Математичне моделювання у сейсморозвідці

РефератДопомога в написанніДізнатися вартістьмоєї роботи

Діапазоні часів чи глибин під час вирішення стратиграфических завдань. 2. Стратиграфическое моделювання. Спочатку застосовувалося із єдиною метою отримати оцінку впливу покладів нафти і є, выклинивающихся верств, зон литолого-фациального заміщення та інших неоднородностей таких характеристики сейсмічної записи, за зміну амплітуд, спотворення вышезалегающих горизонтів, зміна полярності, зниження… Читати ще >

Математичне моделювання у сейсморозвідці (реферат, курсова, диплом, контрольна)

Лекция 1.

МЕТОД МАТЕМАТИчЕСКОГО МОДЕЛИРОВАНИя ПОЛУчИЛ ПОШИРЕННЯ У СЕЙСМОРАЗВЕДКЕ ПРИБЛИЗНО З СЕРЕДИНИ 60-Х РОКІВ. ВИКОРИСТАННЯ СИНТЕТИчЕСКИХ СЕЙСМОГРАММ (СС), яВЛяВШИХСя РЕЗУЛЬТАТОМ РЕШЕНИя ОДНОМІРНОЇ ДИНАМИчЕСКОЙ ЗАДАчИ, МАЛО НАСТУПНИЙ МЕТИ:. аналіз процесу формування поля що проглядали хвиль в тонкослоистой середовищі(. оцінку ролі багатократних хвиль у тому полі(. визначення сейсмічних ефектів, обумовлених зміною літології чи углеводородосодержания і др.

У це дозволило отримати важливі практики інтерпретації висновки у тому, які особливості та ознаки слід шукати на реальної сейсмозаписи щодо тієї чи іншої геологічного объекта.

Перехід до двумерному сейсмическому моделювання, т. е. до використанню синтетичних тимчасових розрізів (СЗР), означав непросто збільшення кількості синтезованих трас, а якісно нового рівня реалізації методу моделювання. Йдеться про яка відкрилася можливості застосування математичного моделювання у процесі інтерпретації даних сейсмічних наблюдений.

На початку 80-х склалася наступна класифікація видів сейсмомоделирования. 1. Структурне моделювання. Зазвичай таке моделювання здійснюється шляхом простежування променів, що дозволяє відтворити істинний шлях сейсмічних хвиль після перетину кордонів нашарувань, встановити точну зв’язок між часом і глибиною і зрозуміти причини своєрідного відображення певних структурних форм на часовому розрізі. З допомогою структурного моделювання не можуть вироблятися оцінка та облік впливу вышележащих товщ на кинематику сейсмічних хвиль в интересующем.

(перспективному) діапазоні часів чи глибин під час вирішення стратиграфических завдань. 2. Стратиграфическое моделювання. Спочатку застосовувалося із єдиною метою отримати оцінку впливу покладів нафти і є, выклинивающихся верств, зон литолого-фациального заміщення та інших неоднородностей таких характеристики сейсмічної записи, за зміну амплітуд, спотворення вышезалегающих горизонтів, зміна полярності, зниження швидкості, наявність і місцезнаходження дифрагированных хвиль. Структурні форми тут менш важливі, а пружні параметри гірських порід, навпаки, є дуже важливими і вирішальними. Останнім часом стратиграфическое моделювання успішно застосовується щоб виявити і підтвердження покладів вуглеводнів, визначення літології порід, пов’язаних із цими покладами, меж розповсюдження покладів та інших. 3. Моделювання сейсмічних швидкостей. Спочатку таке моделювання набуло поширення у зв’язки України із необхідністю оцінки кривизни що відбивають і проміжних кордонів Шотландії й локальних неоднородностей на полі сейсмічних швидкостей чи, інакше кажучи, для аналізу відхилень параметра VОГТ реальних швидкостей серед. Згодом було здійснено вдалі досліди використання цього виду моделювання як основи методів рішення зворотних кінематичних завдань для багатошарових середовищ з криволинейными межами розділу і з градиентами швидкостей в слоях.

З іншого боку, двовимірне сейсмомоделирование стало ефективно вживатись і на етапі обробки сейсмічної інформації на вирішення завдань, як:. розрахунок статичних і кінематичних поправок за умов неоднородностей у верхній частині розтину,. тестування нових программно-алгоритмических коштів,. синтез оптимальних графів обработки.

Загальні принципи інтерпретації даних сейсморозвідки з урахуванням математичного моделирования.

1 Системний аналіз проблеми інтерпретації даних сейсмічних наблюдений.

Відповідно до методологічним принципом підходу уявімо об'єкт нашого вивчення (процес інтерпретації даних сейсмічних спостережень) як цілісної системи взаємодіючих елементів (верхня частина рис. 1, а).

Будемо називати інтерпретацією даних сейсмічних спостережень процес побудови сейсмогеологической моделі, яка суперечить наявної апріорній інформації (наблюденному хвильовому полю, даним промисловій геофізики, геологічної інформації) і досвіду геофизика-интерпретатора. З цього визначення дещо важливих методологічних висновків: 1) процес інтерпретації є цілеспрямованим і а тому має бути керованим; 2) у процесі інтерпретації необхідно зіставляти наявну в момент сейсмогеологическую модель з апріорними даними (насамперед з наблюденным хвильовим полем) щодо аналізу їх суперечливості й знаходження способів її усунення; 3) через неможливість безпосереднього зіставлення таких різнорідних об'єктів, як сейсмогеологическая модель і наблюденное хвилеве полі процесі інтерпретації потрібно вирішувати пряму завдання, тобто. обраховувати хвилеве полі з сейсмогеологической модели.

Отже, математичне моделювання стає невід'ємною частиною технології интерпретации.

Конкретизуючи схему рис. 1, а, отримуємо схему інтерпретації даних сейсморозвідки з урахуванням математичного моделювання, подану на рис. 1, б. Вона містить операції шести уровней.

I рівень — одержання вихідної інформацією результаті геофізичних вимірів та збору апріорних геологічних данных.

II рівень — обробка і аналіз зазначеної інформації з різними цілями. Польові дані сейсморозвідки обробляються з одержання. годографов;. горизонтальних спектрів швидкостей чи графіків VОГТ;. остаточного тимчасового розтину, який має містити мінімум перешкод і спотворень і максимум об'єктивну інформацію про будову среды.

Дані промисловій геофізики обробляються головним чином заради отримання ефективної по сейсмічним критеріям одномірної сейсмічної моделі. Нарешті, найважливішу роль, визначальну далі всі наступні рішення геофизика-интерпретатора, грає попередньо вироблена гіпотеза — про будову розтину, не що суперечить які є геологічним представлениям.

III рівень полягає у створенні вихідної для итеративного процесу інтерпретації двумерной сейсмогеологической моделі чи моделі нульового наближення. Ця операція у принципі неформальна і вимагає максимального використання всієї доступною інформації I і II рівнів. А на цьому рівні виробляється вибір імпульсу, що моделює сейсмічний сигнал (моделювання сейсмічного сигнала).

На IV рівні щоб одержати модельних аналогів проміжних і остаточних результатів обробки польових даних сейсморозвідки вирішуються прямі завдання сейсморазведки.

V рівень — операції порівняння проміжних і остаточних результатів обробки зі своїми модельними аналогами, мають метою кількісну оцінку подібності між ними.

VI рівень у аналізованої схемою представляють процеси прийнять по корекції параметрів у випадку всіх операцій рівнів II-V. У частковості, при найменш «глибокої «зворотний зв’язок коригуються параметри сейсмомоделирования, т. е. сейсмогеологическая модель і модель імпульсу падаючої хвилі. Вихідними для прийняття таких рішенні є оцінки подібності («неузгодженості «), одержувані лише на рівні V.

2 Теоретичні питання автоматизованої інтерпретації даних сейсморазведки Лекция 2 ТАБЛИЦЯ 1. ВЛИяНИЕ ПАРАМЕТРІВ ДВУМЕРНОГО СЕЙСМОМОДЕЛИРОВАНИя.

НА ХАРАКТЕРИСТИКИ ОТРАЖЕНИЙ.

