в мілівольтах. Вона визначається для кожного каналу як по польовій так і по базовій осцилограмах за формулою:
, (4.8)
де ∆U 
- величина градуювального імпульсу, мВ; значення ∆U береться з штампу кожної осцилограми;
l 
- середня величина градуювального імпульсу, мм; градуювальні імпульси завжди подаються на початку осцилограми. Їх величину вимірюють лінійкою (у кожному каналі свій імпульс);
MN - довжина приймальної лінії, км; дані беруться з паспорта стрічки (телурограми);
100 - масштабний коефіцієнт.
Для того, щоб побудувати векторну діаграму, на базовій і польовій телурограмах відмічають робочі інтервали за один і той же час. Синхронність часу встановлюється за мітками часу. На вибраному інтервалі олівцем проводять дві вертикальні лінії на базовій і польовій осцилограмах і відмічають точки перетину їх з кривими в кожному каналі. Лінійкою вимірюють амплітуду між точками перетину вертикальних ліній з кривою в одному каналі (канал X),
враховуючи знак (якщо крива збільшується зліва на право – знак «+», якщо зменшується зліва на право - знак «-»). На цьому ж інтервалі вимірюють амплітуду в другому каналі (каналі Y). Отримують значення E 
, E 
, E 
, E 
. Для розрахунку складових векторів варіацій дані значення множать відповідно на постійну каналу. Після розрахунку будують векторну діаграму на міліметровому папері, відкладаючи координатні вісі X, Y (для базової точки) і V, U (для польової точки).
Щоб одержати спряжені еліпси, вектори варіацій змінюють, тобто множать усі вектори на нормуючий множник (R), який вибирають таким, щоб піввісі еліпсів були завдовжки 2 - 6 см.
Для визначення телуропараметрів К і М на еліпсі польової телурограми вимірюють піввісі А і В. Розрахунок проводять за формулою:
; (4.9)
, (4.10)
де p - номер базової точки;
q - номер польової точки;
P 
, P 
- постійні відповідних каналів реєстрації;
А - велика піввісь польового еліпса, мм;
В - мала піввісь польового еліпса, мм;
R - масштабний коефіцієнт.
За величиною параметра К можна виділити області, які відповідають підняттю високоомного горизонту (збільшення значення К) або його заглиблення (зменшення значення К).
Параметр М характеризує ступінь залежності відношення миттєвих значень напруженості поля телуричних струмів на польовій і базовій точках від направлення силових ліній поля.
4.3.3.2 Обробка телурограм способом відношення аплітуд
Даний спосіб використовується, якщо поляризація поля телуричних струмів лінійна. Обробка складається з чотирьох етапів:
1) синхронізація телурограм;
2) визначення постійних для каналів реєстрації;
3) вимір приросту ∆X і ∆Y;
4) визначення параметра m і направлення вісей поляризації.
Перші два етапи виконуються аналогічно способові еліпсів. Щоб побудувати векторні діаграми, необхідно виміряти величини ∆X і ∆Y на базовій телурограмі, а також ∆U і ∆V на польовій телурограмах, які являють собою видимі амплітуди відповідних один одному імпульсів певних періодів (Т=5+60 с). Щоб визначити величини ∆X, ∆Y, ∆U, ∆V у вибраному інтервалі часу проводять дотичні до мінімумів (максимумів) імпульсу і паралельну їй дотичну до максимума (мінімума) того ж імпульсу. Лінійкою вимірюють віддаль між дотичними (див. рис. 4.13).
Виміряні значення ∆X, ∆Y, ∆U, ∆V множать на відповідні постійні для кожного каналу (
), а одержані значення відкладають по вісям X, Y на базовому пункті і по вісям U, V на польовому пункті.
Параметр m вираховують за формулою:
, (4.11)
E 
, E 
- вектори варіацій, які визначають з векторних діаграмам (див. рис.4.14).
Для контролю виконаних обчислень визначають середньоквадратичну похибку окремого визначення за формулою:
, (4.12)
де n - число вимірювань.
Рисунок 4.14 - Приклад побудови і визначення векторів варіацій
Параметри 
, похибка яких більша за 2 
, відбраковують. Кінцеве значення параметра m вираховують за формулою:
. (4.13)
Кінцевим результатом обробки є побудова карти параметра , на якій підняттю опорного горизонту відповідає зона максимумів, а прогинам - зона мінімумів. Для наочності виділені зони замальовують або заштриховують.
4.3.4 Запитання для самоперевірки
1. У чому суть магнітотелуричних методів?
2. Які Ви знаєте види магнітотелуричних методів?
3. За допомогою якої апаратури і як проводяться польові вимірювання?
4. Які Ви знаєте способи обробки телурограм?
5. У яких випадках використовують той чи інший спосіб обробки телурограм?
6. Яка послідовність обробки телурограм способом еліпсів?
7. Яка послідовність обробки телурограм способом відношення амплітуд?
8. Як визначається середньоквадратична похибка вимірювань?
9. Що є кінцевим результатом обробки телурограм?
4.3.5 Прилади і матеріали
1. Набір базових і польових телурограм.
2. Лінійка, циркуль, олівці.
3. Мікрокалькулятор.
4. Міліметровий папір.
