WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!

Pages:     | 1 |   ...   | 15 | 16 ||

§4. Определение амплитудного коэффициента поглощения продольных волн в океанических осадках Ранее нами показано (Орленок, 1970), что интенсивность и форма отраженных волн, регистрируемых при эхолотировании и сейсмопрофилировании в океане, часто зависят не только от акустической жесткости отражающей границы. В ряде случаев значительное влияние на формирование сейсмического звукового импульса оказывают локальная изменчивость и невыдержанность среды, различные соотношения мощностей и акустических жесткостей слоев, тонкая слоистость, искажения сейсмоприемным каналом и др., которые при совместном действии могут настолько исказить или усложнить отраженный импульс, что будучи зарегистрированным на сейсмограмме, он уже не может характеризовать свойства границы, на которой был образован. В связи с этим большую помощь в интерпретации материалов МОВ могло бы оказать привлечение и использование таких дополнительных характеристик отраженных волн, которые, выявляя наиболее общие закономерности распространения волн, мало бы зависили от локальной неоднородности среды. Одной из таких характеристик является затухание волн с глубиной, выявляющееся при учете достаточно представительного множества импульсов, отраженных на различных горизонтах внутри изучаемой толщи. Анализ затухания волн с глубиной позволяет получить сведения о поглощающих свойствах среды, знание которых может оказать существенную помощь при корреляции отражений в тех случаях, когда из-за влияния слоистости, колебаний мощности или других причин отражения от опорного горизонта не будут доминирующими или будут осложнены интерференцией. Вместе с тем знание величины поглощения в слое позволяет с большей точностью определять коэффициенты отражения на раздельных границах.

Для поглощающей среды было показано (Берзон и др., 1962), что амплитуда вертикальной составляющей смещения отраженной волны в случае нормального падения на горизонтальную границу раздела может быть представлена в виде:

m - rm m Am=A = RmПdj e, (VI.30) m cm H1 + H cm m=где A0 — постоянная величина, зависящая от типа источника возбуждения и характера среды, в которой возбуждаются колебания, H1, Hm, c1, cm — соответственно мощность и скорость в 1-м и m - м слоях, rm — длина пути m - го отрезка луча, Rm — коэффициент отражения на - ой границе раздела, Пdj — произведение коэффициентов преломления на всех промежуточных границах, m — пластовый коэффициент поглощения.

Для случая отражения волн от дна океана и от двух горизонтальных границ в осадках (трехслойная среда с первым водным слоем) и при наличии единичного источника типа центра расширения формула (VI.30) преобразуется в следующий вид (Орленок, 1970):

2 R3 1- R2 1- R1 H2 -23H( )( ) A = e-2, (VI.31) cH1 + H2 + H() cгде c1 — скорость звука в воде, с2, с3 — скорость во втором и третьем слоях, R1, R2, R3 — коэффициенты отражения соответственно от дна океана и от границ второго и третьего слоев, 1=0 — т.к. в сейсмическом диапазоне частот поглощением в воде можно пренебречь, ввиду его малости, r=2H. (VI.31) Формула (VI.31) показывает, что изменение амплитуды отраженной волны с глубиной в случае нормального падения луча, горизонтальных границ раздела и наличия слоя воды зависит от коэффициентов отражения и преломления, от поглощения и расхождения фронтов волн на глубоких границах в осадках. Однако в формуле не учитывается влияние промежуточных границ, т.е. считается, что слои H1, H2 и H3 — однородные. Если же предположить, что в слоях H2 и H3 под дном океана заключено соответственно m и n промежуточных слоев, причем соотношение мощностей, акустических жесткостей и скоростей продольных волн в них такое, что коэффициенты преломления можно считать равными единице, а коэффициенты отражения близки (при наличии резких отражающих границ или доминирующих волн от тонких слоев на логарифмическом графике амплитуд будут выпадающие точки, которые при аппроксимации не учитываются), то амплитуда отраженной волны во втором слое будет изменяться по следующему приближенному закону:

m Hm R2 1 - R1 Пdm -2m ( ) m=Am = e, (VI.32) m cm H1 + Hm cm=где Пdm - произведение коэффициентов преломления на всех промежуточных границах m, а в третьем слое:

m n 2 Hm + Hn R3 1 - R2 1 - R1 Пdn -2m 2n ( )( ) m=1 n =An = e, (VI.33) m cm n cn H1 + Hm + Hn c1 n=1 cm=где Пdn - произведение коэффициентов преломления на всех промежуточных границах n.