Способи побудови сейсмічних моделей геологічних сред.

Предметом нашого розгляду є такі хвильові поля, які утворюються в багатошарових середовищах від застосування джерела, збудливого переважно подовжні хвилі, спостереження що проглядали хвиль за досить малих кутках падіння до кордонів розділу та державній реєстрації лише вертикальних компонент усунення. При моделюванні таких хвильових полів досить ставити в шарах моделі такі параметри: швидкість поздовжніх хвиль Vp, щільність (і коефіцієнт поглинання поздовжніх хвиль (p. Поле поздовжніх що проглядали хвиль визначатиметься у разі лише даними параметрами, а розподіл параметрів поперечних хвиль нічого очікувати грати істотною ролі. У результаті припущення про малих кутках падіння хвилі на кордону розділу анізотропія швидкостей теж учитывается.

Найчастіше для побудови двовимірні моделей використовується інформація два види: високоточна, але розріджена площею геологогеофізична інформація по розвідницьким свердловин і менше точна, але більш щільна сейсмічна інформація між свердловинами. Перша дозволяє їм отримати достовірні оцінки фізичних властивостей розтину в окремих точках, т. е. побудувати одномірні моделі. З допомогою другий інформації здійснюється перехід до двовимірним моделям.

1 Побудова одномірних моделей.

Вихідна інформація, т. е. значення детальних швидкостей і плотностей, для побудови одномірних тонкослоистых моделей може бути отримана кількома способами: 1. За даними акустичного (АК), гамма-гамма (ГГК) чи гравітаційного каротажей після відповідної їх опрацювання; обробка АК зазвичай включає процедури обчислення швидкостей з урахуванням кавернометрии, корекції отриманих швидкостей по сейсмическому каротажу (СК), осреднения і др.;

ГГК дає відразу щільність, тому обробка його лише у осреднении. 2. За відсутності АК чи ГГК, і навіть за низького їхній якості акустичні властивості розтину прогнозуються з допомогою інших дуже поширених промыслово-геофизических характеристик: уявного опору ((k), інтенсивності первинного (ДК) і вторинного (НГК) гамма-випромінення та інших. 3. Для наближеного завдання акустичних параметрів тонких верств іноді використовуються нормальні чи узагальнені залежності швидкості і щільність від глибини для порід різної литологии.

З іншого боку, інформацію про детальному розподілі швидкостей і плотностей у межах може бути отримана за даними вивчення керна, проте ці дані варто використовувати лише у випадках, якщо виміру проводились умовах, близьких до пластовым.

Із перелічених способів перевагу слід віддати використанню даних АК і ГГК.

Осреднение даних АК і ГГК.

Багато даних АК, накопичене на сьогодні, підтверджує ставлення до тонкослоистой структурі реального швидкісного розтину. Практично всі осадові породи, за рідкісними винятками (чиста сіль, лід), мають тонкослоистую структуру з тим чи іншого ступенем швидкісної дифференциации.

Вихідні безперервні швидкісні і плотностные розрізи, які характеризуються високої детальністю, неможливо знайти ухвалюватимуть у ролі одномірних моделей, з яких подальшому доведеться побудувати двумерную модель. Тим чи іншим чином виробляється їх осреднение і його побудова максимально спрощеної однородно-слоистой (чи тонкослоистой) моделі середовища. У такій моделі представляється як серії тонких однорідних пластів, розділених межами першого роду. При побудові тонкослоистых моделей передбачається, що акустична неоднорідність, обумовлена внутрішньої мінливістю порід пласта, незначна проти межпластовой акустичної неоднорідністю, пов’язаного зі зміною літології чи типу насыщения.

Спосіб осреднения з порогом. Застосування її дозволяє їм отримати тонкослоистую модель як серії однорідних верств більшої потужності з порівнянню з вихідним розрізом. Усі межі у моделі видаються межами першого роду. Сутність алгоритму осреднения у цьому способі у тому, що у заданим (V — величині значимої швидкісної диференціації і ((min — мінімальної тимчасової потужності верств з розтину виключаються тонкі верстви, час пробігу у яких (ti < ((min, об'єднуються верстви з номерами і і i-1, якщо різниця швидкостей у яких задовольняє условию.

|Vi — Vi-1| ((V.

Значення швидкістю об'єднаному шарі обчислюється як середнє з Vi і Vi-1. Граничне значення стрибка швидкості (V не завжди однаковий до різних частин разреза.

Змінюючи (V, можна змінювати число верств в моделі N, бо вона тим менше, що більше (V. Це можна використовувати для автоматичного пошуку моделей із кількістю верств, що у заданих межах Nmin — Nmax.

2 Побудова двовимірні моделей.

Розглянемо методику побудови двовимірні сейсмогеологических моделей, що становлять комбінацію толстослоистых товщ (покриває і підстильної) та власне моделируемого інтервалу як сукупності тонких верств. Щоб умови інтерференції хвиль верхній та нижньої межах моделируемого інтервалу не відрізнялися від, необхідно цей інтервал розширити угору й униз на величину щонайменше ((довжина хвилі). Приклад комбінованої моделі представлений рис. 8, д.

Такі моделі використовуються, зазвичай, під час вирішення стратиграфических завдань, у яких об'єктами дослідження може бути зони выклинивания і фациального заміщення, поклади вуглеводнів та інших. У цьому моделируемый інтервал повинен збігатися з об'єктом досліджень. Бажано, щоб у межах моделируемого профілю було дві-три опорні точки, у яких по даним глибоких свердловин задано одномірні моделі. Коли на профілі чи поблизу нього немає глибоких свердловин, то принципі побудова досить детальних моделей лише з даним сейсморазведки.

Вибір комбінованого типу моделей для описи способів побудови найрізноманітніших в цільовому відношенні двовимірні моделей виправданий тим, що:. по-перше, така модель отримала найбільшого поширення на практиці моделювання і,. по-друге, излагаемые нижче способи придатні як побудови толстослоистых моделей (використовуваних під час вирішення прямих і зворотних кінематичних завдань), так побудови тонкослоистых моделей з усього розрізу (використовуваних під час вирішення прямих і зворотних динамічних задач).

Проте за практиці останні будуються дуже рідко через крайню трудомісткості побудови таких моделей в двовимірному варіанті. Тому тонкими верствами задається обмежений інтервал, т. е. й у разі доводиться поводитися з комбінованої моделью.

При побудові покриває толстослоистой частини комбінованої моделі, зазвичай, використовується традиційний сейсмічний розріз. При цьому бажаним є умова: форма кордонів Шотландії й значення швидкостей в пластах повинні прагнути бути такими, щоб зберігалися кінематичні годографы основних що проглядали хвиль, а кордонів приписані ті коефіцієнти відображення, які виходять під час розрахунків з урахуванням їхньої тонкослоистой структури при певну форму хвилі. У окремих випадках покриваюча товща може задаватися як однієї чи двох пластів із ефективними параметрами чи з штучно подбираемыми швидкостями і толщинами, у яких збігалися б часи відображень на синтетичному і реальному тимчасових розрізах не більше моделируемого интервала.

1 Побудова моделі за даними бурения.

За відсутності даних сейсморозвідки, т. е. в завданнях попередньої оцінки сейсмічних аномалій, обумовлених особливостями геологічного будівлі розтину (нафтогазоносність, фациальные заміщення, выклинивания і ін.), двомірні моделі найбільш просто будуються шляхом лінійної інтерполяції властивостей середовища проживання і становища меж, посеред області між разведочными скважинами.

Метод лінійної інтерполяції досить точний у разі, якщо період змін що використовуються моделювання геолого-геофізичних характеристик більше відстані між свердловинами. Переважна більшість випадків ця умова не виконується, і лінійна інтерполяція є лише найпростішим рішенням з багатьох варіантів ув’язування одномірних моделей по сусіднім свердловин. Лекція 3.

2 ПОБУДОВУ МОДЕЛЕЙ ПО ДАНИМ БУРЕНИя І СЕЙСМОРАЗВЕДКИ.

