Определение скоростей распространения волн по данным сейсморазведки многократных перекрытий на основе волновой миграции сейсмограмм

ОПРЕДЕЛЕНИЕ СКОРОСТЕЙ РАСПРОСТРАНЕНИЯ ВОЛН ПО ДАННЫМ СЕЙСМОРАЗВЕДКИ МНОГОКРАТНЫХ ПЕРЕКРЫТИЙ НА ОСНОВЕ ВОЛНОВОЙ МИГРАЦИИ СЕЙСМОГРАММ

Г.В. Ларин

Главной задачей промышленной полевой сейсморазведки МОВ (МОГТ) до сих пор является построение структурного плана основных сейсмических горизонтов (реперов). Для ее решения необходимо не только наличие информации об их конфигурации, получаемой в процессе обработки данных сейсморазведки по методике ОГТ-ОСТ, но и надежные знания скоростей распространения целевых волн в среде. Дополнительно с помощью первичных данных сейсморазведки можно успешно определять физические свойства геологической среды - скорости распространения волн, акустические жесткости и пр. на основе естественных физических подходов детерминистическими методами.

Несмотря на широко используемые в производстве методики ОГТ, в основе которых лежит представление о горизонтально-слоистой среде, в современных условиях более естественно и наглядно сразу использовать представление о сложном строении среды, в каждой точке которой свое значение скорости (рис. 1), а задачи построения скоростной модели среды и конфигурации границ решать на основе волновой миграции1 сейсмограмм общего пункта возбуждения (ОВП).

МОДЕЛИ СРЕДЫ

СПОСОБЫ ОБРАБОТКИ-ИНТЕРПРЕТАЦИИ

Анализ скоростей V(x, у, z) с учетом наклонов и кривизны сейсмических границ, кривизны сейсмических лучей, с использованием фокусировки рассеянных волн, с автоматическим устранением неоднозначности скоростей +

Волновая миграция исходных сейсмотрасс +

Анализ скоростей V(t) на базе моделей строения среды, с учетом наклонов и кривизны сейсмических границ, неоднозначность, «петли»

Анализ скоростей V(t) на базе простейших моделей строения среды, неоднозначность, «петли»

Имитация временных разрезов центровых лучей

+

Метод ОГТ

Рис. 1. Основные этапы усложнения моделей среды и методов обработки сейсмических данных многократных перекрытий

Впервые сейсмические изображения среды на основе сейсмоголографических подходов предложил получать отечественный ученый Ю.В. Тимошин в начале 60-х годов прошлого века [1]. Физическое обоснование получающихся результатов Д-преобразования, а также базовые алгоритмические решения волновой миграции сейсмических записей были заложены в 70-80-х годах 20-го века С.А. Васильевым [2].

Рассмотрим технологию определения скорости распространения сейсмических волн и построения глубинно-скоростной модели среды на основе глубинной послойной миграции до суммирования. Данная технология реализована автором совместно с В.В. Поповым [3].

1 В литературе встречаются и другие названия волновой миграции - сейсмическая голография, продолжение волнового поля в нижнее полупространство, дифракционное преобразование, глубинная миграция до суммирования.

Постановка задачи. По данным сейсмических наблюдений методом многократных перекрытий МОГТ (МОГТ-3D) определить толсто-слоистую глубинно-скоростную модель среды - получить разрез ¥(Х, X) пластовых интервальных скоростей распространения продольных волн и сейсмическое изображение среды путем глубинной миграции до суммирования с определенной скоростной моделью.

Исходные данные. Сейсмический профиль - набор сейсмограмм общего пункта взрыва (ОПВ).

Метод решения. Решение волнового уравнения для приходящих из нижнего полупространства волн методом Кирхгофа.

Элементы теории.

Пусть х, у, 2 - декартовы координаты; t - текущее время; Б - плоская поверхность наблюдений 2 = 0; Р = (х, у, 2), Р5 = (х5, у„ 2Х) - точки полупространства 2 > 0 и плоскости 2 = 0; г = г(Р, Р) - расстояние между точками Р и Р; п - нормаль к Б, внешняя по отношению к области 2 > 0 (направлена против оси 2); (Р„ г) - сейсмотрассы временного разреза центровых лучей (аналог временного разреза ОГТ), причем/ = 0 при t > Т, где Т - момент физического окончания регистрации колебаний; V = сonst - половина значения скорости распространения волн [4].