4.3.6 Завдання роботи
1. Отримати у викладача базову і польову телурограми. Виконати обробку телурограм способом еліпсів або способом відношення амплітуд.
2. Побудувати спряжені еліпси векторів варіацій, векторні діаграми.
3. Визначити параметри К, М або .
4. Дати геологічну оцінку результатам обробки.
4.3.7 Форма звітності
1. Представити результати обробки телурограм.
2. Представити рисунки спряжених еліпсів векторів варіацій, або векторні діаграми.
3. Показати розрахунок параметрів К, М або .
Література
1. Основы геофизических методов разведки \ Толстой М.И. и др. – К.: Вища школа. Головное издательство, 1985. – 327 с.
Розділ 5 С Е Й С М О Р О З В І Д К А
5.1 КОРОТКІ ТЕОРЕТИЧНІ ВІДОМОСТІ
5.1.1 Основні поняття геометричної сейсміки
Фронтом хвилі називають поверхню, що відокремлює область, яка охоплена збудженням, від області спокою. Променем називають лінію, яка повсюди перпендикулярна до фронту. Геометрична сейсміка розглядає процес розповсюдження хвиль, вивчає форми хвильових фронтів і сейсмічних променів.
Геометрична сейсміка базується на двох основних принципах: Гюйгенса - при розгляді хвильових фронтів, і йому еквівалентному принципу Ферма - для променів.
Принцип Гюйгенса з позиції кінематики полягає у наступному: кожна точка фронту є центром вторинних хвиль; поверхня, що огинає фронт цих вторинних хвиль, вказує нове розміщення фронту хвилі у просторі. Аналітичним виразом принципа Гюйгенса є диференційне рівняння Гамільтона (рівняння ейконала):
, (5.1)
де t - час пробігу хвилі від джерела до точки (x,y,z);
V - швидкість в точці (x,y,z).
Принцип Ферма стверджує, що дійсний шлях розповсюдження хвилі (променю) з однієї точки в іншу - це такий шлях, для проходження якого потрібен мінімальний час.
Ці принципи визначають основні кінематичні співвідношення на границі розмежування акустичних властивостей середовища:
- закон Бендорфа, що зв`язує позірну швидкість V 
переміщення фронту вздовж границі розділу з дійсною швидкістю V:
, (5.2)
де e - кут виходу сейсмічної радіації,
= 90 - e - кут між променем і нормаллю до поверхні розподілу (рис.5.1);
- закон Снеліуса-Декарта (відбивання - заломлення) стверджує, що падаючий промінь і утворені ним відбиті і заломлені промені лежать в одній площині(Z) з нормалю до поверхні розподілу (рис.5.1), а кути між променями і нормалю зв`язані співвідношенням:
. (5.3)
Якщо промінь проходить з шару з меншою швидкістю в шар з більшою швидкістю (K>1), то при куті падіння i=arcsin 
, заломлений промінь ковзає вздовж границі розподілу. Такий кут називають критичним кутом.
Рішенням рівняння ейконала (5.1) є функція
t = t(x,y,z), (5.4)
яка називається полем часу. Вираз t(x,y,z)=t 
при t =const визначає просторове положення деякої поверхні, що називається ізохроною. Фізичний зміст ізохрони полягає в тому, що вона визначає положення фронту хвилі в момент часу t .
Рисунок 5.1 - Відбиття та проходження променів
Рисунок 5.2 - Поле часу та годограф прямої хвилі
Якщо виділити в просторі деяку поверхню G(x ,y ,z )=0 (поверхня спостереження), то перетин поля часу цією поверхнею, тобто функція виду t=t(x ,y ,z ) визначає залежність часу пробігу хвилі від координат точок на поверхні спостереження. Така залежність називається годографом поля часу на поверхні G, або поверхневим годографом. Якщо точки спостережень задати не по всій поверхні, а тільки по одній лінії (профілю спостереження) x , то такий годограф t=t(x ) називається лінійним годографом (рис.5.2). Розрізняють повздовжний, коли джерело коливань розміщено на лінії спостереження, і неповздовжний лінійні годографи.
Так як час приходу хвилі в деяку точку залежить не тільки від координат цієї точки, але і від координат (x 
,y ,z ) джерела, то в загальному випадку вводиться поняття узагальненого поля часу і, відповідно, узагальненого поверхневого
t=t(x ,y ,z ; x ,y ,z ) (5.5)
і лінійного t=t(x ,x ) (5.6)
годографів. В сейсморозвідці широко застосовуються чотири системи годографів:
- годограф загальної точки збудження
t=t(x ,y ,z ), (x ,y ,z )=const; (5.7)
- годограф загальної точки приймання
t=t(x ,y ,z ), (x ,y ,z )=const; (5.8)
- годограф загальної глибинної точки
t=t(l), (x 
,y ,z )=const; (5.9)
- годограф рівних віддалей
t=t(x ,y ,z ), l-const, (5.10)
де 
;
.
Годограф рівних віддалей при l=0 називається годографом T 
Слід відмітити, що у відповідності з принципом взаємності час реєстрації монотипної хвилі не зміниться, якщо поміняти місцями джерело і приймач коливань.