Наявність сейсмічних тимчасових розрізів дозволяє відмовитися від лінійної інтерполяції і зробити побудова моделі з допомогою наступних прийомів: 1. Виробляється ретельна стратиграфическая прив’язка що проглядали хвиль в точках глибоких свердловин, причому найбільш надійна прив’язка здійснюється за тимчасовому розрізу, куди «врізані «діаграми швидкості по АК масштабу подвійного часу й синтетичні сейсмограммы. 2. На сейсмічному розрізі кордону шляхом паралельного перенесення точно поєднуються в точках розташування свердловин за тими геологічними межами, визначених внаслідок стратиграфической привязки.

(див. п. 1) як домінуючі для формування відбитій хвилі. Якщо з якоїсь свердловині виходить невязка, вона «розкидається «по лінійному закону до глибин сейсмічної кордони між свердловинами. 3. На отриманий у результаті такий корекції сейсмічний розріз, що можна назвати базисної толстослоистой моделлю, в точках розташування свердловин наносяться тонкослоистые моделі, відповідні моделируемому інтервалу. У межах моделируемого інтервалу проводяться кордону окремих литологически однорідних тонких верств. Причому у залежність від гаданої ступеня складності двумерной моделі підходи до її побудові можуть бути різними. У зонах витриманому кореляції сейсмічних даних, які, зазвичай, відповідають согласному чи близькому щодо нього залеганию порід, межі проводяться те щоб вони з'єднували позначки по свердловин і було рівнобіжні сейсмічним кордонів між свердловинами. Ділянки змін сейсмічних даних (сходження осей синфазности, зміни форми і інтенсивностей коливань, розриви в кореляції) старанно аналізуються і з урахуванням даних із свердловин задаються можливі моделі змін потужності верств, литолого-фациальных заміщень, появи вуглеводнів та інших. Нерідко трапляється, як у межах моделируемого інтервалу зустрічаються ділянки різної складності. 4. Задаються пружні параметри (швидкості і щільність) у всіх прошарках моделі, причому у точках між свердловинами ці параметри перебувають шляхом лінійної інтерполяції значень, раніше отриманих у процесі формування одномірних моделей в точках розташування скважин.

3 Побудова моделей за даними сейсморазведки.

Коли профілі немає свердловин, то модель то, можливо побудована лише з сейсмічним даним. І тут доцільно застосовувати таких процедур. 1. За підсумками кинематической інтерпретації тимчасового розтину будується базисна толстослоистая модель. Використовувані у своїй середні і пластові швидкості беруть із даних швидкісного аналізу, а умовах Волго;

Уральській провінції - частіше — з интерполированных чи экстраполированных сейсмокаротажных даних. 2. Інтервал тимчасового розтину, відповідний моделируемому об'єкту, перетвориться в тимчасовій розріз хвильових опорів за методикою псевдоакустического каротажа (ПАК). 3. У багатьох точок профілю будуються одномірні моделі хвильових сопротивлений.

Відтак хвильових опорів з допомогою формули (=аVb, де (- щільність, V — швидкість, переходять до оцінок швидкості і плотности.

Отримані у такий спосіб одномірні моделі швидкості доцільно перевіряти щодо відповідності зі значеннями шарових швидкостей, взяті з интерполированных чи экстраполированных сейсмокаротажных даних. 4. Одномірні тонкослоистые моделі наносяться на базисну толсто-слоистую модель, після чого, як і і попереднього параграфі, будується комбінована двовимірна модель.

Слід зазначити, що через використання сейсмічних даних, котрі мають обмежений частотний діапазон, тонкослоистую частина комбінованої моделі слід розглядати, як ефективну сейсмічну модель.

Якщо отримані з описаним вище методикам двомірні моделі використовувати для інтерпретації в итеративном режимі, їх доцільно називати моделями нульового наближення (моделями 0- приближения).

4 Вплив нефтегазонасыщенности на пружні властивості пород.

Дані про зміну пружних властивостей (швидкості і щільність) порідколекторів залежно від типу насыщающего флюїду можна було одержати прямим виміром в свердловинах, розміщених у контурі поклади і поза контуром, вивченням керна при різному його насиченні, шляхом теоретичних расчетов.

Прямі виміру перетворилася на свердловинах з допомогою сейсмічного просвітлювання і СК виконані обмежений обсяг й оприлюднювати отримані результати який завжди досить точні. Узагальнення даних показує, що у нефтенасыщенных піщаних колекторах при глибинах 1500−3000 метрів і середньої пористости 20% швидкість поздовжніх хвиль зменшується на 6−12%, в газонасыщенных колекторах — на 15−30% проти водонасыщенным коллектором.

При вимірах на ультразвукових частотах (АК) величина відмінності швидкостей, обумовлена водоі нефтегазонасыщенностью порід, менше, ніж на сейсмічних частотах. Тому використання даних про зменшення швидкостей при нефтегазонасыщении, отриманих на ультразвукових частотах (в свердловинах чи зразках керна), для модельних розрахунків у сейсмічному діапазоні частот можливо лише після їх коригування. Подвоєння величин зниження швидкості буде, очевидно, цілком допустимим. Даних про зміні щільності при різному насиченні колектора, які б отримані шляхом прямих до свердловинах, доки имеется.

За відсутності даних прямих вимірів на керні чи свердловині (чи коли ці дані недостатньо надійні) вплив нефтегазонасыщения на швидкість і щільність може бути поцінована теоретично, з допомогою формул з теорії поширення пружних хвиль в пористих середовищах. Для визначення швидкості поздовжніх хвиль в сейсмічному діапазоні частот використовується уравнение.

[pic], (2.1).

где Uп і (п — параметри, залежні відповідно від пружності і щільність флюїду; Uск і (ск — параметри, що характеризують пружність і щільність скелета (остова) породы.

Значення U і (так виражаються через властивості твердого матеріалу породи і насыщающего її флюїду: 1) (ск = (тв (1 — Kп), де (тв — щільність матеріалу, слагающего тверду фазу породи, Kп — пористість; 2) (п = (ф Kп, де (ф — щільність флюїду, т. е. щільність води, нафти, газу чи його суміші; 3) [pic], де (ск — стисливість скелета (відносне зміна обсягу скелета при всебічному пружному стискуванні породи), Gск — модуль зсуву скелета; 4) [pic] де (тв — стисливість матеріалу, слагающего скелет породи, (ф — стисливість флюїду, величини (тв і (ск пов’язані співвідношенням (ск = (тв + Kп (п ((п — стисливість порового пространства).

З використанням формули (2.1) основна трудність полягає в виборі величин (ск і Gск.

Для наближених розрахунків можна використовувати рівняння середнього часу (рівняння Уилли).

[pic], (2.2).

где Vп — швидкість колекторі, заповненому флюїдом; Vск — швидкість скелеті; Vф — швидкість у флюиде, Kп — коефіцієнт пористости. Формула (2.2) справедлива для добре зцементованих порід. Значимість щільності можна оцінити по уравнению.

(п = (ск (1 — Kп) + (фKп, (2.3).

где (п — щільність колектора, заповненого флюїдом, (ск — щільність скелета, (ф — щільність флюида.

Якщо пори заповнені кількома компонентами, наприклад газ-вода, нефть-вода тощо. буд., то має місце уравнение.

(п = (ск (1 — Kп) + (фKп + ((в — (ф)SвKп, где (в — щільність води, Sв — коефіцієнт водонасыщенности.

Методика інтерпретації з урахуванням итеративного моделирования.

1 Особливості отримання й опрацювання сейсмічних даних, інтерпретованих з урахуванням моделирования.

Головна вимога, пропоноване до даних сейсмічних спостережень, які інтерпретуються з допомогою итеративного моделювання, полягає у підвищеному відношенні сигнал/помеха. Досвід сейсмомоделирования показує, що нижню межу відносини енергії сигналу до енергійності перешкоди, рівний 10 — 15, для здобуття права у процесі итеративного добору параметрів моделі досягти досить високий рівень подібності СЗР і реального тимчасового розтину (РВР). Це граничне значення встановлено на основі тестового моделювання і зіставлення СЗР і РВР по унормованого функції взаємної кореляції (НФВК) і значень відносини сигнал/помеха на РВР за однаковими фрагментами тимчасових розрізів. На рис. 4 показаний приклад такого зіставлення профілем 39 Северо-Маркинской площі, з яких видно, що подібність СЗР і РВР до 0,8 і від вдавалося зробити лише на ділянках, де ставлення сигнал/помеха на РВР досягало 10 — 15 і выше.

