0 и приема h1 связаны между собой соотношением h1 = h0 + x sin φ, где φ — угол наклона подошвы слоя. Время прихода головной волны в точку Р, очевидно, равно:
t(x) = (OB + AC)/v1+ (AD – АВ – CD)/v2,
но OB = h0/cos i; AC = h0/cos i; AD = x cos φ; AB = h0 tg i; CD = h1 tg i.
Рис. 4.23. Схема решения прямой кинематической задачи метода преломленных волн:
t1 — прямой годограф; t2 — встречный годограф; t1′, t2′ — нагоняющие годографы
С учетом этого для t(x) получаем
Если преломляющая граница падает в противоположном направлении (от пункта приема к источнику), то h1 = h0 – x sin φ и
Формулы (4.27) и (4.28) можно объединить:
В получившемся выражении знак «плюс» берут при падении границы в сторону приемника, а знак «минус» — в сторону источника; t(x, h0) означает, что эхоглубина находится под пунктом возбуждения h0.
Таким образом, годограф преломленной волны для наклонной плоской границы в прямоугольных координатах (х, t) — это полупрямая, выходящая из точки с координатами (xн, tн) под углом θ к оси Ox (см. рис. 4.23). Угол θ определяется из соотношения:
.
Величину 
называют кажущейся скоростью:
.
С учетом того, что sin i = v1/v2, получаем:
Как видно из выражения (4.30), кажущаяся скорость может быть больше или меньше скорости в нижней среде:
или 
.
Таким образом, кажущаяся скорость превосходит по величине граничную скорость (скорость в слое ниже преломляющей границы), когда регистрация ведется вдоль линии профиля в направлении восстания границы от пункта взрыва, и становится меньше граничной скорости при регистрации по падению.
Координаты точки на профиле наблюдений, в которой первый раз будет зарегистрировано вступление головной волны (точка xн), а также время tн = t(xн) легко определить из условия ВС = O (см. рис. 4.23):
x cos φ = 2h0 tg i – x tg i sin φ = ВС = O.
Решая это уравнение, находим:
При горизонтально залегающей преломляющей границе (φ = 0) имеем:
xн = 2h0 tg i; tн = (2h0/v1) cos i. (4.32)
При продолжении годографа преломленной волны до пересечения его с осью t на этой оси отсекается отрезок:
t0 = (2h0/v1) cos i.
В начальной точке годографа преломленной волны лучи отраженной под критическим углом волны и первый луч головной волны совпадают между собой. Соотношение между годографами отраженной и преломленной волн для одной и той же границы приведено на рис. 4.24.
Рис. 4.24. Соотношение между годографами прямой,
отраженной и головной волн:
tпр — годограф прямой волны; tпов — годограф поверхностной волны;
tгол — годограф головной волны; tотр — годограф отраженной волны
Как следует из формулы (4.31), наблюдение преломленных волн возможно лишь при определенном удалении приемников от пункта возбуждения, а именно при x > 2h0 tg i. Это принципиально отличает методику проведения сейсморазведки по методу преломленных волн от методики для метода отраженных волн.
4.4.2.2. Системы наблюдений в методе преломленных волн
При проведении работ по методу преломленных волн используют системы наблюдений, обеспечивающие надежное распознавание волн и их прослеживание по всей исследуемой площади. Стандартная система полевых наблюдений МПВ включает возбуждение колебаний на двух концах каждой расстановки приборов вдоль линии профиля и регистрацию вступлений сейсмических волн вдоль профиля от каждого пункта взрыва (рис. 4.25 а). Обращаясь к рис. 4.23, мы видим, что в действительности только центральный участок преломляющей границы (отрезок BC) «освещается» лучами преломленной волны, регистрируемой вдоль одной расстановки приборов по профилю. Таким образом, глубины преломляющей границы, которые будут рассчитываться в крайних точках профиля, не являются непосредственно измеренными величинами, а экстраполируются по геометрии границы, известной на более коротком ее отрезке, по которому действительно распространялись преломленные волны. Когда требуется непрерывно проследить положение преломляющей границы вдоль ряда встречных расстановок по профилю, нужно выполнить отдельные перекрывающие их наблюдения, с тем чтобы от всех участков преломляющей границы были непосредственно зарегистрированы преломленные под критическим углом волны. Таким образом, при получении встречных годографов в каждой позиции приемной расстановки возбуждение проводят с правого и левого флангов, и затем всю измерительную установку перемещают по профилю с некоторым шагом.
