4.5.1. Интерпретационные модели в сейсморазведке
4.5.3. Обработка и интерпретация данных метода отраженных волн
* * *
Под обработкой сейсмических данных понимают совокупность операций, проводимых в определенной последовательности по каждой сейсмотрассе или группе сейсмотрасс с целью максимального подавления регулярных и нерегулярных помех и наиболее полного выявления кинематических и динамических характеристик изучаемых волн.
В процессе сейсмической интерпретации из множества зарегистрированных на сейсмограммах волн выделяют однократные отраженные или преломленные волны, и по кинематике и динамике этих волн изучают распределение скорости и некоторых упругих параметров в толще пород как по глубине, так и в плане. В процессе геологической интерпретации результатов сейсмической интерпретации получают геологическое истолкование — привязку к данным бурения, геологического картирования, тектоническим условиям района исследования. Выделенные по различию в скоростях распространения упругих волн интервалы внутри исследуемой толщи отождествляют с породами того или иного состава и возраста, а также с теми или иными изменениями в свойствах пород одного состава или возраста.
В настоящее время, когда сейсмические материалы обрабатывают с использованием мощных ЭВМ, собственно обработка и сейсмическая интерпретация переплетаются настолько тесно, что разделение этих этапов в ряде случаев теряет смысл.
4.5.1. Интерпретационные модели в сейсморазведке
Положение отражающих и преломляющих границ и распределение скоростей тех или иных волн в изучаемой толще по сейсмическим данным изучают путем решения обратной кинематической задачи сейсморазведки. Как и для обратных задач геофизики вообще, решение обратной задачи сейсморазведки возможно лишь в рамках некоторых априорных предположений относительно строения и свойств исследуемой среды. Систему таких предположений, включающую в себя эмпирические данные и известные физические закономерности, контролирующие образование отложений и формирование их свойств, используют при создании сейсмогеологической модели среды. В такой модели вместо реальных геологических объектов присутствуют среды, описываемые только набором упругих параметров и законом их изменения в пространстве модели — по глубине и в плане.
В сейсморазведке MOB наибольшее распространение получила модель среды с вертикальной изменчивостью упругих свойств, т. е. по глубине, при постоянстве ее в плане. Модели этого типа подразделяют на два класса: с непрерывным изменением скорости по глубине и со скачкообразным. При этом границы раздела между слоями с различными упругими свойствами принимаются локально плоскими. Применимость модели слоистой толщи с локально плоскими отражающими границами основывается на следующих положениях.
1. Длина приемной расстановки в методах отраженных волн обычно не превышает 3000 м. Следовательно, предположение о неизменности упругих свойств в горизонтальном направлении носит локальный характер и должно выполняться на участках профиля, размеры которых не превышают 3000 м. За редким исключением такое предположение согласуется с реальными геологическими условиями.
2. В методе ОПВ точка отражения перемещается по отражающей границе на расстояние, не превышающее половины длины приемной расстановки, а в методе ОГТ — либо остается на одном и том же месте границы, либо перемещается на незначительные расстояния, если граница имеет наклон. Следовательно, в кинематическом отношении границу можно считать плоской, если она мало отличается от плоскости на локальных участках, размеры которых не превышают половины длины расстановки для ОПВ.
3. С точки зрения динамики отраженных волн реальную границу можно считать плоской, если она является плоской в окрестности точки зеркального отражения. Размер этой окрестности определяется первой зоной Френеля преобладающей частоты сейсмического сигнала, т. е. зависит от спектрального состава сигнала и глубины залегания границы.
4. Слоистый характер геологических отложений предполагает скачкообразное изменение упругих свойств на границах между слоями, и при мощностях слоев около десятков метров и меньше вполне оправдано предположение о неизменности упругих свойств в пределах каждого из пластов.
Модель с непрерывным изменением упругих свойств по глубине оказывается необходимой для описания мощных толщ однородного состава, когда необходимо учитывать возрастание горного давления или закономерное изменение литологических свойств. К этой же модели приходится обращаться и тогда, когда отложения представлены системой тонких слоев, упругие свойства которых медленно изменяются с глубиной. Незначительное различие в свойствах соседних слоев и их малая по сравнению с используемыми в сейсморазведке длинами волн мощность не позволяют отличить такую толщу от среды с непрерывным изменением упругих свойств.