Важливим є й вимога мати на реальних тимчасових розрізах досить високий тимчасову дозволяння відображень. При підвищенні дозволяння з’являється можливість як детальніше, тобто. на більш вузьких тимчасових вікнах, виробляти порівняння СЗР і РВР і подальшу корекцію моделі, а й отримувати докладніші псевдоакустические розрізи, необхідних побудови моделі 0-приближения. Лекція 4.

ДОСЯГНЕННЯ ПОДІБНОГО КАчЕСТВА РВР ПРИРОДНО НАКЛАДАЄ БІЛЬШЕ ЖОРСТКІ ТРЕБОВАНИя НА МЕТОДИКУ ПОЛЬОВИХ СПОСТЕРЕЖЕНЬ І НАСТУПНУ ОБРОБКУ СЕЙСМИчЕСКИХ ДАННЫХ.

1 Методика польових наблюдений.

Як відомо, вимоги підвищення відносини сигнал/помеха і збільшення дозволяння запис у певною мірою суперечливі. Тому на згадуваній практиці важливо визначити, який із цих вимог є домінуючою щодо тієї чи іншої геологічного об'єкта. Наприклад, щодо рифогенных будівель, грабенообразных прогибов та інших. насамперед потрібно забезпечити високе ставлення сигнал/помеха, а при виявленні зон выклинивания і стратиграфического незгоди, першорядним стає вимога високої дозволяння сейсмічної записи.

На пошуковому етапі досліджень, з метою виявлення рифогенных утворень, грабенообразных прогибов, виступів кристалічного фундаменту методика польових робіт то, можливо близька до виробничої чи відрізнятися від нього деяким збільшенням потужності інтерференційних систем при збуренні і прийомі. Основні елементи такий методики такі: 1) щільність мережі профілів 1,5−2,0 пог. км на 1 км²; 2) схема спостереження — переважно центральна; 3) кратність перекриття 12 чи 24; 4) максимальне відстань вибух — прилад Хmax = 1700−2500 м; 5) винесення 25−200 м; 6) відстань між каналами 40−50 м; 7) групування сейсмоприемников до 36 на канал, причому розташування приймачів до однієї чи дві лінії з урахуванням трохи більше 50 м; 8) порушення — вибухи в одиночних свердловинах з оптимальної глибини або з групи дрібних (4−5 м) свердловин з урахуванням трохи більше 40−50 м.

При детальних дослідженнях вимоги методики польових спостережень підвищуються і зводяться ось до чого. 1) щільність профілів мусить бути щонайменше 3 пог. км на 1 км², причому при деталізації, наприклад, грабенообразных прогибов більшу частину профілів слід орієнтувати вкрест прогину з відстанню між ними більш 500 м; 2) з метою підвищення просторової дозволяння відстань між каналами на повинен перевищувати 25−30 м; 3) групування сейсмоприемников збільшується до 48−60 елементів на канал, причому ці елементи розташовуються площею як 4−5 паралельних ниток; база групи мусить бути трохи більше 50 м.

2 Методика цифровий обработки.

Незалежно від змісту розв’язуваної геологічної завдання методика обробки має передбачати отримання тимчасових розрізів зі збереженням істинних амплітуд, із високим дозволянням відображень, з великим співвідношенням сигнал/помеха, і навіть забезпечувати можливість високоточної визначення интервальных скоростей.

Виконання зазначених вимог характеризується використанні ускладненого графа обробки, що містить такі процедури: 1) демультиплексация цифрових записів (DMXT); 2) редакція (REDX); 3) корекція амплітуд за геометричне розбіжність і поглинання (RAMP); 4) віднімання среднескоростных волн-помех (RECON); 5) минимально-фазовая деконволюция вихідних записів (DECVTX); 6) широкополосная фільтрація вихідних записів (FILVTX); 7) корекція амплітуд за неидентичность умов порушення та приема.

(NORM); 8) корекція статичних поправок (SUMLAK); 9) корекція кінематичних поправок (сканування чи вертикальні спектри, KINVC); 10) автоматична корекція статичних поправок (PAKS); 11) нагромадження по ОГТ (SUMLC); 12) погоризонтный аналіз швидкостей (горизонтальні спектри скоростей,.

HORSP); 13) незалежна потрассовая корекція залишкових фазових зрушень на кількох тимчасових вікнах (WINCOR); 14) когерентная фільтрація (AMCOD); 15) нуль-фазовая деконволюция по розрізом (ZEDEC); 16) широкополосная фільтрація по розрізом (FILVTX); 17) когерентная фільтрація (AMCOD); 18) міграція (MIGFK); 19) псевдоакустический каротаж (РАК).

2 Вибір способу розв’язання прямой.

динамічної задачи.

З використанням математичного моделювання з метою інтерпретації сейсмічних даних виникає запитання про вибір способу обчислення теоретичного хвильового поля. Останнім часом для двумерного моделювання набули поширення способи, засновані на променевому наближенні, і більше точні способи, що базуються на рішенні дифракційного рівняння Кирхгофа чи хвильового рівняння в кінцевих разностях. Вибір способу є, передусім, питанням методичним. Але не можна забувати і вартісної боці справи, бо машинного часу при обчисленнях по точним способам, приміром з алгоритму Трорея — Хилтермана, декому, навіть дуже складних моделей, може бути на один-два порядки вища, аніж за обчисленнях в променевому наближенні. Особливо гостро питання про вибір способу обчислень стоїть під час використання моделювання в итеративном режимі, коли передбачається багаторазове обчислення СВР.

При виборі способу його обчислення природно виходити із того класу сейсмологічних моделей, який визначений розв’язуваної при інтерпретації геологічної завданням. Зафіксувавши цей клас моделей, потрібно співвіднести його з найважливішими допущеннями, у яких побудовано конкретні обчислювальні алгоритми. Відправними тут є такі міркування. Теорія поширення сейсмічних хвиль з урахуванням променевих уявлень геометричній сейсмики передбачає, передусім, абсолютну локальність сейсмічних променів, що рівносильне утвердженню про нескінченно малої довжині хвилі, та на розповсюдження енергії хвилі по променю і дзеркальне її свій відбиток у єдиною точці. Відповідно до хвилевим уявленням, повна енергія сейсмічної хвилі є результатом підсумовування елементарних хвиль, причому у те ж точку прийому приходить енергія, відбита від деякого ділянки кордону, яка, в такий спосіб, повинен мати певну протяжність. У результаті виникають явища дифракції, внаслідок чого у закінчень кордонів немає різкого обриву що проглядали хвиль. При падінні пласкою хвилі на кордон, що містить різкі перегини, їх екстремальні точки є джерелом дифрагированных хвиль. Ці і деякі інші явища неможливо знайти розраховані в променевому приближении.

Для оцінки величини області формування відображеного імпульсу зазвичай використовується параметр першої зони Френеля F, який розраховується за відомої формуле (.

[pic],.

где М — глибина залягання що відбиває кордону; (- довжина хвилі. Якщо протяжність відбиває елемента, що з будь-якої неоднорідністю в геологічному розрізі, становить величину F зони Френеля і більше, то цей елемент відобразиться на часовому розрізі з максимальною амплітудою, відповідної відображенню від нескінченно довгою кордону. За зменшення горизонтальних розмірів елемента (менше F) він відображатись на часовому розрізі з помітним зменшенням амплітуди, дедалі менше скидатися на відбиток і більше набувати вид дифракції, відповідної що відбиває точке.

У зв’язку з цим для практики моделювання велике значення має тут визначення хоча б зразкового набору структурних і стратиграфических моделей, котрим обмеження променевої теорії може стати неприйнятно жорсткими й у побудови СЗР знадобляться способи, засновані на хвильової теорії. Далі розглянемо приклади таких моделей, причому обрані моделі відповідають геологічним об'єктах, нерідко обнаруживаемым в ВолгоУральській нафтогазоносної провінції. Для кожної моделі обчислювалися СЗР по двох програмах: за програмою, алгоритм якої грунтується на променевих уявленнях, і з програмі, реалізує чисельна рішення дифракційного рівняння Кирхгофа.

