Файл: Невский, М. В. Квазианизотропия скоростей сейсмических волн.pdf

Для устранения указанного недостатка Стоеп [9 ] предположил, что индикатрису лучевых скоростей квазипродольных волн в диапазоне на­ правлений, близких к направлению оси симметрии поперечно-изотропной среды, можно аппроксимировать эллипсом. При этом по результатам измерений будет получаться не истинный, а некоторый иной коэффициент анизотропии. Стоепом предложена и соответствующая методика измере­ ния такого коэффициента анизотропии, требующая применения УЗК и - сейсмокаротажа с профилем пунктов взрыва. Интерпретация результа­ тов сводится к вычислению эффективных скоростей по обращенным го­ дографам проходящих волн для каждого уровня погружения сейсмопри­ емника и последующему определению коэффициентов анизотропии путем » деления эффективной скорости на среднюю скорость в данном пласте, вычисленную по данным УЗК. Однако обоснования возможности аппрок­ симации индикатрисы лучевых скоростей эллипсом и аналитического выражения для измеряемого коэффициента анизотропии Стоепом не предложено.

Тем не менее способы Сегонзака и Лахеррера и Стоепа в настоя­ щее время являются наиболее совершенными для изучения сейсмичес­ кой анизотропии при скважинных сейсмических исследованиях.

Комплексирование наземных и скважинных наблюдений

Изучение анизотропии скоростей путем комплексирования наземных и скважинных наблюдений заключается в сопоставлении результатов сейсмокаротажа и интерпретации годографов преломленных или отра­ женных волн, зарегистрированных на наземных профилях, проходящих в непосредственной близости от исследованных скважин. Как и в случае скважинных сейсмических методов, при комплексировании наземных и скважинных наблюдений обычно ограничиваются определением скорос­ тей по вертикали и коэффициентов анизотропии.

Способ изучения анизотропии скоростей с использованием данных как сейсмокаротажа, так и метода отраженных волн предложен Ричард­ сом [ 5 3 ] и А.К. Уруповым [71, 72] . Он также основан на аппрокси­ мации среды, покрывающей отражающую границу однородной эллипти­ чески анизотропной средой с вертикальной осью симметрии. Для опре­ деления коэффициента анизотропии в покрывающей толще по годографу отраженной волны вычисляют эффективную скорость, равную при прин#' той модели среды скорости в горизонтальном направлении. Скорость в вертикальном направлении принимают равной средней скорости до отражающей границы по данным сейсмокаротажа. Из изложенного яс­ но, что на практике по этому способу будут определяться только не­ которые средние значения коэффициентов анизотропии, содержащие ин­ формацию как об анизотропности, так и о скоростной неоднородности среды, в частности слоистости.

В работах Хагедорна [73], Джолли [ 2 6 ] , Клейна [5 ] и Н.И. Берденниковой [6 ] для изучения анизотропии скоростей использовались данные метода преломленных волн и сейсмокаротажа. Граничные ско—

18

рости, определенные по годографам преломленных волн обычными ме­ тодами, рассматриваются как скорости в горизонтальном направлении, а пластовые скорости в тех же интервалах глубин - как скорости в вертикальном направлении. Отношение vp к vnjl дает коэффициент анизотропии. При применении подобной методики оказывается возмож­ ным найти не средние, а пластовые коэффициенты анизотропии в слоях

сповышенными скоростями.

Вэтом случае появляется принципиальная возможность разделения эффектов неоднородности и анизотропности среды. Однако предположе­ ние о совпадении граничной скорости со скоростью упругих волн в го­ ризонтальном направлении в реальной анизотропной среде требует как теоретического, так и экспериментального обоснования. Кроме того, существенным недостатком данной методики является отсутствие стро­ гой стратиграфической привязки преломленных волн на наземных про­

филях. В самом деле, если граничные скорости при небольших наклонах преломляющих границ можно с достаточной точностью определить не­

посредственно по годографам преломленных волн, то определение глу­ бин залегания преломляющих границ, в особенности при сложном скоростном строении покрывающей толщи, может содержать заметные ошибки. Во многих случаях эти ошибки не удается исключить и при использовании детальных данных сейсмокаротажа. Погрешности в определении глубин залегания преломляющих границ приводят к неод­ нозначности в определении коэффициентов анизотропии. Эксперименталь­ ные примеры такой неоднозначности приведены Клейном [5].