В методе преломленных волн, в отличие от метода отраженных, изучаемые волны основной путь проходят по направлениям, близким к горизонтали, вдоль преломляющей границы. Предположение о том, что преломляющая граница на всем интервале приемной расстановки является плоской, справедливо далеко не всегда. Поскольку в МПВ изучается скорость распространения волн вдоль той или иной границы, а не эффективная скорость, менее чувствительная к изменчивости скорости в отдельных пластах, интерпретационные модели для МПВ должны учитывать как возможную криволинейность преломляющих границ, так и изменчивость скорости в породах под преломляющей границей по горизонтали.
Основная цель цифровой обработки сейсмических данных на ЭВМ — улучшение соотношения «сигнал/помеха», т. е. выделение и усиление полезного сигнала одновременно с ослаблением поля помех. Применение ЭВМ не только автоматизирует многие ранее известные способы обработки, но и позволяет реализовать новые способы, а также обеспечивает успех ранее неосуществимых приемов полевых наблюдений. Однако это вовсе не снижает роль геофизика в обработке информации: выбор оптимальной последовательности процедур и параметров обработки, принятие решений и окончательная интерпретация данных всегда остаются задачей геофизика-обработчика.
В процессе обработки данных MOB и МПВ полевые записи подвергаются, прежде всего, частотной фильтрации, а также различным процедурам выравнивания амплитуд волн в пределах сейсмотрассы. Последнее необходимо из-за того, что динамический диапазон регистрируемых волн в тысячи раз превышает динамический диапазон регистратора, осуществляющего визуализацию сигналов.
Частотный диапазон регистрируемых в сейсморазведке сигналов простирается от 10–25 до 120–150 Гц. Из этого диапазона с помощью фильтров можно выбирать поддиапазоны, например, 15–60; 25–80 Гц и т. д. При каждой полосе пропускания частотного фильтра получают соответствующую отфильтрованную сейсмограмму. Набор таких сейсмограмм сравнивают между собой и выбирают такую полосу пропускания, при которой наилучшим образом прослеживаются интересующие интерпретатора волны.
Выбором параметров процедур, сглаживающих динамический диапазон зарегистрированных сигналов, добиваются того, чтобы записи на сейсмограмме сохраняли особенности формы импульсов отдельных волн и давали представление об их сравнительной интенсивности. Анализируя результаты обработки с различными параметрами регулировки амплитуд, интерпретатор выбирает наилучший вариант для дальнейшей работы.
Сейсмограммы, полученные при каждой позиции приемной расстановки на профиле, располагаются последовательно друг за другом так, что образуется монтаж, позволяющий прослеживать волны на всем профиле. Прослеживание преломленных, отраженных или рефрагированных волн, связанных с одной и той же границей или толщей, называют корреляцией. Корреляция основывается на том, что в плоскости (t, х) каждой сейсмограммы времена вступления, форма и интенсивность соответствующих волн мало изменяются, если расстояние между пунктами приема мало. Это позволяет не только выделить волны одной природы, но и определить временнЫе сдвиги между волнами, зарегистрированными на различных каналах, путем измерения временнЫх сдвигов между одними и теми же характерными точками импульсов излучаемых волн — положительными или отрицательными экстремумами, переходами через нуль и т. п. Истинные времена прихода определяют при введении поправок за вступление ΔtВСТ (рис. 4.26). По каждой сейсмограмме может быть построено несколько годографов отраженных или преломленных волн, соответствующих различным границам внутри слоистой толщи.
Рис. 4.26. Пример корреляции волн по различным фазам или характерным экстремумам
Вынесенные на плоскость (t, x) годографы, построенные для всего профиля, образуют сводные годографы, по которым изучают прослеживаемость волн вдоль профиля и проверяют надежность отождествления волн по выполнению принципа взаимности. Этот принцип утверждает, что если поменять местами источник и приемник, то время пробега однотипных волн не изменится, независимо от того, является ли волна отраженной или преломленной.