У першій програмі СЗР обчислюється шляхом пошуку траєкторій нормальних променів для заданих пунктів взрыва-приема (ПВП) й універсального визначення амплітуд що проглядали хвиль. У основу алгоритму другий програми покладено проста теорія дифракції А. Трорея, яку модифікував Ф. Хилтерман для випадку багатошарової среды.

1 Приклад 1. Моделювання микрограбенов.

Цей приклад (рис. 5) ілюструє відмінність хвильових полів від грабенообразных прогибов при різної їх ширині. Остання варьировалась, з величини зони Френеля, яка для моделі на рис. 5, а при видимої довжині хвилі (= 160 метрів і глибині кордону М = 2400 м становить F = 880 м. Тому ширина грабенов була задана наступній: l1 = 0,5 °F = 440 м, l2 = F = 880 м, l3 = 2 °F = 1760 м.

На тимчасових розрізах, здобутих у променевому наближенні (рис 5, б), можна побачити адекватне відображення всіх елементів моделі грабенообразного прогину незалежно з його ширини. На тимчасових розрізах, отриманих по алгоритму Трорея — Хилтермана, простежується виразна залежність хвильової картини від ширини грабена: при ширині грабена менше зони Френеля відбувається перекриття розриву в що відбивають межах з допомогою дифракції, і при l1 = 0,5 °F розрив практично непомітний. Існування її можна знайти лише з невеличкий аномалії часу й по деякому ослаблення амплітуд. Це ж треба враховувати під час практичної інтерпретації тимчасових розрізів, щоб уникнути неправильних висновків щодо ширини прогину, меж поширення вгору по розрізу розривних порушень сну і самого існування прогиба.

2 Приклад 2. Моделювання подрифовых горизонтов.

Цей приклад (рис. 6) ілюструє розбіжність у відображенні на тимчасових розрізах пласких горизонтальних кордонів, розташованих глибше рифогенных утворень. На рис. 6, а представлена узагальнена модель рифогенного освіти фамен-турнейского віку, складена з урахуванням аналізу та узагальнення сейсмогеологических матеріалів великим кількості структур Самарської і Оренбурзької областей, рифогенная природа яких доведено. На моделі кордон 8 відповідає покрівлі терригенных відкладень девону, кордону 4 і п’яти — бобриковскому обрію, кордону 2 і трьох — верейскому обрію, кордон 1 — покрівлі жорстких відкладень. У рифогенных утвореннях, розташованих між межами 5 і побачили 8-го, швидкість 6000 м/с, у які вміщали породах — 5400 і 5500 м/с.

З порівняння тимчасових розрізів на рис. 6, б, в, передусім, видно поява обох розрізах хибних антиклинальных перегинів по обрію 8 з амплітудою 20 мс, хоча моделі кордон 8 була задана пласкою і горизонтальній. Відмінність у тому, що у часовому розрізі, вычисленном з урахуванням дифракції (рис. 6, в), по обрію 8 спостерігається різке зменшення інтенсивності записи у тих ділянках флексурообразного переходу від горизонтальній частини до удаваної антиклинали. З іншого боку, флексурообразные перегини з’явилися джерелами хибних (мнимих) дифрагированных хвиль. Цей приклад повинен застерегти від помилковою інтерпретації реальних тимчасових розрізів, у яких зустрінуті аномалії, подібні наведених на рис. 6, б по обрію 8. Вочевидь, такі аномалії можна взяти за горстовидные структури. Лекція 5.

РОЗГЛЯНУТІ МОДЕЛІ яВЛяЮТСя ДОСТАТОчНО «ВАЖКИМИ «ДЛя РАСчЕТОВ ПО ЛУчЕВОМУ МЕТОДУ, АЛЕ СЛІД УчИТЫВАТЬ, щО ВІДПОВІДНІ ЦИМ МОДЕЛяМ РЕАЛЬНІ ГЕОЛОГИчЕСКИЕ ОБ'ЄКТИ У ВОЛГО-УРАЛЬСКОЙ ПРОВІНЦІЇ СОСТАВЛяЮТ НЕ БІЛЬШЕ 10−20% ВІД СПІЛЬНОГО чИСЛА НЕФТЕГАЗОПЕРСПЕКТИВНЫХ ОБ'ЄКТІВ. КРІМ ТОГО, СРАВНЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТІВ МОДЕЛИРОВАНИя ДЛя РяДА ІНШИХ, МЕНШ СЛОЖНЫХ МОДЕЛЕЙ (АНТИКЛИНАЛЬНЫЕ СКЛАДКИ І ФЛЕКСУРООБРАЗНЫЕ ПЕРЕГИНИ ВЕРСТВ, ТОНКОСЛОИСТАя ПАчКА З НЕРІЗКИМ ЗМІНОЮ ТОЛЩИН ВЕРСТВ АБО З ПЛАВНО ВЫКЛИНИВАЮЩИМСя ОДНИМ ШАРОМ, ВИСТУПИ КРИСТАЛЛИчЕСКОГО ФУНДАМЕНТУ З ВЫКЛИНИВАНИЕМ ВЕРСТВ У ПРИЛЕГЛИХ ОТЛОЖЕНИяХ, ВЕРЕЙСКИЕ І ДОВИЗЕЙСКИЕ ВРІЗИ З НЕРЕЗКОЙ МОРФОЛОГІЄЮ І ДР.) ПОКАЗУЄ, щО ТИМЧАСОВІ РОЗРІЗИ, РАССчИТАННЫЕ У ЛУчЕВОМ НАБЛИЖЕННІ І ПО ХВИЛЬОВОЇ ТЕОРИИ, ПРАКТИчЕСКИ ИДЕНТИчНЫ. У СВяЗИ З ЦИМ ЗАСТОСУВАННЯ ЛУчЕВОГО МЕТОДУ ПРИ МОДЕЛЬНИХ РАСчЕТАХ З МЕТОЮ ИНТЕРПРЕТАЦИИ МОЖЛИВО ДОСТАТОчНО ШИРОКИМ І КОРИСНИМ. ОДНАК ЯКЩО У МОДЕЛяХ ИМЕЮТСя ТАКІ ЕЛЕМЕНТИ, ЯК ТЕКТОНИчЕСКИЕ НАРУШЕНИя, НЕОДНОРІДНОСТІ З ГОРИЗОНТАЛЬНИМИ РОЗМІРАМИ, МЕНШИМИ ЗОНИ ФРЕНЕЛя, РІЗКІ ПЕРЕГИНИ ВЕРСТВ З РАДІУСОМ КРИВИЗНИ, МЕНШИМ ДОВЖИНИ ХВИЛІ, І ЯКЩО ПРИ ИНТЕРПРЕТАЦИИ ИСПОЛЬЗУЮТСя У КОЛИчЕСТВЕННОЙ ФОРМЕ ДИНАМИчЕСКИЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ ЗАПИСИ (НАПРИКЛАД, ПРИ ВИРІШЕННІ ЗАДАч ПГР), ТЕ СЛІД ПОЛЬЗОВАТЬСя БІЛЬШЕ ТОчНЫМИ МЕТОДАМИ.

3 Вибір вихідного сейсмічного импульса.

Результатом рішення прямий динамічної завдання зазвичай є СЗР в вигляді імпульсних сейсмотрасс, які потім піддаються пакунку з імпульсом, що моделює сейсмічний сигнал. Успіх використання СЗР для цілей інтерпретації багато чому визначається правильним вибором початкового наближення цього импульса.

У зв’язку з цим у практиці моделювання застосовується наступна методика вибору сейсмічного імпульсу. Основою цієї методики є аналітичне вираз імпульсу Пузырева (.

[pic], (3.1).

где a0 — початкова амплітуда (зазвичай a0 = 1); (0 = 2(f0 — переважна частота, гц; р — згасання; (- початкова фаза.