Пряма кінематична задача заключається у визначенні полів часу і годографів хвиль при відомому розподілі швидкостей і розміщенні границь в середовищі, тобто, при відомій моделі середовища. В залежності від характеру розподілу швидкостей в просторі розрізняють однорідні і неоднорідні моделі середовища, а в залежності від форми границь - моделі з плоскими і криволінійними границями.
В однорідному ізотропному середовищі швидкості постійні, а сейсмічні промені є прямими лініями. В шарувато-однорідному - швидкості постійні в межах пласта, і сейсмічні промені є ломаними лініями, прямолінійні тільки в межах пласта. В градієнтному середовищі щвидкості є неперервною функцією координат. Так у вертикально-градієнтному середовищі швидкості залежать тільки від глибин. В цьому випадку промені представляють собою плоскі криві.
Розглянемо основні типи хвиль, що розповсюджуються (виникають) в різних моделях середовища.
Пряма (прохідна) хвиля. Прямою називається хвиля, що розповсюджується від джерела коливань (в тому числі джерела вторинних коливань) без перезбудження.
В однорідному середовищі це сферична хвиля, поле часу якої визначається виразом:
t=t(x ,y ,z ), (x ,y ,z )= 
, (5.11)
де 
- вектор променя.
Відбиті хвилі. Відбиті хвилі виникають на границі розподілу акустичних властивостей середовища, тобто при умові 
.
При розрахунку відбитих хвиль широко використовується поняття уявного джерела збудження. У відповідності з цим поняттям відбиті промені можна розглядати як промені прямої хвилі, що розповсюджуються в однорідному середовищі з параметрами товщі перекріття від уявного джерела, яке є дзеркалним відображенням дійсного джерела на відбиваючій поверхні (див. рис.5.1).
При падінні відбитої хвилі на границю розподілу середовищ можливе її повторне відбиття, повернення в верхнє середовище, нове відбиття, повернення до границі другого середовища, знову відбиття вверх і так далі. Такі хвилі називаються кратно-відбитими.
В моделі однорідного середовища з однією границею розподілу кратна хвиля виникає при відбитті однократно-відбитої хвилі від вільної поверхні. Для розрахунку такої хвилі можна скористатись методом уявного джерела. Уявне джерело (
) однократно-відбитої хвилі одержуємо шляхом дзеркального відображення дійсного джерела (
) відносно відбиваючої границі. Потім уявне джерело дзеркально відображаємо вверх відносно поверхні спостереження. Це дає уявне джерело (
) хвилі, відбитої від денної поверхні. Якщо тепер дзеркально відобразити це уявне джерело відносно відбиваючої границі, то одержимо уявне джерело (
) двократно-відбитої хвилі (рис. 5.3).
Рисунок 5.3 - Побудова уявного джерела двократно-відбитої хвилі
У шаруватому середовищі можливе виникнення кратних хвиль на різних границях розподілу, а не тільки на вільній поверхні.
Проставивши номера границь зверху вниз, починаючи з нуля (денна поверхня), можна послідовність відбиття позначити номерами відповідних границь. Така послідовність номерів називається кодом хвилі. Хвилі, коди яких мають тільки 0 і номер основної кратноутворюючої границі, називаються повнократними (просто кратними). Якщо в коді присутні номери кількох границь, хвиля називається частково-кратною. У горизонтально-шаруватих середовищах
можливі частково-кратні хвилі з різними кодами але динаковим часом приходу і амплітудою. Такі хвилі називаються хвилями-аналогами. Виділити в зареєстрованій частково-кратній хвилі всі складові її хвиль-аналогів практично неможливо.
Головна (ментропівська) хвиля. Падіння на плоску границю розподілу під кутом, що більший або дорівнює критичному, призводить до того, що заломлена хвиля не може проникнути в підстилаючий шар. Фактично, заломлена хвиля розповсюджується в підстилаючому шарі в обмеженому тонкому слої вздовж границі розподілу. Ця ковзаюча хвиля породжує в перекриваючому шарі головну (ментропівську) хвилю.
Поле часу головної хвилі записується у такому вигляді:
. (5.12)
Поле часу головної хвилі існує тільки в точках, для яких
виконується така умова:
> 
, (5.13)
де h , h - віддалі по нормалі (ехо-глибини) від точки збудження і точки приймання відповідно, до границі розподілу.
5.1.2 Запитання для самоперевірки
1. Що називається фронтом хвилі?
2. Як називається лінія, яка повсюди нормальна до фронту хвилі?
3. У чому полягає принцип Гюйгенса?
4. У чому полягає принцип Ферма?
5. Який закон пов`язує позірну і дійсну швидкості? Запишіть формулу.
6. Що стверджує закон Снуліуса-Декарта?
7. Який фізичний зміст ізохрони?
8. Що називається годографом?
9. Які Ви знаєте годографи?
10. Які Ви знаєте типи пружних хвиль?
11. Запишіть формулу поля часу головної хвилі.
Література
1. Основы геофизических методов разведки \ Толстой М.И. и др. – К.: Вища школа. Головное издательство, 1985. – 327 с.
