Билет 23.

1. Синтез площадных систем наблюдений.

1. Шаг сети средних точек рассчитывается исходя из требований уверенной корреляции трасс, т.е. времена прихода волн на соседних трассах не должны различаться больше чем Т/2 или:

Расхождение м/у точками ОГТ:

α - интервал сетки ОГТ; δх - расстояние между ПП; f max - максимальная частота спектра;

V_cp - средняя скорость в покрывающей толще; Α _mах максимальный угол наклона границ.

V_cp= 3000 м/с, α _mах до 30°, f_max= 30 Гц, получим:

(сеть 50x50 или 25x50, ΔПП(δх) - 50 м, ΔПВ(δу) -100 м).

2. Кратность выбирается 12-24-48 (на основании рас­чета сигнал-помеха).

Для перехода на кратность 12 или 48 сгущают или раз­режают шаг линий взрывов ΔХ. Расчет кратности: N=(a*k*Ac)/(B*Aп)

N – кратность прослеживания, а – необходимое превышение сигнала над помехой, к – коэффициент учитывающий изменение условий взрыва и приема, B – коэффициент характеризующий степень подавления помех.

3. Максимальное удаление ПП-ПВ выбирается как функция от глубины исследования.(Обычно 0,6-0,9 от глубины залегания целевых горизонтов). На больших удалениях не получается высокочастотных компонент, так как среда низкочастотный фильтр (для западной Сибири – 4 км.)

4. Расстояние между линиями приема выбирается из особенностей регистрирующей аппаратуры (в примере -300 м). Выбирается исходя из минимизации эффекта фут-принт. Появляется фут-принт после выноса в 300 м.

5. Для расчета основных соотношений, определяющих кратность перекрытий по осям X и Y, используются форму­лы Мешбея В.И.

1) Число источников на линии возбуждения. Максимальное удаление не должно превышать 3 км от самого дальнего ПП до самого дальнего ПВ.

m_y - число источников на линии возбуждения, W - число линий приема, n_у - кратность перекрытия по оси у, k - целое число (к= W-n_y ), Δу - шаг линий приема, δу - шаг между ПВ на линии возбуждения.

 

2)Шаг линий взрывов:

,

где dх – шаг ПП на линии приёма; n_х – кратность перекрытий по оси х; m_x – число точек приёма на каждой линии приёма.

3) Кратность перекрытия по площади:

.

В России наиболее распространён пакет проектирования MESA. Основные критерии при оценке оптимальности системы наблюдений: равномерность распределения поля кратности по площади, удалений и азимутов в бине и в ряду бинов, соответствие шага сети точек исследований и удалений изучаемым объектом и др.

Шаг квантования должен соответствовать изучаемым объектам. ПВ-ПП должно соответствовать глубине залегания, иначе затруднительно сделать скоростной анализ.

2. Электромагнитные свойства горных пород, их математическая связь с напряженностями электрического и магнитного поля.

1) Удельное электрическое сопротивление – сопротивление 1м³ породы постоянному току, протекающему от одной грани куба к другой.

закон Ома (в изотропных средах) .

2) Магнитная проницаемость μ – свойство вещества концентрировать или рассеивать поток магнитной индукции вследствие явления поляризации, т.е. упорядоченной ориентации магнитных моментов вещества.

Поскольку магнитное взаимодействие происходит в поляризующейся среде, плотность потока магнитной индукции В (плотность силовых линий поля) является результирующим вектором:

; μ₀=4π·10^-7 Гн/м, μ_r – относительная магнитная проницаемость, χ_H – магнитная восприимчивость,

- намагниченность (вектор намагниченности).

3) Диэлектрическая проницаемость ε - свойство вещества концентрировать или рассеивать поток электрической индукции вследствие явления электрической поляризации, т.е. упорядоченной ориентации связанных зарядов, на которые воздействует внешнее электрическое поле:

; ε₀=10^-9/36π Ф/м, ε_r – относительная диэлектрическая проницаемость, χ_Е – диэлектрическая восприимчивость

- интенсивность поляризации.

3. Сейсмические комплексы (СК) осадочного чехла Западной Сибири. (юрские отложения)

По данным сейсморазведки, в составе юрских отложений (интервал ОГIa-ОГБ) выделяется 6 сейсмических комплексов: Ia-Т¹₄(Т₅), Т¹₄(Т₅)-Т₄, Т₄- Т₃, Т₃- Т₂, Т₂- Т₁, Т₁- Б. Отражающие горизонты, картирующие границы СК, имеют различный характер динамической выразительности и прослеживаемости в разрезе осадочного чехла Западной Сибири.

В целом юрские отложения в центральных, а тем более в северных районах Западной Сибири изучены весьма слабо из-за низкой освещенности бурением средней и нижней частей их разреза.