Визначення початкового наближення параметрів цього імпульсу ((0, p, () виробляється так. Початкова фаза (приймається рівної (/2 (симетричний імпульс) виходячи з те, що у процесі опрацювання реальних сейсмічних записів у результаті застосування всіх видів фильтраций (деконволюция, полосовая фільтрація) прагнуть не вдома отримати елементарний сигнал симетричній форми (нуль-фазовый).

Переважна частота f0 перебувають розслідування щодо спектру потужності реальних записів, навіщо в заданому фрагменті тимчасового розтину за всі трасам обчислюються нормовані автокорреляционные функції, які потім осредняются, у результаті виходить одну функцію [pic]. З цією функції, попередньо згладженої, обчислюється спектр потужності. Один квадратний корінь від цього спектра приймається за осредненный амплітудна спектр сейсмічного імпульсу. Цей спектр нормується, і за ним перебувають два параметра: переважна частота f0 і ширина спектра (f лише на рівні 0,7.

Для визначення параметра загасання р використовується аналітичне вираз для нормованого амплитудного спектра імпульсу (3.1) в виде (.

[pic]. (3.2).

Спочатку за цією формулою при відомому (0 = 2(f0 і p = 5000 обчислюється амплітудне спектр теоретичного імпульсу (3.1), яким на рівні 0,7 оцінюється ширина спектра (f (1) (перша ітерація). Це значення (f (1) порівнюється зі певним за широким спектром реальних сейсмозаписей значенням (f, і якщо (f (1) > (f, то початкове р зменшується, і навпаки. З новим значенням р знову обчислюється за такою формулою (3.2) спектр (((), яким перебуває нового значення (f (2) (друга ітерація) тощо. буд. Крок зміни по р спочатку приймається рівним 1000, а після отримання «виделки «він зменшується до того часу, поки що не виконано умова |(f (i) — (f| (2 гц, тоді значення р фиксируется.

Отримані оцінки (0 і p, і навіть прийняте значення (= (/2 йдуть на розрахунку за такою формулою (3.1) вагових коефіцієнтів фільтра для пакунки з синтетичним тимчасовим розрізом в імпульсному представлении.

Розглянута, методика варта визначення початкового наближення параметрів імпульсу, яке, зазвичай, є дуже хорошим для параметрів (0 і p, але принимаемая апріорі величина (= (/2 може бути наближеною, оскільки у реальному часовому розрізі сигнал може відрізнятиметься від нуль-фазового. Тому надалі у процесі итеративной корекції параметрів моделі все три параметра імпульсу також корректируются.

4 Зіставлення синтетичного и.

реального тимчасових разрезов.

Відповідно до загальними принципами аналізу двовимірні зображень сопоставляемые об'єкти мали бути зацікавленими розбиті на елементарні одиниці, звані сегментами. У нашому випадку (при порівнянні РВР і СЗР) це поняття позначає найменші елементи ((X, (t), що зберігають физикогеологічний сенс. Конкретно: сегменти, виділені на сопоставляемых тимчасових розрізах, обмежуються по осі t інтервалом з однією чи двома опорними відображеннями чи таким інтервалом між опорними відображеннями, котрі можуть представляти самостійний інтерес для моделювання, по осі Х — ділянкою, що характеризується приблизно однаковим характером запису і певною мірою відповідає поняттю сейсмофации, ухваленого сейсмостратиграфии. Необхідно також відзначити, що процедуру сегментації, будучи неформальній у принципі, виконується інтерпретатором, інші ж міркування, яким він керується при виділенні сегментів, створюють кожного з них свій контекст і при співставленні реального і синтетичного разрезов.

Найбільш природною та наочної була б оцінка, характеризує загалом подібність відповідних одна одній (т. е. що мають одну і хоча б физико-геологический сенс) сегментів реального і синтетичного розрізів. Проте задля спрощення будемо зіставляти лише ділянки трас, які входять у зазначені сегменти. Це дозволяє звести двумерную (по Х і t) завдання оцінки подібності до сукупності одномірних (лише з t) завдань. Фактично передбачається у своїй, що хвилеве полі квазистационарно по Xкоординате.

Переходячи безпосередньо до чисельному оцінювання подібності трас РВР і СЗР, передусім, виділимо дві групи таких оцінок: 1) інтегральні оцінки, що характеризують загальний вигляд порівнюваних об'єктів; 2) диференціальні, що характеризують окремі їх элементы.

При оцінюванні подібності по інтегральним критеріям основний операцією є інтегрування з допомогою повної інформацію про об'єктах, а по диференційним критеріям — диференціювання, яке як до об'єктів загалом, і до частинам. Конкретні види критеріїв подібності трас СЗР і РВР розглядаються ниже.

Зазначимо лише одну важливу в методичному аспекті обставина. Досить високий рівень глобальних оцінок подібності, побудованих по інтегральним і диференційним критеріям, ж виконує функцію відповідно необхідного і достатньої умови досягнення цієї мети інтерпретації. Це отже, у процесі інтерпретації при оцінюванні подібності з необхідністю потрібно переходити від інтегральних критеріїв до диференційним. Фактично, це відповідає нарощуванню ступеня детальності розгляду порівнюваних разрезов.

Так, під час вирішення стратиграфических завдань, викликають підвищений інтерес у зв’язку з проблемою прогнозування геологічного розтину, очевидно, не можна закінчувати процес інтерпретації з досягнення високої ступеня подібності по інтегральним критеріям, оскільки геологічна сутність завдань часто виявляється у настільки незначних варіаціях сейсмогеологической моделі і одержувачів відповідного їй СЗР, чутливістю до яким володіють лише диференціальні критерії. Такі чутливість досягається ускладненням процедури оцінювання подібності чи побудовою цієї процедури на итеративно-диалоговых принципах, ніж забезпечується відповідність оцінки подібності візуальним і геологогеофизическим уявленням интерпретатора.

З рис. 7, а видно, що «застосування інтегральних критеріїв вимагає обережності, бо тут за очевидного відсутності візуального подібності значення інтегральної оцінки досить високо (0,84). Рис. 7, б й у демонструють слабку чутливість інтегрального критерію до малоамплитудным (локальним) особливостям записи: з урахуванням форму останнього полупериода записи, траси на рис. 7, 6 візуально більш схожі між собою, ніж траси на рис. 7, в. Проте значення подібності по НФВК суперечать цьому судженню. Рис. 7, р, буд і е ілюструють те що, що числові значення інтегральних і диференційних оцінок можуть бути різні відчутно. Крім принципової різниці в підходах оцінювання подібності, це пояснюється і те, що з обчисленні диференційних оцінок враховується якісна інформація від геофизика-интерпретатора. Так, виконавши стратиграфическую прив’язку відображень, може виділити відображення, є цільовими в розв’язуваної їм геологічної завданню, і їх як найважливіші при оцінюванні сходства.

Головною методичної з метою отримання оцінок подібності є виділення кожному кроці итеративного процесу інтерпретації тих трас СЗР і РВР, подібність між якими нижче прийнятого цьому кроці порога. Наявність протяжних ділянок СЗР, що характеризуються зниженими значеннями оцінок подібності, свідчить про необхідність корекції відповідного фрагмента сейсмогеологической моделі (іноді до початку інший гіпотезі про будову геологічного разреза).

5 Цілеспрямована корекція параметров.

тонкослоистых моделей.

Як і раніше, будемо поступово переорієнтовуватися під клас комбінованих моделей геологічних середовищ, введений гол. 2. Нагадаємо, такі моделі складаються з власне моделируемого інтервалу, що був сукупністю тонких верств, і толстослоистой покриває частини. До корректируемых параметрів включаються швидкості, щільності і тонких верств, і навіть параметри імпульсу, що моделює сейсмічний сигнал.

З методичних міркувань розділимо процес оптимізації цільової функції, яка зв’язує оцінки подібності з параметрами сейсмомоделирования, на два етапу: 1) попередня корекція, виконувана в діалоговому режимі, коли у процесі корекції передбачається сталий розвиток і участь геофизика-интерпретатора; 2) уточнення параметрів моделей в автоматичному режимі шляхом оптимізації деякого функціоналу, описывающего подібність трас реального і синтетичного тимчасових разрезов.

1 Попередня коррекция.