ЛАБОРАТОРНА РОБОТА № 5.2
ПОБУДОВА ГОДОГРАФІВ ПРЯМОЇ, ВІДБИТОЇ І ЗАЛОМЛЕНОЇ ХВИЛЬ ВІД
НАХИЛЕНОЇ ГРАНИЦІ РОЗПОДІЛУ
5.2.1 Мета і завдання роботи
Метою роботи є практичне засвоєння графічних методів при розв`язку простих кінематичних задач.
Завдання роботи - побудова годографів основних типів хвиль, що реєструються в сейсморозвідці.
5.2.2 Короткі теоретичні відомості
Для зручності виконання розрахунків наводимо спрощені формули:
1. Годограф прямої хвилі (див. рис.5.4):
, (5.14)
де V - швидкість розповсюдження хвилі, м/с;
x - координата по профілю, м.
2. Годограф відбитої хвилі (див. рис. 5.4):
, (5.15)
де 
- кут нахилу границі, градус;
h - глибина до границі в точці збудження, м.
Рисунок 5.4 - Годографи прямої, відбитої та заломленої хвиль від нахиленої границі розподілу
3. Годограф головної (заломленої) хвилі (див. рис.5.4):
, (5.16)
де i - критичний кут: sini= ;
V 
- швидкість хвилі в другому шарі, м/с.
Умова виникнення головної (заломленої) хвилі: 
> 
.
Годограф головної хвилі починається в точці з координатами:
; 
. (5.17)
Якщо умовно продовжити годогаф головної хвилі до вісі t, то точка перетину буде мати координати (див. рис. 5.4):
. (5.18)
Якщо границя розподілу горизонтальна, то годограф заломленої хвилі розраховується за формулою:
. (5.19)
5.2.3 Порядок виконання роботи
1. Всі розрахунки можна виконувати на ПЕОМ або за допомогою мікрокалькулятора.
2. Вихідні дані для розрахунку:
x - змінюється від -5000 м до +5000 м з кроком 100 м;
- кут нахилу границі задається викладачем індивідуально;
V 
= 1400 м/c;
V = 2500 м/с;
h = глибина до границі в точці збудження: 1000 м; 1500 м;
2000 м; 5000 м;
точка збудження - на нульовому пікеті (тобто при x=0).
5.2.4 Контрольні запитання
1. Від чого залежить кут нахилу годографа прямої хвилі
2. У яку сторону, відносоно початку координат, буде зміщений мінімум годографа відбитої хвилі, якщо кут нахилу границі дорівнює -10 
3. В якому випадку виникає головна (заломлена) хвиля
4. Що таке критичний кут?
5. Чи може годограф прямої хвилі перетнути годограф відбитої хвилі у випадку горизонтальної границі відбиття?
.
5.2.5 Форма звітності
1. Представити роздруківку текста програми, а також побудовані і роздруковані на одному рисунку годографи розрахованих типів хвиль.
2. Проаналізувати годографи різних типів хвиль від різних границь. Звернути увагу на особливості годографів ( градієнт, 
).
Література
1. Основы геофизических методов разведки \ Толстой М.И. и др. – К.: Вища школа. Головное издательство, 1985. – 327 с.
ЛАБОРАТОРНА РОБОТА № 5.3
ПОБУДОВА ГОДОГРАФІВ ДЛЯ ГОРИЗОНТАЛЬНО - ШАРУВАТИХ СЕРЕДОВИЩ
ОДНОКРАТНО- І БАГАТОКРАТНО ВІДБИТИХ ХВИЛЬ
5.3.1 Мета і завдання роботи
Метою роботи є вивчення кінематики монотипних відбитих хвиль при горизонтально-шаруватій моделі середовища.
Завдання роботи - розрахувати і побудувати годографи однократно- і багатократно відбитих хвиль у випадку горизонтально - шаруватого середовища.
5.3.2 Короткі теоретичні відомості
Провести аналіз годографів відбитих хвиль у випадку горизонтального багатошарового розрізу досить складно. Розглянемо двошарову модель з потужностями пластів h , h і швидкостями V , V . Для такої моделі падаючий і відбитий промені заломлюються на проміжній границі у відповідності з законом Снелліуса (див. рис.5.5). Розрахунок годографа відбитої хвилі для такої моделі виконується за формулою:
, (5.20)
де 
; i - номер шару.
Багатократними відбитими хвилями називаються хвилі, які зазнають на своєму шляху до реєстрації декілька відбивань, тобто хвиля відбивається кілька разів від основної границі і проміжної, або границі земля - повітря, яка є найбільш акустично жорсткою. Для горизонтально-шаруватого середовища шлях, що проходять різного типу хвилі, і відповідні їм годографи показано на рис.5.5.
Рисунок 5.5 - Хід променів у двошаровому середовищі для
одно- та багатократно відбитих хвиль і їхні годографи
З рис. 5.5. видно, що годографи від границь R1 та R2 реєструються на різних часах і мають різний градієнт часу.
Розрахунок годографа багатократно відбитої хвилі при горизонтальній границі виконують за формулою:
, (5.21)
а при нахиленій границі - за формулою:
(5.22)
де n - кратність хвилі;
- кут нахилу границі;
h - глибина до границі в точці збудження;
V - швидкість хвилі;
x - координата по профілю.
На рис. 5.6. показано розміщення уявних джерел та хід променів для двократно відбитої хвилі від похилої границі відбиття.