СК ОГIa-Т¹₄(Т₅) прослеживается только в Северной сверхглубокой депрессии, включая низовья р. Таз, Гыданский и Тазовский полуостров. Подошва и кровля СК не вскрыты бурением. ОГIa (подошва СК) имеет устойчивую динамическую выразительность. Внутренняя структура СК характеризуется наличием протяженных, прослеживающихся на больших площадях, динамически выраженных отражений, согласных с кровлей (ОГТ¹₄) и подошвой (ОГIa).

Особенностью ОГТ₅ является его высокая динамическая выразительность. Он по интенсивности и частоте сейсмической записи соизмерим с ОГБ. По аналогии с ОГБ ОГТ₅ может быть приурочен к аналогичному баженовскому конденсированному покрову и картировать глинистую высокобитуминозную пачку толщиной в десятки метров.

Отмеченные особенности СК ОГIa- ОГТ₅ позволяют предполагать, что он отражает в волновых полях осадочные толщи, накопившиеся в начальный этап юрской глобальной трансгрессии, который был приурочен к самым глубоким погружениям фундамента Зап. Сибири. Мощность СК ОГIa- ОГТ₅ варьирует от 0 до 1 км.

Осадки, которым соответствует СК ОГТ₅-ОГТ₄, в полном стратиграфическом объеме прослеживаются лишь в пределах северной сверхглубокой депрессии. При выклинивании ОГТ₅ по схеме подошвенного налегания к ОГА СК прослеживается в интервале ОГА- ОГТ₄. ОГТ₄ приурочен к тогурскому глинистому маркирующему горизонту-максимальной фазе раннетоарской глобальной трансгрессии. ОГТ₄ обладает выраженной амплитудной записью и имеет значение опорного в депрессионных частях северных районов Зап.Сибири. В прибортовых частях геосинеклизы, а также в южном направлении, в зонах уменьшения мощностей нижней юры и изменения литологического состава вмещающих тогурскую пачку пород ОГТ₄ теряет динамическую выразительность, становится неустойчивым по амплитудно-частотным характеристикам, интерферирует и прекращает прослеживаться, несмотря на то, что тогурская пачка уверенно выделяется в разрезах скважин.

На севере Западной Сибири в интервале ОГТ₅-ОГТ₄ преобладают субпараллельные или слаборасходящиеся оси синфазности различной степени интенсивности. В южном направлении с уменьшением мощности СК динамическая выразительность отражений ухудшается, появляется нестабильная запись с разрывом в корреляции. В центральных и южных районах Зап. Сибири СК ОГА-ОГТ₄ отличается прерывистым распространением, контролирующимся отрицательными палеоформами доюрского основания, расположенными между эрозионно-тектоническими грядами. Мощность СК ОГТ₅(А)-ОГТ₄ достигает 1000 м. (Крайний Север).

Сейсмический комплекс ОГТ₄(А)-ОГТ₃ связан с отложениями тоарского яруса нижней юры. ОГТ₃ приурочен к радомской глинистой пачке (низы ааленского яруса). В северных районах Зап.Сибири, т.е. в районах, где ОГТ₄ динамически ярко выражен и легко прослеживается на большие расстояния, ОГТ₃ либо не следится, либо его корреляция представляет большие трудности и не всегда однозначна.

При отсутствии в районах севера Западной Сибири ОГТ_3, целесообразно выделять здесь сейсмокомплекс ОГТ₄-ОГТ₂ (тоарский, ааленский, низы байосского ярусов). ОГТ₂ приурочен к баграсской трансгрессивной глинистой пачке. Баграсская глинистая пачка в центральных районах Западной Сибири контролирует песчаные пласты Ю_7-9. На Крайнем севере внутренняя структура сейсмослоистости СК ОГТ₄-ОГТ₂ резко отличается от центральных и южных районов. В погруженных зонах Ямало-Гыданской синеклизы ОГ внутри СК представлены высокоамплитудными субпараллельными осями синфазности. (рис.8.13.а). На севере Западной Сибири закартированы косослоистые, склоновые, каналовые сейсмофации. Широкое развитие имеют пологоклиноформные ОГ с вертикальными амплитудами до 100-150 м.

СК Т₄-Т₂ (тоарский, ааленский, низы байосского ярусов) развит практически повсеместно в северных и центральных районах плиты. В Среднем Приобье при отсутствии ОГТ₄ этот комплекс снизу ограничен ОГА. Мощность комплекса варьирует от 1000 м. До 100-150 м в центральных областях.

Южнее широты Надым-Уренгой в волновом сейсмическом поле юрских осадков между ОГТ₄ и ОГТ₂ появляется ОГТ₃, который тяготеет к радомской глинистой пачке и качественно отражает кровлю нижнеюрских образований. В связи с этим в центральных районах Западной Сибири необходимо в интервале ОГТ₄(А)-ОГТ₂ выделять два СК: ОГТ₄(А)-ОГТ₃ и ОГТ₃(А)-ОГТ₂.