На етапі попередньої корекції здійснюється порівняно грубий добір параметрів моделі у діалоговому режимі. Наявність цього етапу дозволяє не вводити жодних обмежень на величину відхилення параметрів моделі нульового наближення від шуканого рішення. Але з тим якщо першої оцінці подібності (візуальної чи з НФВК) синтетичного і реального тимчасових розрізів можна знайти явне їх неподібність, то стоїть питання зміні моделі у цілому, або перехід в іншу гіпотезі про геологічному будову разреза.

Методичної основою попередньої корекції є такі становища: 1) при корекції використовуються даних про порівняльної чутливості динамічних характеристик записи зміну параметрів тонкослоистой моделі, отримані з допомогою методу статистичних випробувань; 2) з метою обмеження галузі пошуку глобального экстремума з першим етапом виключається і переноситься другого етап корекція двох параметрів вихідного імпульсу (р, () й у окремих випадках корекція толщин верств; 3) для корекції систематичного відхилення толщин чи швидкостей в шарах, вираженого в розтягненні чи стисканні трас синтетичного розтину, застосовуються формули, які враховують значення початкової швидкості і товщини шару; 4) кожному кроці корекції використовуються результати порівняння СЗР і РВР по.

НФВК, які наприкінці попередньої корекції можуть доповнюватися порівнянням по приватним критеріям (графіки амплітуд і енергій, частотні спектри та інших.) чи з допомогою диференціальної оцінки сходства.

Розглянемо докладніше перелічені становища. Лекція 6.

ЧУВСТВИТЕЛЬНОСТЬ ДИНАМИчЕСКИХ ХАРАКТЕРИСТИК До ЗМІНИ ПАРАМЕТРІВ МОДЕЛИ.

Задля більшої цілеспрямованості і збіжності процесу корекції бажано, щоб інтерпретатор, приймає рішення про зміну параметрів моделі, керувався набором деяких методичних положений.

Через війну обробки й аналізу відносних відхилень динамічних характеристик відзначені такі закономірності. 1. Із трьох динамічних характеристик сейсмічної записи (Є, F0 і (F) найчутливішою зміну параметрів моделі є енергія Е.

(наприклад, при знакопеременном зміні щільності на 20% відносне зміна енергії у середньому 8 разів більше, ніж зміна ширини амплитудного спектра лише на рівні 0,7, й у 12 разів більше, ніж зміна максимуму частотного спектра F0. 2. Найбільш інертної (малочувствительной зміну параметрів моделі) є переважна частота записи F0, наприклад, при знакопеременном зміні плотностей, швидкостей і потужностей верств на 20% F0 змінюється загалом на виборах 4% при знакопеременном зміні толщин навіть у 40% переважна частота F0 змінюється п’ять%. Цей результат означає, що з інтерпретації з допомогою итеративного моделювання частота f0 повинна уточнюватися на початкових кроках итеративного процесу корекції. 3. Якщо зміна плотностей на однакову відносну величину у всіх прошарках і з однією знайомий змінює самої СС і його динамічних характеристик, то аналогічне зміна швидкостей, наприклад на 20%, викликає зміна Є загалом на 30%, (F на 14% і F0 на 11%. У разі при порівняно невисоких середніх відхиленнях характеристик (F и.

F0 спостерігається значно більша їх дисперсія проти дисперсией цих характеристик за іншого характері зміни швидкості або за зміні інших, параметрів моделі. Отриманий результат цікавий у випадках, коли відомо, що пластові швидкості містять систематичні похибки: їх, очевидно, потрібно усувати можливо раніше, на початкових кроках процесу корекції. 4. Знакопеременное зміна плотностей, наприклад на 20%, призводить до зміни енергії загалом на 80%, (F на 17% і F0 на 10%. Аналогічне зміна швидкостей, проте, не призводить до помітно більшого зміни зазначених характеристик, хоча в разі змінюються як коефіцієнти відображення, а й часи вступу хвиль. 5. Знакопеременное зміна толщин верств призводить до дуже слабкому зміни динамічних характеристик записи. Наприклад, за зміни толщин на 20% енергія Є змінюється загалом на 12%, (F на 7,5% і F0 на.

3,5%. Слід підкреслити важливість даного результату, оскільки до то процесі корекції моделі навіть за значному зміні становища проміжних меж, посеред тонкослоистой пачці (до 40−50% від товщини шару) без істотного зміни загальної її потужності годі було очікувати помітного зміни динамічних характеристик записи. Звідси можна дійти невтішного висновку: корекцію толщин верств доцільно залишати другого етап. 6. Зміна частоти вихідного сигналу f0 на ±20% призводить до суттєвого зміни динамічних характеристик: енергія Є змінюється загалом на.

38%, (F на 18% і F0 на 26%, причому спостерігається значна дисперсія цих відхилень. Цей результат підкріплює зроблений раніше висновок у тому, що корекція переважної частоти f0 вихідного імпульсу повинна виконуватися на перші кроки итеративного процесу коррекции.

Наведені оцінки відносних змін динамічних характеристик записи стосуються головним чином випадків, коли параметри моделі змінювалися на 20 і 40%; природно, зміни параметрів моделі на 15, 10% і менше викликають менші зміни характеристик записи, але лінійної залежності тут нет.

Що ж до переважної частоти імпульсу f0, що його корекцію потрібен на перші кроки итеративного процесу корекції, оскільки переважна частота записи F0 набагато більше залежить від f0, ніж змін шарових параметрів тонкослоистой пачки.

Корекцію толщин верств доцільно також переносити на етап автоматичної корекції у разі. По-перше, коли на синтетичному часовому розрізі вже отримані тимчасові співвідношення (інтервали між сусідніми відображеннями чи экстремумами), що близькі до тимчасовим співвідношенням реальному розрізі. По-друге, якщо корекція моделі починається з однієї дільниці, що за безпосередній наближеності до глибокої свердловині, то товщини верств приймаються достовірно відомими і, природно, їх груба корекція не требуется.

2 Уточнення параметрів моделі у автоматичному режиме.

Якщо вихідна геологічна гіпотеза правильна, то геофизик-интерпретатор на перші кроки корекції порівняно швидко знаходить правильні рішення і подібність СЗР і РВР поліпшується досить швидко. Потім після 10−15 ітерацій, коли задля її подальшого поліпшення подібності розрізів потрібно вводити в модель дедалі більше тонкі деталі, то процес сильно сповільнюється. З цього історичного моменту починає відіграти значну роль чинник часу, для подолання якого будь-яких заходів автоматизації стають малоэффективными.

Нижче викладається підхід до постановки завдання й вибору чисельного методу її вирішення, яка орієнтована на пошук глобального экстремума цільової функції, яка зв’язує потрассную оцінку подібності з параметрами сейсмомоделирования, причому розмірність і становище сфері пошуку при реалізації цього підходу можуть итеративно змінюватися залежно від досягнутого досі результату судження геофізика, ведучого процес интерпретации.

Введемо два припущення, спрощують процес освіти сейсмічного хвильового поля і необхідні побудови цільової функции.

Перше припущення у тому, що хвилеве поле, на тимчасових розрізах апроксимується моделлю, у якій порушення середовища виробляється пласкими хвилями, падаючими по нормальний до кордону розділу, та практично відсутні багаторазові відображення. І тут можна враховувати єдиний динамічний чинник — коефіцієнт отражения.

Друге припущення у тому, що сейсмічний сигнал апроксимується теоретичним імпульсом Пузырева (3.1).

Программно-алгоритмическое обеспечение.

1 Рішення прямий динамічної завдання у променевому приближении.

1 Пошук траєкторії нормального луча.

Повний і точний облік амплитудного чинника фокусування сейсмічної енергії може бути і при співставленні елементу що відбиває кордону пунктів взрыва-приема (ПВП), що мати нормальне відбиток від прийняття цього елемента. Розмір зазначеного елемента повинна бути такою, щоб частину середовища, обмежена нормалями з його кінців, задовольняла визначенню променевої трубки. Усю сукупність траєкторій нормальних променів, необхідну для побудови тимчасового розтину, можна отримати роботу, розглянувши все елементи всіх що відбивають кордонів моделі среды.