4.5.3. Обработка и интерпретация данных метода отраженных волн
Обработка данных МОВ-ОГТ — это сложный и многоступенчатый процесс, в результате которого все сейсмотрассы сейсмограммы ОГТ заменяют одной новой сейсмотрассой, на которой однократные волны преобладают по интенсивности над многократными и всеми другими видами нерегулярных и регулярных волн-помех. Все операции с исходным сейсмическим материалом выполняются на ЭВМ с помощью специализированных обрабатывающих программных комплексов. Процесс обработки сейсмических материалов МОВ систематически контролируется специалистом-геофизиком, который анализирует промежуточные материалы, выбирает и задает машине окончательные параметры обработки.
Конечным результатом машинной обработки сейсмических материалов метода отраженных волн является сейсмический временной разрез, аналогичный геологическому разрезу. На таком разрезе видны основные отражающие границы, их конфигурация, степень контрастности упругих свойств контактирующих слоев (рис. 4.27). По горизонтали откладываются расстояния от начала профиля, для которого строится сейсмический разрез. По вертикали на временнОм разрезе в выбранном масштабе откладываются времена пробега отраженных волн от земной поверхности до отражающих границ и обратно.
Рис. 4.27. Временной разрез в районе развития солянокупольной тектоники
Однако сейсмический временной разрез не совпадает с глубинным, на котором расстояние до границ измеряют по вертикали между точкой наблюдения и границей. На последней стадии обработки временнЫх сейсмических разрезов проводят операцию миграции — сложную и трудоемкую математическую обработку, в результате которой получают глубинный сейсмический разрез. На этом разрезе отраженные волны с индивидуальными динамическими характеристиками оказываются помещенными на истинных глубинах и в истинных точках отражающей границы.
На временнЫх и глубинных сейсмических разрезах аналогом отражающих горизонтов являются оси синфазности волновых пакетов, зарегистрированных на сейсмограммах в результате прихода однократно отраженных волн (см. рис. 4.27). Чтобы временнЫе и глубинные сейсмические разрезы наиболее выразительно отображали характер залегания отражающих границ раздела, находящихся в толще осадочных горных пород, необходимо в процессе обработки максимально усилить четкость записи обычных отраженных волн и максимально подавить либо ослабить различные волны-помехи, на фоне которых регистрируется приход обычных отраженных волн.
Для максимально точной характеристики геологических разрезов сейсмическими разрезами в процессе обработки материалов необходимо учесть и исключить влияние на величины t и Н неоднородностей строения горных пород, покрывающих отражающие границы раздела, и обусловленных этим изменений скоростей распространения в них упругих волн.
Наблюдения по сети пересекающихся профилей, покрывающих площадь, позволяют построить структурные карты по отражающим границам и каждый из интервалов между парой границ охарактеризовать скоростью продольных или поперечных волн или той и другой одновременно (так называемой интервальной скоростью). Поскольку интервальные скорости определяют для каждого положения приемной установки на профиле, то внутри выделенных интервалов глубин можно проследить также изменение скорости вдоль профиля и между профилями, т. е. вообще в плане. Изучение изменения интервальной скорости вдоль профиля дает информацию об изменчивости свойств пород в указанном интервале времен регистрации или глубин.
В результате полной обработки данных метода ОГТ в распоряжении интерпретатора-сейсморазведчика и геолога оказываются следующие данные.
1. Система временнЫх и глубинных разрезов по всей изучаемой площади, на каждом из которых прослежено несколько опорных отражающих границ.
2. Определенные по результатам скоростного анализа значения эффективных скоростей в каждой точке наблюдения на профилях.
3. Вычисленные значения интервальных скоростей для каждого интервала между отражающими границами.
4. Вычисленные для некоторых интервалов значения коэффициента поглощения.
5. Значения амплитуд отраженных волн или условные коэффициенты отражения.