Рисунок 5.6 - Хід променя двократно відбитої хвилі
5.3.3 Порядок виконання роботи
1. За формулою (5.20) розрахувати і побудувати годограф відбитої хвилі за такими даними:
V = 1000 м/с; V = 1800 м/c; h = 
10+900 м, де
n - індивідуально для кожного студента вказує викладач.
h = 2000 м;
x - змінюється від -5000 м до +5000 м з кроком 100 м.
2. Замінити двошарову модель одношаровою. При цьому потужність шару визначається за формулою: h=h + h , а швидкість:
. (5.23)
3. Розрахувати і побудувати годограф відбитої хвилі для зміненої моделі за формулою:
. (5.24)
Обидва годографи виконати на одному рисунку. Зробити висновок про їх взаємне розміщення.
4. Для двошарової горизонтальної моделі розрахувати і побудувати годограф двократно відбитої хвилі. Дані для розрахунку використати з попереднього завдання даної роботи.
ЗАУВАЖЕННЯ! При розрахунках і побудові слід використовувати ПЕОМ.
5.3.4 Запитання для самоперевірки
1. Які хвилі називаються багатократно-відбитими?
2. Чим відрізняється годограф відбитої і двократновідбитої хвиль від горизонтальної границі розподілу?
3. Чим відрізняється годограф відбитої хвилі від горизонтальної і нахиленої границь відбиття?
5.3.5 Форма звітності
1. Представити роздруковані годографи.
2. Проаналізувати годографи, отримані на різних моделях, звернувши увагу на час приходу хвиль і градієнт t.
Література
1. Основы геофизических методов разведки \ Толстой М.И. и др. – К.: Вища школа. Головное издательство, 1985. – 327 с.
ЛАБОРАТОРНА РОБОТА № 5.4
ОБРОБКА СВЕРДЛОВИННИХ СЕЙСМІЧНИХ СПОСТЕРЕЖЕНЬ
5.4.1 Мета і завдання роботи
Метою роботи є ознайомлення студентів з одним із методів сейсмічних досліджень свердловин, виділенням границь пластів, способом визначення пластових і середніх швидкостей.
Завданням даної роботи є виділення границь пластів, визначення середніх і пластових швидкостей за даними сейсмічних спостережень у свердловині.
В результаті виконання даної роботи студент повинен:
- ознайомитись з методами сейсмічних досліджень свердловин;
- навчитись будувати вертикальні годографи за даними сейсмокаротажу, визначати пластові швидкості, середні V =f(H), V =f(t) від глибини і часу реєстрації.
5.4.2 Короткі теоретичні відомості
В сучасній сейсморозвідці значне застосування отримало вивчення прохідних хвиль з метою визначення швидкісного розрізу досліджуваної території за допомогою сейсмометрії свердловин.
Розрізняють наступні види сейсмометрії: інтегральний – коли вимірюють час пробігу прохідної хвилі від джерела збудження на поверхні землі до точок приймання в свердловині; диференційний - вимірювання часу пробігу прохідної хвилі між двома точками, що розміщені в свердловині. Для більш високої точності вимірювання
часу пробігу і швидкості часто використовують спостереження високочастотних коливань. Диференційні вимірювання застосовують в методах акустичної і ультразвукової сейсмометрії. Також одним із видів сейсмометрії дослідження в свердловині є мікросейсмометрія,
яка застосовується для визначення зони малих швидкостей в верхній частині геологічного розрізу.
Для визначення глибин сейсмічних границь потрібно знати середні швидкості розповсюдження пружних коливань. Розглянемо один із способів визначення середніх швидкостей за результатами сейсмічних спостережень по свердловині, що відноситься до інтегрального виду сейсмометрії. Суть методики полягає у наступному. У свердловину опускають сейсмоприймачі. На поверхні біля гирла свердловини проводять збудження хвиль. Сейсмоприймачі реєструють перші вступи прохідних хвиль. За результатами вимірювань будують вертикальний годограф, який представляє собою криву залежності часу вступу прохідної хвилі від глибини розміщення сейсмоприймача в свердловині. Якщо товща складається з декількох пластів, різних за своїми фізичними властивостями, то вертикальний годограф буде представлений різнопохилими прямолінійними відрізками (див. рис.5.7), зломи яких співпадають з границями шарів, що відповідають різним значенням швидкостей.
В межах пласта швидкість не змінюється і називається пластовою швидкістю V. Визначається пластова швидкість по кутовому коефіцієнту відповідного прямолінійного відрізка вертикального годографа за формулою:
, (5.24)
де 
Z - різниця глибин, м;
t - приріст часу пробігу хвилі на відрізку Z, с.
Рисунок 5.7 - Зведена швидкісна колонка
На зведеній швидкісній колонці будують залежність середньої швидкості від глибини та часу пробігу до кожної точки глибини:
V =f(H), V =f(t). (5.25)
5.4.3 Порядок виконання роботи
Побудувати вертикальний годограф, графік пластових швидкостей і криву середньої швидкості від глибини і середньої швидкості від часу для заданої геологічної моделі.
Віддаль між точками реєстрації по свердловині - 50 метрів. В таблиці 5.1 наведені, виправлені за точку збудження, часи реєстрації хвиль, що були заміряні при сейсмометрії свердловини.