Отношение амплитуд отраженных волн имеет вид:

m cm n cn n Hm + Hn Am m=1 c1 n=1 c1 2n Hn n == 1e, (VI.34) cm An H1 + m Hm cm=R2 Пdm где 1 =.

R3 1 - R2 Пdm ( ) n n n n Полагая 2H = 2c tn, эф = n, где = (n - число слоев) nn n n=1 n=n находим пэф в среде, содержащей n слоев:

n Hncn n ln Am ln1 + n=пэф =-, (VI.35) n m 2 tn Hc1 + Hmcm c An n n=1 m= m Аналогичным образом найдем в среде, содержащей m слоев:

пэф m cm m H1 + Hm Hm 2m A1 cm=m== 2e (VI.36) Am HRЗдесь 2 = R2 1 - R1 Пdm ( ) m Hmcm m ln Am ln1+ m=пэф =-, (VI.37) m An Hc 2 cmtm m= m m где = m, = (m - число слоев) пэф m В формулах (VI.35) и (VI.37) через tn и tm обозначено время прохождения волн соответственно с амплитудами Аm и An через слои n и m.

Для того, чтобы вычислить ln 1 и ln 2 необходимо знать коэффициенты отражения от основных границ (согласно условию произведения коэффициентов отражения на промежуточных границах во втором и третьем слоях равны). Однако определить с достоверностью величины К2 и К3 не представляется возможным. Вычисление этих коэффициентов путем сравнения амплитуд однократно - и двукратно отраженных волн нередко дает результаты значительно отличающихся от теоретических, что по-видимому, связано с искажающем влиянием частично-кратных волн и волн от тонких слоев, а также вследствие изменения спектра полнократных отражений и т.п. Вместе с тем отражающая способность границ автоматически сказывается на интенсивности последующих отражений. Кроме того вес группы амплитуд, полученных от основной отражающей границы (если она есть), также учитывается при аппроксимации амплитудных кривых. Все это говорит о том, что если в конечных формулах (VI.35) и (VI.37) положить ln 1 ln 2 0 то это не значит, что мы совершенно исключаем влияние R1, R2, R3 и Пdm на результат вычисления пэф.

Определенный и систематический учет влияния коэффициентов отражения на основных границах будет осуществляться самой структурой амплитудного графика и характером его аппроксимации. Оценим максимальную погрешность, которая может быть за счет такого предположения. При R2=0,9 и R3=0,1, ln 1 = 4; полагая R2=0,1 и R3=0,9 получаем ln =01. Нетрудно убедиться, что примерно такие, же значения получаются и для ln2. Пренебрегая членом ln, ввиду его малости мы считаем, что изменение амплитуд отраженных волн в среде 2 и 3 происходит главным образом, за счет поглощения. Определяемый таким образом коэффициент поглощения будет являться не истинным, а эффективным. Учитывая сказанное и, положив в формулах (VI.35) и (VI.37) c2 1 1 H1 = c1t1; Hm = c2tm ; Hn = c3tn ; = n2, (VI.38) 2 2 2 cполучим (Орленок, 1970):

n1 tm 1 A1 m пэф = ln (VI.39) - ln1+ m 2 tn c Am tm= Am n2 tn n пэф = ln - ln1+ (VI.40) n 2 tn c An t1 + n1 tn n=Формулы (VI.39) и (VI.40) позволяют, зная мощности и скорости слоев, определить в них величину эффективного пластового коэффициента поглощения пэф. Следует отметить, что полученные формулы являются более точными, чем формула (VI.30), поскольку в них учитывается разность скоростей в слое воды и в породах, покрывающих дно океана, в то время как формула (VI.30) получена из предположения, что первый отражающий слой тонкий и скорость по обе стороны слоя одинакова. Можно было бы показать, что в случае для среды, имеющей l слоев с различными скоростями величина l пэф определяется из выражения:

1 Al-1 t1 + n1 t1 +...+nl2tl l пэф = ln (VI.41) - ln l 2 tl c Al t1 + n1 t1 +...+nl2tl-l l=В тех случаях, когда для всей осадочной толщи принимается одна (постоянная скорость), то можно ограничиться одной формулой (VI.39).