СК ОГТ₄(А)-ОГТ₃ характеризует в волновом сейсмическом поле тоарские осадочные образования нижней юры. В сводах крупных положительных структур ОГТ₃ выклинивается.

Для волновой картины СК ОГТ₄(А)-ОГТ₃ характерно наличие отражений с переменно-амплитудными субпараллельными осями синфазности (рис.8.13.б), переходящими в хаотичные, холмистые, линзовидные (рис.8.13.в-е) либо с бугристым рисунком записи (рис.8.13.е) сейсмофации.

СК ОГТ₃(А)-ОГТ₂ (отложения ааленского яруса) в пределах впадин и прогибов перекрывает СК ОГТ₄(А)-ОГТ₃, а на склонах и сводах поднятий Среднего Приобья несогласно залегает на доюрских образованиях. Общую волновую картину СК образуют 4-5 отражающих горизонта различной протяженности. Наиболее протяженные и субпараллельные ОГ, включая Т₂, прослеживаются в крупных структурных понижениях.

СК ОГТ₂-ОГТ₁ (байосский-батский ярусы среднеюрских осадков) имеет форму покрова и повсеместно развит в пределах северных и центральных районов плиты, ОГТ₁ тяготеет к разделу средней и верхней подсвит тюменской свиты и следится вблизи подошвы пласта Ю₄. Мощность СК изменяется от 700-800 м. на севере до 100 м и менее в западных и южных частях Зап.Сибири. Основное отличие интервала ОГТ₂-ОГТ₁ от СК ОГТ₄-ОГТ₂ в северных районах сводится к увеличению площади развития сейсмофаций с параллельно слоистой высокоамплитудной записью и сокращению площади развития сейсмофаций с нестабильной хаотичной записью. Внутренняя структура СК на севере представлена 4-5 осями синфазности протяженностью 25-30 км преимущественно высокой и средней интенсивности. При движении с севера на юг амплитудная выразительность осей синфазности ослабевает, появляются многочисленные разрывы в корреляции. В основании СК отмечаются прекращения прослеживания отражений типа подошвенного налегания и эрозионного среза.

ОГТ₁ по динамической выраженности является крайне неустойчивым. В связи с сокращением мощности верхнеюрских осадков ОГТ₁ при движении с востока на запад приближается к вышезалегающей границе ОГБ, интерферирует с ней и прекращает прослеживаться.

СК ОГТ₁-ОГБ (батские-кимериджские отложения) имеет характер покрова полого-клиноформного строения. Мощность толщи при движении с востока на запад на севере постепенно сокращается от 400-500м до 20-50 м, в центральной части плиты от 200-250 м до 20-50 м, т.е. становится меньше разрешающей способности сейсморазведки. (рис.8.8). Кровлей комплекса является подошва битуминозных глин баженовской свиты (волжский ярус). ОГТ₁ не совпадает с кровлей тюменской свиты, а находится ниже ее на десятки, в некоторых районах на сотни метров. ОГТ₁, по данным Нежданова, приурочен к границе верхней и средней подсвит тюменской свиты и следится вблизи подошвы пласта Ю₄. ОГТ₁ динамически не устойчив и регионально не прослеживается. В кровле тюменской свиты спорадически прослеживается ОГТ. При сокращении в западном направлении мощности верхней юры сначала ОГТ, а затем и ОГТ₁ интерферирует с нижней осью синфазности ОГБ и прекращает следиться.

Так как ОГТ₁ прослеживается на 50-150 м ниже кровли тюменской свиты, то СК ОГТ₁-ОГБ кроме морских и прибрежно-морских отложений верхнеюрского возраста (абалакская, васюганская, георгиевская свиты и их аналоги) соответствуют верхи континентальных отложений тюменской свиты. На востоке региона шириной от 100 до 200-250 км прослеживается сейсмофация с полого-клиноформным рисунком записи (рис.8.13.д).

Наличие несогласий внутри данной сейсмофации свидетельствует о сменах режимов осадконакопления. Вслед за уменьшением мощности комплекса Т₁-Б в западном направлении сейсмофация с полого-клиноформным строением постепенно переходит в сейсмофацию с параллельно-слоистым рисунком записи. Мощность данной сейсмофации с востока на запад уменьшается от 100-150 м до первых десятков метров. Сопоставляется она с морскими глинами абалакской свиты. В нижней части сейсмокомплекса Т₁-Б фрагментарно прослеживаются сейсмофации, характерные для континентальных отложений средней юры, т.е. для сейсмических комплексов ОГТ₃-ОГТ₂.