Таблиця 5.1 - Дані сейсмометрії свердловини
| H(м) | |||||||||||||||||
 (мс)
| |||||||||||||||||
| H(м) | |||||||||||||||||
 (мс)
| |||||||||||||||||
Для кожного варіанту час реєстрації хвилі наступний:
t=t 
+10n, де n - номер варіанта.
Час на нольовій точці для всіх варіантів t=0 с.
За вертикальним годографом побудувати геологічну модель і визначити потужності пластів, середні і пластові швидкості.
5.4.4 Форма звітності
Всі графіки виконати на міліметровому папері. При побудові графіків дотримуватись наступних масштабів:
- вертикальний масштаб глибин: в 1 см - 100 м;
- горизонтальний для годографа: в 1 см - 100 мс;
- горизонтальний для пластової і середньої швидкостей: в 1 см - 1000 м/с.
5.5.5 Запитання для самоперевірки
1. Які є види сейсмометрії у свердловинах?
2. Яка різниця між інтегральним і диференційним методами сейсмометрії?
3. За якою формулою визначається пластова швидкість?
4. За якою формулою визначається середня швидкість в любій точці вертикального годографу?
5. Для чого потрібно знати середні швидкості?
6. Що представляє собою вертикальний годограф?
Література
1. Основы геофизических методов разведки \ Толстой М.И. и др. – К.: Вища школа. Головное издательство, 1985. – 327 с.
ЛАБОРАТОРНА РОБОТА № 5.5
ПОБУДОВА СТРУКТУРНИХ КАРТ
5.5.1 Мета і завдання роботи
Набуття навиків побудови карт ізонормалей та перебудова їх карти ізогіпс; визначення дійсних глибин залягання відбиваючих горизонтів.
Завдання роботи: побудова карти ізонормалей по заданому горизонту та перебудова її в карту ізовертикалей і визначення дійсної глибини залягання відбиваючого горизонту.
5.5.2 Короткі теоретичні відомості
Результати сейсмічної розвідки, що були проведені на досліджуваній площі, можуть бути в загальному представлені в формі сейсмічних структурних карт або схем різних сейсмічних горизонтів. Складання таких карт є обов`язковим при обробці матеріалів сейсморозвідки. Вхідними даними для побудови таких карт є розрізи вздовж сейсмічних профілів.
Щоб утримати уяву про форму сейсмічної границі, в першу чергу будують карту ізонормалей. Складання такої карти здійснюється наступним чином. На планшет наносять сейсімчні профілі. На кожному профілі відмічають ряд точок і підписують під ними значення ехо-глибини (див. рис. 5.8). Дальше проводять плавні лінії між точками профілів, у яких глибини по нормалі одинакові. Ці ізолінії називаються ізонормалями. Ізонормалі проводять через рівні проміжки в межах 20:100 м в залежності від детальності зйомки і кутів нахилу сейсмічних горизонтів, точності визначення глибини залягання, сітки спостережень.
Рисунок 5.8 - Побудова карти ізонормалей
Карта, на якій нанесені ізонормалі для де-якого сейсмічного горизонту R, називається картою ізонормалей по горизонту R.
Якщо кут нахилу горизонту менше 3+5 
, то карту ізонормалей можна трактувати як карту глибин по вертикалі, тобто як карту ізогіпс. Різниця між цими картами, при виконанні умови, що кути падіння границь менше 3:5, незначна і нею можна знехтувати. Якщо структура характеризаується більш крутими кутами, то потрібно перебудовувати карту ізонормалей в карту ізогіпс.
Для такої перебудови поступають наступним чином. На карті ізонормалей проводять сімейство ліній, перпендикулярних до ізонормалей (див. рис. 5.9). Ці криві лінії називаються ортогональними профілями. Розглянемо один з таких профілів - профіль A ,
Рисунок 5.9 - Карта ізонормалей з ортогональними профілями та ізогіпсами
A ,..., A 
, де через A , A ,..., A позначено точки перетину одного профіля з послідовними нормалями на карті. В цих точках глибина по нормалі відома. Спрямивши криву A - A , проводимо дуги, радіуси яких рівні ехо-глибині сейсмічного горизонту в цих точках. Провівши дотичну до сімейства дуг, одержуємо розріз сейсмічної границі вздовж ортогонального профіля (див. рис. 5.10).
Теж саме виконують для інших ортогональних профілів.
Наступною операцією є визначення глибини сейсмічного горизонту по вертикалі під точками профіля. Визначені значення переносять на схему ортогональних профілів. З`єднюючи плавними лініями точки рівних значень глибин по вертикалі, одержуємо карту ізогіпс (див. рис. 5.9).
Рисунок 5.10 - Розріз вздовж ортогонального профіля
Кожна ізогіпса відповідає визначеній глибині сейсмічного горизонту. Карта ізогіпс дозволяє встановити розміри і форму досліджуваних структур на площі. Карти є основою для подальшого визначення точок закладання бурових свердловин.
При побудові структурних карт масштаб вибирається в залежності від степені детальності зйомки, тобто щільності розміщення профілів. Орієнтовно структурні карти будудють в стандартному масштабі: 1:25000, 1:5000, 1:100000, 1:200000.