Поскольку изменение амплитуд отраженных волн, зарегистрированных на некотором промежутке времени t обусловлено не только неидеальной упругостью среды, но и наличием промежуточных границ, то полученные значения пэф будут отличаться от истинных на величину *.

Оценим разность * при различных значениях отношения акустических жесткостей вода-дно, соответствующих неуплотненным, полууплотненным и уплотненным осадкам. Предположим, q0 q0 qчто = 0,7; = 0,4; = 0,2. Полагая, что в однородной среде q1 q2 qрасположено N слоев с одинаковыми спектральными характеристиками, для * будем иметь (Берзон и др., 1962):

(1+ q) N * = ln (VI.42) H 4q При наличии в слое мощностью 500 м пяти тонких слоев получим соответственно для заданных q *1 = 710-4 м-1, *2 = 610-3 м-1;

*3 = 210-3 м-1.

Таким образом, по мере увеличения скорости продольных волн в породах, покрывающих дно океана от 1,6 до 3,5 км/с разность между эффективным коэффициентом поглощения и истинным (при неизменной мощности слоя и постоянном количестве промежуточных слоев) увеличивается от 7· 10-4 м-1 до 2· 10-3 м-1, т.е. больше, чем на порядок. В связи с этим пренебрежение влиянием изменения акустической жесткости на границе вода-дно может привести к значительным изменениям значения пэф которые к тому же трудно будет контролировать.

Как видно из формулы (VI.42), величина * увеличивается по мере увеличения количества промежуточных слоев. Вместе с тем следует заметить, что * для N тонких слоев может в 3—4 раза превосходить соответствующую величину для такого же количества толстых слоев, так как коэффициент отражения от границы толстого слоя в 1,8—2 раза меньше, чем коэффициент отражения от тонкого слоя.

Вопрос о наличии тонкой слоистости можно решить только путем изучения истинной зависимости коэффициентов отражения от частоты. При этом для N толстых слоев разность эффективных и пластовых коэффициентов поглощения будет постоянна на всех частотах, в то время как для m тонких слоев будет наблюдаться искажение истинной зависимости от частоты. Учесть влияние каждого промежуточного слоя в данном случае иным путем не представляется возможным. Вместе с тем, определяемый по формуле (VI.39) эффективный пластовый коэффициент поглощения будет иметь самостоятельный физический смысл - он будет характеризовать фильтрующие свойства среды за счет совместного влияния рующие свойства среды за счет совместного влияния неидеальной упругости и слоистости.

Описанная методика вычисления эффективных коэффициентов поглощения была применена при интерпретации материалов точечного сейсмозондирования МОВ в Лабрадорском море, в ФарероШетландском желобе и в абиссальной котловине, расположенной восточнее Азорских островов. В трудных сейсмогеологических условиях, почти при полном отсутствии устойчивых опорных отражений с помощью параметров поглощения удалось расчленить осадочную толщу и выделить в ней несколько слоев с различными значениями. В частности, на приведенном графике (рис. 40), построенном по записям, полученным на материковом склоне Северной Америки (полуостров Лабрадор) можно видеть, что осадочная толща (в пределах исследованной мощности) подразделяется на два слоя (1=2, 35· 10-3 м-1 и 2= 7,7 · 10-4 м-1). Эти значения соответствуют неуплотненным (V1=1,6 км/c) и полууплотненным (V2=2 км/с) осадкам, разделение которых в данном случае уверенно производится по отражению А, являющемуся в ряде мест Северной Атлантики опорным и соответствующему границе раздела между рыхлыми и полуконсолидированными осадками.