Алгоритм перебування траєкторій нормальних променів застосовується у ході перегляду з заданим кроком (X всіх що відбивають кордонів заданої моделі. Якщо величина кроку досить низька, ПВП, що мати нормальні відображення від аналізованого елементарного ділянки що відбиває кордону, розташовуються між точками виходу нормалей, трассированных з його кінцевих точок. До кожного отриманого в такий спосіб ПВП ведеться пошук такого нормального променя, точка виходу якого із заданої точністю збігаються з Xкоординатою цього ПВП. Ітеративний алгоритм трассирования нормальних променів з внутрішніх точок зазначеного елементарного ділянки дозволяє завершити пошук, витративши мінімум трассированных променів, що важливо з погляду швидкодії программы.

Означимо через [pic] і [pic] абсциссы точок, обмежують (відповідно зліва і правих) аналізований елемент що відбиває кордону на (-м кроці итерационного процесу, через [pic] і [pic] абсциссы точок виходу поверхню нормалей до що відбиває кордоні за точках з абсциссами [pic] і [pic] відповідно, а ще через XN — абсциссу ПВП (рис. 9, а).

Спочатку з точок [pic] і [pic] що відбиває кордону відновлюються нормальний, обох отриманих точок виходу з абсциссами [pic] і [pic] перевіряється умова [pic] отже визначаються кількість і номери ПВП, що є між точками виходу нормалей. Саме елементу що відбиває кордону ставлять у відповідність ПВП, що мати нормальне відбиток від цього. Якщо даному умові не задовольняє жоден ПВП, робиться наступний крок у що відбиває кордоні. До кожного ПВП з інтервалу [pic] перевіряється условие.

[pic], (4.1).

где (- задана мала величина. Виконання (4.1) означає кінець итерационного процесу, яке результати визначаються траєкторією, відповідної [pic], якщо [pic], чи [pic] при [pic].

Що стосується, коли у такий спосіб траєкторія не знайдено, а елемент що відбиває кордону незгірш від заданої величини, з точки що відбиває кордону з абсциссой.

[pic].

восстанавливается нормаль до що відбиває кордоні. Якщо абсциса [pic] її точки виходу досить близька до ПВП, т. е. [pic], вважається, що бажана траєкторія визначено. Інакше перевіряється умова приналежності [pic] інтервалу [pic]. Якщо це основна умова виконано, відбувається перехід до наступній итерации:

[pic].

Невиконання його запровадження означає, що аналізований елемент моделі перестав бути променевої трубкою, і якщо він замалий, то відрізок що відбиває кордони між точками з абсциссами [pic] і [pic] ділиться навпіл, після чого процес пошуку починається хіба що спочатку ((= 0).

По вичерпаності всіх ПВП, знайдених інтервалі [pic], робиться наступний крок у що відбиває кордоні. Лекція 7.

2 УчЕТ ДИНАМИчЕСКИХ ФАКТОРОВ.

Амплітуди відображень розраховуються з урахуванням наступних положень теорії поширення хвиль: 1) безперервність напруг і зсувів для пласких хвиль, віддзеркалюваних від пласких кордонів; 2) збереження енергії всередині променевої трубки; 3) постійний параметр поглинання Q, враховує минимально-фазовый механізм втрат для розповсюдження з допомогою поглинання энергии.

Умови безперервності за українсько-словацьким кордоном дають для коефіцієнта відображення найпростішу формулу, суворо справедливу в аналізованому разі нормального падіння луча:

[pic],.

где [pic] - акустичні жорсткості верств, лежачих відповідно вищою, і нижче що відбиває границы.

Для обліку геометричного розбіжності скористаємося відомої формулой (.

[pic],.

где L — коефіцієнт геометричного розбіжності; (l — поперечний розмір перерізу променевої трубки площиною падіння хвилі у точці спостереження; ((- інтервал кутів виходу, обмежує променеву трубку. Окресливши R амплітудне чинник розбіжності, з урахуванням співвідношення R = L-2.

R=[pic], (4.2).

здесь ((і (X — збільшення кута засиланням променів і точок їх виходу відповідно; (N — кут виходу нормального луча.

За підсумками формули (4.2) побудований ітеративний алгоритм обчислення амплитудного чинника R, враховує геометричне розбіжність. Спрощене опис його зводиться до следующему.

Крок 1. Засилання з цього пункту взрыва-приема п’яти променів з кутами (NF, (N-F/2, (N, (N+F/2 і (N+F й одержання відповідних точок виходу (F — мала величина порядку ~ 10−4 — 10−5, що задається у вихідних данных).

Крок 2. Формування з п’яти трассированных на кроці 1 променів системи з двох пар променів те щоб кожне подружжя вміщала даний ПВП і щоб одне з пар вміщала іншу (див. рис. 9, б); обчислення двох значень амплитудного чинника R:

[pic].

Крок 3. Перевірка граничного перехода.

[pic].

Якщо «так », то R=R2 і алгоритм закінчується. Якщо «немає «, перевіряється умова |X1-X5| < 50. За невиконання його запровадження розбіжність вважається вичисленим умовно. У виконання прирощення збільшується вдвічі. Перехід до кроку 1. У цьому робиться трохи більше 16 спроб досягти збіжності у формулі (4.2) рахунок збільшення F.

З урахуванням вищерозглянутих динамічних чинників обчислюється імпульсний тимчасової розріз, у якому до пакунки з заданим сейсмічним сигналом можна також ознайомитися зробити облік частотно-зависимого поглинання сейсмічної энергии.

Вплив фокусування сейсмічної енергії на амплітуду що проглядали сигналів враховується автоматично під час обчислення траєкторій нормальних променів. Явища фокусування виникають за наявності локальних негативних перегинів поведінці кордонів (вогнутостей), коли нормальні промені перетинаються (утворюють каустики) в безпосередній близькості до лінії спостереження. Прикладом можуть бути ділянки переходу від горизонтальній кордону до крила пологою структури. І тут на одне й того ПВП перебувають дві голови і нормальніших променів з майже рівними часом приходу що проглядали сигналів які автоматично суммируются.

2 Розрахунок тимчасових розрізів з урахуванням дифракционной теорії трорея.

Під час розробки спрощеної теорії сейсмічної дифракції А. Трореем за основу узяли дифракционный інтеграл Гельмгольца, який висловлює значення пружного потенціалу (p (чи перетворення Лапласа від потенціалу (p) поля що проглядали хвиль у довільній точці р, розташованої всередині замкнутої поверхні P. S, через поставлене в цій поверхні потенціал (P.S (.

[pic], (4.3).

где (р — перетворення Лапласа від скалярного потенціалу поля що проглядали хвиль у точці р всередині замкнутої поверхні P. S; r — відстань від р до елемента (P.S на P. S; п — зовнішня нормаль до P. S; V — швидкість; р — трансформанта Лапласа; (P.S — поставлене на P. S потенциал.

Дане рівняння має місце лише рамках акустичного наближення, тому його прийняти рішення містить лише подовжні волны.

Трансформуючи поверхню P. S в півсферу із нескінченним радіусом, на діаметральною площині якій розміщено який відбиває елемент, і аппроксимируя яка відображатиме поверхню набором пласких смуг безкінечною довжини і завширшки (x=x2 — x1 (рис. 10, а), А. Трорей отримав рішення дифракційного інтеграла (4.3) для одной[1] такий смуги в виде.

[pic] (4.4).

здесь R — коефіцієнт відображення; f (р) — перетворення Лапласа від імпульсу хвилі в джерелі Q; сенс позначень Z, (і (ясний з мал. 10. a. Для інтегрування висловлювання (4.4) слід висловити (через кут ((рис. 10, a), проте дві важливі виведення можна зробити і 1. На кожному краю відбиває (дифрагирующего) елемента (в точках, А рис.

10, б) фаза дифракції змінюється на 180°. У насправді, нехай D1 і D2 — результати інтегрування (4.4) у бік лінії АВ (рис. 10, але в відстані Х1 і Х2 відповідно (не більше від -(/2 до (/2). Тогда.

(р=D2-D1. Якщо Х1.

Показати весь текст

Заповнити форму поточною роботою