5.5.3 Прилади і матеріали
1. Олівці (можна кольорові). 2. Лінійка. 3. Циркуль.
5.5.4 Порядок виконання роботи
1. Одержати у викладача дані завдання і побудувати карту ізонормалей по горизонту відбиття.
2. Провести 5-7 ортогональних профілів і побудувати вздовж них розрізи.
3. За даними розрізів побудувати карту ізогіпс.
5.5.5 Форма звітності
1. Представити побудовану карту ізонормалей, кілька розрізів по ортогональним профілям.
2. Окремо представити побудовану карту ізогіпс, проаналізувати розбіжність в структурних побудовах карт ізонормалей і ізовертикалей.
5.5.6 Запитання для самоперевірки
1. Для чого будуються карти ізонормалей?
2. У якому випадку карту ізонормалей перебудовують в карту ізогіпс?
3. Що представляє собою ортогональний профіль?
4. Як перебудовується карта ізонормалей в карту ізогіпс?
5. В яких масштабах будуються структурні карти?
Література
1. Основы геофизических методов разведки \ Толстой М.И. и др. – К.: Вища школа. Головное издательство, 1985. – 327 с.
6. ГЕОФІЗИЧНІ ДОСЛІДЖЕННЯ СВЕРДЛОВИН (ГДС)
6.1. ТЕОРЕТИЧНІ ВИДОМОСТІ ПРО ГЕОФІЗИЧНІ МЕТОДИ ДОСЛІДЖЕННЯ СВЕРДЛОВИН
Геофізичні дослідження свердловин застосовуються для рішення задач, пов`язаних з пошуком, розвідкою та розробкою корисних копалин і проводяться в чотирьох основних напрямках: 1) вивчення геологічних розрізів свердловин; 2) вивчення технічного стану свердловин; 3) контроль за розробкою родовищ; 4) проведення прострілювання свердловин та інші види робіт. Найбільш важливим напрямком є вивчення геологічного розрізу свердловин, коли вирішуються наступні завдання: літологічне розчленування розрізу; виявлення колекторів та вивчення їх властивостей; виявлення та визначення місцеположення різних корисних копалин (нафта, газ, вугілля, солі, руди, води); підрахунок запасів корисних копалин.
Основними методами геофізичних досліджень у свердловинах є електричні та радіометричні.
Електричні методи досдідження розрізів свердловин засновані на вимірюванні електричного поля, що створюється джерелами природнього або штучного (на постійних або змінних струмах) походження. До них відносяться: 1) метод потенціалів власної поляризації, які виникають в свердовині як результат різних фізико-хімічних процесів; 2) метод позірного опору, що заснований на вимірі потенціалів, різниці потенціалів або індукційних струмів, які утворюються розміщенним у свердловині джерелом струму або електромагнітного поля.
Існує декілька модифікацій електричних методів в залежності від форми, розміру та конструкції зондів (комбінація електродів живлення та прийому): метод звичайних зондів (ПО), метод мікрозондування (звичайне, бокове), боковий метод. До методів позірного опору можна умовно віднести і індукційний метод.
6.1.1 МЕТОД ПРИРОДНЬОЇ ЕЛЕКТРИЧНОЇ ПОЛЯРИЗАЦІЇ
(САМОЧИННА ПОЛЯРИЗАЦІЯ) - ПС
Джерелом потенціалів U 
є: потенціали фільтрації, дифузійно-абсорбційні потенціали і окислювально-відновні потенціали. Зонд для реєстрації потенціалов U складається з двох електродів, один з яких знаходиться на поверхні, другий - на кабелі, що опускається в свердловину.
Для пористих і проникних шарів, які насичені мінералізованою пластовою водою (
< 
), характерні від`ємні потенціали. Лінія, яка відповідає потенціалу в глинах, має назву «нульова лінія глин». Крива U не має нуля і розміщується довільно у відведеній для неї смузі діаграми.
«Нульова лінія глин» проводиться як дотична до максимальних значень потенціала U проти потужніх однорідних глинистих товщ. Ця умовна лінія зазвичай знаходиться на діаграмі праворуч.
Величина і знаки потенціалів визначаються співвідношенням мінералізації пластових вод і промивної рідини, мінеральним складом і структурою гірських порід, товщиною пластів та інших факторів. Форми кривих U для різних геологічних умов приведені на рис. 6.1.
Границі пластів, товщина яких більше 2-4 діаметрів свердловини, на діаграмі потенціала Uпс визначаються по точках аномалії U , які рівні половині максимальної аномалії, що відповідає центру пласта.
Рисунок 6.1 - Форма кривої U для шарів питомого опору
1 - проникний шар; 2 - непроникний шар.
6.1.2 МЕТОД ПОЗІРНОГО ОПОРУ
(метод звичайних зондів)
Метод позірного опору заснований на вивченні і розчленуванні порід за їх електричним опором і пов`язаним з ним параметром - позірним опором, що вимірюється у свердловині. Для визначення позірного опору гірських порід застосовують чотирьохелектродну установку AMNB (зонд). Між електродами M і N вимірюють різницю потенціалів (
) або градієнт потенціалів (Е).