В заключение отметим, что методика изучения анизотропии путем сопоставления данных сейсмокаротажа и метода преломленных волн

Наземные наблюдения для изучения анизотропии

Анизотропия скоростей в горизонтальной плоскости может быть изу­ чена при использовании только наземных наблюдений. В настоящее время для этих целей используют метод как преломленных, так и отраженных волн. В первом случае исследования анизотропии проводят либо по сис­ теме продольных радиально расположенных профилей, либо с помощью непродольной прострелки профилей [74]. Граничные скорости, опреде­ ленные для различных направлений, фактически представляют собой ин­ дикатрису лучевых скоростей в горизонтальной или близкой к ней плос­ кости. Для определения граничных скоростей, в особенности при отсут­ ствии встречных систем годографов, на продольных профилях применя­ ют специальные способы обработки, например способ временных составляющих 115, 16, 75].

Следует отметить, что при сейсморазведочных исследованиях по­ добные методы применялись сравнительно редко. Однако необходимо указать, что в последние годы они достаточно широко используются в

19

глубинном сейсмическом зондировании при изучении анизотропии в верхней мантии Земли [15, 16, 75, 76].

А.К. Урупов [7 ] предложил использовать наблюдения по методу отраженных волн по системе радиально расположенных профилей для изучения анизотропии в горизонтальной плоскости. Зависимость эф­ фективной скорости от азимута, получаемая в результате интерпрета­ ции, характеризует совместное влияние на эффективную скорость как горизонтальной анизотропности, так и неоднородности среды.

4. ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫЕ ДАННЫЕ ПО АНИЗОТРОПИИ СКОРОСТЕЙ СЕЙСМИЧЕСКИХ ВОЛН В РЕАЛЬНЫХ СРЕДАХ

В настоящем разделе приводится сводка экспериментальных данных по анизотропии скоростей сейсмических волн, изученной в условиях естественного залегания горных пород. Сводка составлена по опубли­ кованным результатам полевых сейсмических экспериментов, выпол­ ненных непосредственно для изучения анизотропии скоростей продоль­ ных и поперечных сейсмических волн. Приводимые данные получены с применением методических приемов, описанных в предыдущем раз­ деле.

Следует отметить, что сведений по анизотропии скоростей упругих волн, изученной в сейсмическом диапазоне частот в условиях естест­ венного залегания, сравнительно немного. Тем не менее представляет­ ся интересным и важным проанализировать имеющиеся эксперименталь­ ные результаты. Рассмотрим вначале данные по анизотропии скоростей продольных сейсмических волн.

Анизотропия скоростей продольных сейсмических волн

Результаты изучения анизотропии скоростей продольных сейсмичес­ ких волн приведены в табл. 1 , где кроме значений скоростей и коэф­ фициентов анизотропии даны сведения о районе эксперимента, литоло­ гии и возрасте изученных толщ, а также о методике работ. Необходимо указать, что мы рассматриваем анизотропию скоростей для осадочных толщ земной коры. Имеющиеся в настоящее время данные по анизотро­ пии скоростей в породах верхней мантии нами не приводятся. Эти сведе­ ния содержатся в работах 115, 16, 75, 76].

Используем данные табл. 1 для обсуждения вопросов о масштабах проявления анизотропии в реальных средах, зависимости коэффициентов анизотропии от глубины и литологии пород, а также для обсуждения возможных причин анизотропии скоростей сейсмических волн в оса­ дочных толщах. Ранее подобные вопросы ставились в работе [8 ]; они касались лишь двух скважин в одном из районов Северной Сахары.

В табл. 1 видно, что около половины имеющихся данных о коэффи­ циентах анизотропии получено с помощью способа скважинного сейсмо­ графа. Следовательно, эти коэффициенты анизотропии являются средними и, как указывалось, содержат информацию как об анизотропности, так и об неоднородности исследованных разрезов. На рис. 1 представлена зави-

20