Содержание

Введение

Теоретическая часть

Ввод кинематических поправок

Расчет и коррекция исходных (априорных) кинематических поправок

Расчет кинематических поправок

Коррекция кинематических поправок

Определение кинематических поправок по профилю

Практическая часть

Параметры для процедуры NMO/NMI

Введение постоянного скоростного закона

Введение скоростного закона, предварительно сохраненного в базе данных проекта

Заключение

Список литературы

Введение

Сейсмическая разведка (сейсморазведка) является одним из ведущих геофизических методов исследования структуры, строения и состава горных пород. Сейсмические исследования земной коры являются общепризнанным способом ее изучения; в настоящее время сейсморазведка достигла весьма высокого уровня совершенства. Внутри нее сформировалось много различных направлений и модификаций, которые в силу сложившейся в геофизической литературе терминологической практики получили название методов. Общее число методов сейсморазведки весьма велико, однако, на производстве фактически широко используется лишь ограниченное их число.

Сейсмические методы широко используются при решении задач региональной геологии, поисках и разведки различных твердых полезных ископаемых, при выполнении разнообразных инженерно-геологических изысканий. Однако особенно широко и эффективно сейсморазведка используется при поисках и разведке месторождений нефти и газа.

Возможность использования сейсмической разведки для решения вышеперечисленных задач основана на том факте, что разные горные породы, как правило, имеют различные скорости распространения упругих волн. Такое различие в скоростях распространения упругих волн, в сочетании с дифференциацией горных пород по другим физическим свойствам (плотности, пористости и др.), создает приятные предпосылки для возникновения на границах разных геологических образований процессов отражения и/или преломления упругих волн. В соответствии с названием этих процессов в сейсморазведке существует два основных метода — метод отраженных волн (МОВ) и метод преломленных волн (МПВ).

Метод отраженных волн основан на изучении особенностей распространения упругих волн, отразившихся от границы раздела двух геологических слоев, различающихся по своим физическим свойствам. Измеряя времена пробега упругой волны от источника до нескольких точек наблюдения на поверхности земли, в процессе последующей обработки этих данных можно получить представление как о пространственном положении отражающей границы (глубине ее залегания, угле наклона и т.д.), так и о некоторых свойствах среды, лежащей выше отражающей границы.

Основным современным вариантом реализации МОВ является метод общей глубинной точки (МОГТ), предложенный в США в 1950 г. У. Г. Мейном. Его основой являются: сложные системы многократных перекрытий, сортировка исходных трасс в сейсмограммы ОГТ по принципу принадлежности их к общей средней точке (середина расстояния источник — приемник), расчет и ввод статических и кинематических поправок, последующее суммирование трасс сейсмограмм ОГТ в одну суммотрассу для каждой общей средней точки. Полученная совокупность суммотрасс для общих средних точек представляется главный результат МОГТ — временной разрез МОГТ.

Принципиальные достоинства МОГТ заключаются в том, что в процессе получения временных разрезов существенно ослаблены как регулярные (кратные и обменные), так и нерегулярные волны-помехи. Обработка данных МОГТ выполняется на ЗВМ по сложным и разветвленным графам, что представляет высокие требования к быстродействию и памяти используемых ЭВМ.

Процедура ввода кинематических поправок решающим образом влияет на качество суммирования и, следовательно, на качество получаемых временных разрезов. Априорная информация о разрезе, необходимая для введения кинематических поправок, всегда известна лишь приближенно. Поэтому на последующих этапах обработки возникает необходимость проведения коррекции вводимых кинематических поправок.

В данной курсовой работе рассмотрены этапы ввода и коррекции кинематических поправок в системе RadExPro.

Теоретическая часть

Ввод кинематических поправок

Как уже говорились выше, отраженная от границ волна подходит к приемникам в моменты времени, зависящие от удаления приемника от источника. Эти временные задержки корректируются таким образом, чтобы времена прихода отраженной волны на всех трассах стали одинаковыми и равными двойному времени пробега, которое наблюдалось бы на трассе с нулевым удалением (т.е. при совмещенном положении приемника и источника).

Нежелательный побочный эффект ввода кинематических поправок проявляется в деформации (растяжении) сейсмического сигнала. В результате ввода этих поправок все дельта-импульсы, соответствующие коэффициентам отражения, должны сдвинуться на свои правильные времена для нулевого удаления. Вообще говоря, величина требуемого сдвига непрерывно меняется от отсчета к отсчету вдоль трассы в соответствии с формулой расчета кинематической поправки. На реальных трассах вместо дельта-импульсов присутствуют сейсмические волновые импульсы, в отсчеты которых при вводе кинематических поправок вносятся разные временные сдвиги. В результате, как показано на рис. 1, форма импульса искажается. Этот эффект становится ярко выраженным при большой скорости изменения кинематической поправки (величина самой поправки здесь роли не играет) и обычно проявляется на больших удалениях и малых временах. Локальные зоны растяжения наблюдаются иногда и на больших временах при резком скачке скорости.

Как видно на рис. 1, кинематические поправки нельзя округлять до целого числа отсчетов, не рискуя недопустимо исказить форму импульса, т. е. здесь необходима интерполяция. Важную роль играет качество интерполяции, особенно на тех участках, где ввод кинематических поправок приводит к сильному растяжению импульсов.

Рис. 1. Искажение сигнала при вводе кинематических поправок — фрагмент трассы до (а) и после (б) ввода поправок.

Растяжение временной шкалы при вводе кинематических поправок накладывает ограничения на минимальное время регистрации отражений от дна и мелких границ. Эти ограничения зависят от применяемой системы наблюдений. Так, при обычной глубине сейсмической приемной косы и удалении от источника 250 м отражения с двойными временами пробега, меньшими 200-300 мс, для интерпретации будут практически непригодны. Недостоверными будут как времена, так и форма таких отражений. Кстати, это может происходить и по другим причинам, например ввиду преобладания энергии преломленных или прямых волн, а также из-за больших углов подхода волн к приемной группе. При использовании приемной косы с высокой разрешающей способностью при удалении 50 м от источника отражения со временами прихода больше 30 мс обычно не искажаются.

Растяжение импульса, отраженного от неглубокого дна, оказывается наиболее сильным в случае, когда придонный слой характеризуется высокой скоростью и скорость суммирования быстро растет с глубиной. Чтобы на разрезе не искажалась конфигурация дна и придонных границ, задают заведомо завышенную скорость суммирования. Для защиты от подавления неглубоких отражений при суммировании с помощью мьютинга сокращают кратность суммирования в этой зоне до единичной. Такой компромиссный подход дает в результате правильную картину пространственного расположения структурных особенностей, но неправильную их привязку по времени.