Используя эти данные, можно определить, как изменяются эффективные и интервальные скорости в зависимости от глубины до отражающей границы и планового положения точки наблюдения на изучаемой площади. Изучение распределения указанных сейсмических параметров по глубине и в плане и сопоставление их с данными скважинных исследований и геологическими представлениями и фактами составляет основу прогнозирования геологического разреза (ПГР).
В процессе такого комплексного анализа материалов МОВ-ОГТ и результатов других исследований (в первую очередь геофизических исследований скважин) сейсмические характеристики используют для определения состава, строения, условий осадконакопления, типа испытанных отложений, их изменений, возраста и, в конечном счете, истории развития района. При поисках нефти и газа этот подход составляет основу метода прямых поисков, при котором непосредственно указывается, в каком интервале глубин и где на площади имеются скопления углеводородов и оконтуриваются обнаруженные залежи.
4.5.4. Интерпретация данных метода преломленных волн
Во многих геологических ситуациях преломляющие границы в разрезе можно аппроксимировать плоскими поверхностями в пределах линейных профилей МПВ. В таких случаях обычно считают, что наблюденные годографы соответствуют серии плоских слоев, и путем их анализа определяют глубины и углы наклона отдельных плоских преломляющих границ.
Для плоской преломляющей границы годограф преломленной волны задается соотношением (см. 4.2.2):
где v1 — эффективная скорость в покрывающей толще; H1 — эффективная глубина под пунктом возбуждения в точке профиля 1; φ — угол наклона границы; v2 — скорость в породах, залегающих ниже преломляющей границы (см. рис. 4.23). Будем считать, что ниже преломляющей границы однородные отложения занимают все полупространство. Как известно (см. 4.2.2), кажущаяся скорость, определяемая по такому годографу, определяется как:
.
Поскольку угол наклона (φ) неизвестен, по найденному значению v* найти v2 невозможно. Необходимо иметь еще один годограф. Для этого при неизменном положении приемной расстановки наблюдения ведут при возбуждении с двух флангов, получая систему встречных годографов.
Для прямого и встречного годографов при расстоянии между пунктами наблюдения (l) можно записать:
где H1, H2 — эхоглубины под первым и вторым пунктами возбуждения соответственно. Используя выражения (4.33) и (4.34), найдем кажущиеся скорости 
и 
:
Поскольку 
, 
и v1 известны,
Два уравнения с двумя неизвестными позволяют найти φ и i:
Тогда скорость v2 = v1/sin i.
При малых углах наклона, когда φ << 1, cos φ ≈ 1, имеем:
Эхоглубины под пунктами возбуждения 1, 2 будут равны:
где t01, t02 — времена, отсекаемые на оси времен при продолжении соответствующих годографов до пересечения с этими осями. По известным t0 и v1 в интервале между пунктами возбуждения устанавливают положение преломляющей границы.
Если поверхность, разделяющая однородное полупространство и слой, не плоская, но из геологических данных либо скважинных наблюдений известно, что скорости волн в отложениях мало изменяются, годограф преломленных волн не будет прямолинейным. Угол наклона годографа в произвольной его точке определяется, как и прежде, соотношением (4.29). Значение v1 при сделанных предположениях относительно постоянства скорости в отложениях необходимо также считать постоянным, а угол наклона φ будет функцией от х.
Проводя наблюдения по системе встречных годографов, при такой длине приемной расстановки, когда в ее пределах границу можно считать плоской, для каждого пункта возбуждения будет определена эхоглубина, и, таким образом, положение преломляющей границы будет найдено вдоль всего профиля наблюдения.
Если из геологических данных известно, что преломляющая граница плоская и скорость в слое не изменяется, то непрямолинейность годографа преломленных волн будет указывать на изменение скорости в нижележащих отложениях. Такая ситуация может возникнуть, если, например, коренные породы, залегающие под слоем молодых отложений, изменены под действием каких-либо факторов (трещиноватость, кавернозность, вещественный состав). Изучая значения v2, можно выделить зоны с различными значениями скорости и затем связать их с определенным состоянием коренных пород. При этом фактически картируют коренные породы, залегающие под слоем рыхлых отложений. Точно так же можно проследить смену состава пород на больших глубинах в земной коре, выделить области развития гранитов или базальтов и т. п.