Зонди методу ПО (позірного опору) призначенні для вимірювання електричного опору гірських порід, завдяки створення електричного поля в них, за допомогою електродів струму (А, В) і виміру значення потенціалів, різниці потенціалів, градієнту потенціалів (U 
, U , E) за допомогою електродів М, N.
Зонд методу ПО - набір електродів А, В, М, N, які розташовані на різних віддалях між собою по одній лінії на ізольованому каркасі.
На практиці в момент вимірювання електричного опору в свердловині знаходяться три електроди А, М, N або М, А, В. Четвертий електрод В або N знаходиться на поверхні біля гирла свердловини.
В залежності від комбінації розташування електродів між собою можемо мати: потенціал-зонди, градієнт-зонди, послідовні (підошвенні), обернені (кровельні), двополюсні (взаємного живлення), однополюсні (прямого живлення), ідеальні, неідеальні (реальні).
Крім цього зонди характеризуються: коефіцієнтом, розміром, точкою запису.
В (табл. 6.1) приведена класифікація зондів методу ПО.
Таблиця 6.1 - Класифікація зондів методу електричного опору
| Потенціал - зонди | Градієнт - зонди | ||||||
| Послідовні | Обернені | Послідовні | Обернені | ||||
| Одно- полю- сні | Дво- полю- сні | Одно- полю- сні | Дво- полю- сні | Одно- полю- сні | Дво- полю- сні | Одно- полю- сні | Дво- полю- сні |
 А
 *
 М
l
N
|
M
* L
 A
l
B
|  
N
l
M
*
A
| 
B
l
A
* L
N
| 
A
l
M
* l
N
|
N
l
A
* l
B
| 
N
* l
M
A
|
B
* l
A
L
M
|
де:
× електроди (A, B, M, N);
* - точка запису;
l - віддаль між одноіменними електродами А і В або М і N, м;
L - віддаль між різноіменними електродами А і М, м.
Із таблиці (6.1) видно, що потенціал-зонди - такі, в яких
віддаль між одноіменними (парними) електродами А, В або М, N набагато більша (в 5 - 10 разів), ніж між різноіменними (непарними) А і М (L), тобто l>>L.
Градієнт-зонди - такі, для яких l<<L.
Послідовні зонди - такі, у яких одноіменні електроди знаходяться нижче від різноіменного.
Обернені (покрівельні) зонди - такі, у яких одноіменні електроди заходяться вище від різноіменного.
Однополюсні - такі, у яких в свердловині знаходиться один електрод струму (А).
Двополюсні - такі, у яких в свердловині знаходяться два електроди струму А і В.
Ідеальний потенціал-зонд - такий, у якого l 
.
Ідеальний градієнт-зонд - такий, у якого l 
0.
Точка запису у потенціал-зонді знаходиться на середині між різноіменними електродами:
. (6.1)
Точка запису у градієнт-зонді знаходиться на середині між одноіменними електродами:
або 
(6.2)
Розмір потенціал-зонда Lз - віддаль в метрах між різноіменними електродами (L), тобто:
L 
=L. (6.3)
Розмір градієнт-зонда Lз - віддаль між точкою запису і різ-
ноіменним електродом (А або М), тобто:
. (6.4)
Коефіцієнт зонда вираховується за формулами:
Для однополюсного зонда:
. (6.5)
Для двополюсного зонда:
. (6.6)
Розмірність коефіцієнта в метрах.
Електричний опір гірських порід визначається за формулою:
(6.7)
Форми кривих методу опору. Форма кривої методу електричного опору може мати різне зображення проти пласта в залежності від багатьох факторів (типу зонда, співвідношення між розміром зонда і товщиною пласта) і т. п. Форма кривої потенціал-зонда має симетричний характер, тобто екстремальні значення (максимальні або мінімальні) - в центрі пласта і різка зміна при підході до границь пласта (рис. 6.2).
Для градієнт-зондів форма кривої має несиметричний характер, тобто екстремальі значення в підошві (максимальне) і в покрівлі (мінімальне) для послідовних зондів (рис.6.2) для випадку коли вивчаємо високоомний пласт; і зеркальне відображення форми кривої має місце для оберненого (покрівельного) градієнт-зонда.
Визначення границь пластів і їх товщини за даними форми кривої ПО. Виходячи з аналізу поведінки форми кривої ПО для різних зондів (рис.6.2), щоб визначити границі пластів, доцільно використовувати градієнт-зонд, для якого розмір менший товщини пласта L < h.
Підошва і покрівля високоомного пласта можуть бути визначені за формулами:
; 
або
(6.8)
; 
;
тоді: h = Hпід.- Hпокр.
h= 
- 
+ l = 
- 
= 
, (6.9)
де: - глибина для максимального значення позірного опору послідовного градієнт-зонда,
- глибина для мінімального значення позірного опору оберненого градієнт-зонда.
Визначення значень геофізичних параметрів пласта. Значення геофізичних параметрів пласта можна вирахувати, знаючи величину відхилення кривої («l» в см) від лінії відліку з врахуванням горизонтального масштабу реєстрації:
Г Дата добавления: 2016-11-18; Мы поможем в написании ваших работ!; просмотров: 576 | Нарушение авторских прав Лучшие изречения:
= l
| 2329 - 