Помимо стандартных встречных годографов, схематически изображенных на рис. 4.25 а, имеются и другие способы получения полной системы данных для интерпретации сейсмических материалов МПВ в случае наклонных плоских границ. К ним относятся методика симметричных наблюдений и профилирование по методике нагоняющих годографов.
Методика симметричных наблюдений (рис. 4.25 б) состоит в регистрации колебаний в двух направлениях от центрального пункта взрыва. Методика нагоняющих годографов (рис. 4.25 в) состоит в регистрации первых вступлений головной волны от источника, вынесенного за пределы приемной расстановки на некоторое расстояние. При получении нагоняющих годографов возбуждение проводят только с одного фланга, после чего измерительную установку также перемещают вдоль профиля (см. рис. 4.25 в).
Рис. 4.25. Различные типы систем наблюдений для профильных исследований МПВ:
а — стандартная система встречного профилирования с пунктами взрыва
на концах расстановки сейсмоприемников; б — симметричная расстановка с центральным
пунктом взрыва; в — фланговая система наблюдений для нагоняющих годографов
4.4.2.3. Методика полевых наблюдений МПВ
Замечательной особенностью метода преломленных волн является возможность при залегании слоистой толщи на полупространстве или однородном слое большой мощности преломленную от подошвы этой толщи волну наблюдать на таком расстоянии от источника, при котором она приходит к поверхности раньше всех других волн (в первом вступлении). Это свойство преломленных волн широко используют при решении инженерно-геологических и гидрогеологических задач, когда, например, необходимо найти положение границы, разделяющей рыхлые и консолидированные отложения или сухие и водонасыщенные.
Шаг между приемниками в МПВ выбирают из условия: Δx < v*Tвид/2, где Твид — видимый период регистрируемых импульсов. Величина Δx изменяется от 2–3 м при детальных исследованиях верхней части разреза до 100 м и более при изучении больших глубин. Поскольку преломленные волны всегда отличаются более низкочастотным спектром, чем отраженные, т. е. имеют большую длительность регистрируемых импульсов, в методе преломленных волн часто используют специальные низкочастотные сейсмоприемники. Длину приемной расстановки выбирают такой, чтобы надежно установить форму годографа преломленных волн. В зависимости от решаемых задач она может изменяться от десятков метров до 3–6 км (чтобы обеспечить регистрацию преломленных волн от целевых горизонтов в области первых вступлений).
Для гарантии того, что область наблюдений будет находиться за точкой пересечения годографов прямой и преломленной волн, профили МПВ следует планировать так, чтобы длина их примерно в 5–10 раз превышала требуемую глубину исследования, хотя реальная длина профиля, необходимая в каждом конкретном случае, зависит от распределения скорости по глубине. Требование увеличения длины профиля с ростом глубинности исследований в методе преломленных волн противоположно ситуации в стандартных исследованиях МОВ, где отражения от глубоких границ при падении волн, близком к направлению по нормали к границе, регистрируются на малых удалениях от источника.
При профилировании МПВ всех масштабов проблемы, связанные с обслуживанием профильных расстановок, возрастают при увеличении требуемой длины профиля. Следствием этих технических различий является широкое разнообразие систем наблюдений, применяемых на профилях МПВ. Так, при малоглубинных исследованиях строительных площадок с целью определения уровня грунтовых вод или кровли пород фундамента (в обоих случаях эти поверхности, как правило, являются хорошими преломляющими границами) обычно достаточна регистрация колебаний до удалений от источника около 100 м. При этом сейсмоприемники подсоединяются с помощью многожильного кабеля к переносной 24-канальной сейсмической станции. Простое устройство с падающим грузом (даже ручной молот, ударяющий по стальной плите) дает достаточную энергию для регистрации волн на таких коротких расстояниях. Преобладающая частота источника такого типа превышает 70 Гц, а требуемая точность снятия времен пробега волн составляет 1,0 мс. Подобные наблюдения могут с легкостью выполнять два оператора.
С другой стороны, глубинные сейсмические профили на суше для изучения глубинного строения земной коры обычно имеют длину 250–300 км. Вступления сейсмических волн необходимо регистрировать рядом независимо действующих сейсмических станций, которые принимают передаваемый по радио временной код для того, чтобы иметь общую привязку по времени для регистрируемых колебаний. Для передачи достаточной энергии на всю длину сейсмического профиля требуются источники энергии очень большой мощности, например, глубинные заряды (взрываемые в море или в озерах) или крупные взрывы в карьерах. Преобладающая частота сигнала от таких источников — менее 20 Гц, а требуемая точность измерения времен пробега сейсмических волн — около 20 мс. В проведении подобных экспериментов должны активно участвовать большие партии исследователей.