Необходимо отметить, что полученные формулы дают наиболее эффективные результаты при расчетах для групп волн, характеризующихся хорошо выраженным экспоненциальным затуханием с глубиной.

Литература Авербух А. Г. Интерпретация материалов сейсморазведки преломленными волнами. М. Недра., 1975. С.Акустка морских осадков. /Под ред. Л. Хэмптона. М. Мир. 1977.

533с.

Берзон И. С. и др. Динамические характеристики сейсмических волн в реальных средах. М. Изд. АН СССР, 1962.

Бреховских Л. Н. Волны в слоистых средах. М. Изд. АН СССР, 1957.

502 с.

Булин Н.К. Слои пониженной скорости сейсмических волн в литосфере океанов. ВИЭМС, сер. Морская геология и геофизика. М.

1982. С.55.

Буллен К. Плотность земли. М. Мир. 1978. С. 182.

Гайнанов А. Г., Гусев Б. В., Орленок В. В., Ильин А. В. Шурко И. И., Богоров Г. В. Физические свойства осадочных метаморфических пород дна Мирового океана. В кн. Проблемы освоения Мирового океана. Изд. Калининградского университета, Калининград, 1977 с. 7787.

Гутенберг Б. Физика земных недр. М. Ил. 1963. С. 263.

Зверев С. Н. Тонкая структура верхов мантии некоторых участков Тихого океана по данным ГСЗ. В кн.: Кора и верхняя мантия Земли.

М. 1970. С. 74-82.

Ильин А. В., Орленок В. В., Шурко И. И. Петрофизика дна Мирового океана. Изд. АН СССР, М. 1992 с.221.

Непрочнов Ю. П. Сейсмические исследования в океане. М. Наука.

1976.

Облотина Т. И. Лекции по сесморазведке неоднородных сред. Изд.

Моск. ун-та. М. 1968. С.Орленок В. В., Линдин М. И., Студеничик Н. В. Петрофизика дна Балтийского моря. Изд. Калининградского ун-та, Калининград, 1993, с.160.

Орленок В. В. Физика и динамика внешних геосфер. М. Изд. Недра, 1985. С.182.

Орленок В. В. Петрофизика и условия формирования осадочной толщи Атлантического океана. Доктор. Дисс. Ленинград, 1984. с.

Орленок В. В. Об определении эффективного коэффициента поглощения сейсмических волн в океанических осадках. В сб. сейсмические исследования строения дна морей и океанов. М. Наука, труды Ин-та океанологии АН СССР. Т. LXXXVII, 1970. С. 69-76.

Орленок В. В. К методике интерпретации материалов глубоководных сейсмических исследований МОВ и сейсмопрофилирования. В сб. Проблемы освоения Мирового океана. Изд. Калининградского ун-та. Калининград, 1977 с. 132-166.

Орленок В. В. Результаты сейсмических исследований строения и мощности осадочной толщи Атлантического океана. Канд. Дисс.

МГУ, Москва, 1971.

Орленок В. В. Физические основы эволюции перисферы Земли. Изд.

Ленинградского ун-та. Ленинград, 1980. С. 243.

Орленок В. В., Гайнанов А. Г. Геофизические исследования структуры земной коры Лабрадорского моря. Вестн. Моск. ун-та, сер.

геол. 1967 №5 с. 146-158.

Орленок В. В., Феськов В. Ф. Сравнительная интерпретация потенциальных полей с целью поиска новых и детализации разведанных локальных структур Балтийской синеклизы. В кн. Тектоника и полезные ископаемые Белоруссии и Прибалтики. Изд. Калиниградского ун-та. Калининград, 1978. С. 96-106.

Резанов И. А. История геотектонических идей. М. Наука, 1987, с.

Туезова Н. А. Физические свойства горных пород ЗападноСибирской нефтегазовой провинции. М. Недра, 1975.

Pages:     | 1 |   ...   | 15 | 16 ||



© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.