Пространственное дифракционное преобразование временного разреза центровых лучей с произвольно зависящей от г весовой функцией К состоит в вычислении интеграла

^ (Р) = и (-)/(Р, -) ds.

•>о -1)

Используя новую функцию ф(Р, г) = -2пугК(уг )/(Рх, г) и равенства дг/д2 = -йг/&5 = дг/дп, можно преобразовать формулу (1) к виду

ds = А (р’ г )|

где величина Аф(Р, t) есть модифицированный интеграл Кирхгофа - Зоммерфельда

АФ (р, г) = -— Г

фЧ ' 2п -к

/

1 дг

Эф

то дп

дг

дг 1

~дП72 ф

Р ’ г+-

ds.

Если положить Г(Р, {)= Аф(Р, t), то функция Г будет решением волнового уравнения

АР =

1 д 2р

V2 ~дгГ

при начально-краевых условиях:

Г1=0 = ф;

-I = Р| = о дг '

Из (2)-(5) следует, что объемное сейсмическое изображение Г5(Р) с точностью до дифференцирования по 2 совпадает с решением задачи (3)-(5), взятым в момент времени t = 0, а именно:

Р (Л’ У’г) = (х’ У’ ?’ ^’0)<1 £.

Для существования решения задачи (3)-(5) и правомерности проделанных выкладок достаточно, чтобы функция ф была непрерывна, а производная — - кусочно-непрерывна.

дг

Известные варианты сейсмоголографического восстановления поля, к которым относятся алгоритмы Клаербоут (основанный на решении волнового уравнения (ВУ) с помощью конечно-разностных схем), Кирхгофа (интегральный метод решения ВУ) и Фурье-разложения по плоским волнам (спектральный метод решения ВУ), дают решение одной и той же задачи (3)-(5) с граничным условием

Р\г = 0 = /

В качестве сейсмического изображения, получаемого из временного разреза центровых лучей, служит распределение =0.

В силу вышеизложенного цифровая сейсмическая голография и вычисление функции р имеют единую математическую основу.

Физическое содержание математических результатов, описывающих процесс волновой миграции, можно описать следующим образом [5]. На модели поверхности наблюдений Б искусственно воспроизводят зарегистрированные ранее сейсмические колебания/2(Р5, -^ (временной разрез или сейсмограмма ОПВ) в обратной временной последовательности (отрицательный знак перед аргументом {). Полученное таким образом волновое поле ЩР, ^ начинает удаляться от модели Б, в результате чего воссоздается картина поведения фронтов волн, реально существовавших в геологической среде (в обращенном времени).

Возникшие волны моделируют процессы возвращения реальных отраженных и рассеянных волн к своим источникам, то есть к геологическим объектам, и создают изображения последних.

На рис. 2 показан физический процесс распространения сейсмических волн в прямом течении времени. Моделирующее поле ЩР, 0 математически описывается обращенной во времени функцией Р (Р, -г) = Р (Р, г), то есть и (Р, г) = Р (Р, г).

Приемники Источники

Рис. 2. Принципиальная физическая схема распространения волн в сейсморазведке многократных перекрытий

В самом деле, волны F(P, t) не имеют источников в нижнем полупространстве в силу однородности уравнения (3).Они распространяются в среду, находящуюся первоначально в покое при t = -T, согласно условиям (4), и порождаются позже при t > -Tна поверхности S обращенными во времени колебаниями f, так как F(P, t) |z=0 = f (Ps,-t) в соответствии с равенством (8).

При сейсмоголографическом преобразовании сейсмограмм МОВ дифракционный интеграл рассчитывается для каждой точки среды в момент прихода в эту точку прямой волны из пункта

взрыва. Без ограничения общности каждый такой момент можно принять за начало отсчета і = 0. Поэтому описанные выше результаты непосредственно обобщаются на случай дифракционного преобразования отдельных сейсмограмм МОВ с той лишь разницей, что можно улучшить отношение сигнал/помеха за счет использования системы многократных перекрытий, если просуммировать изображения, полученные с отдельных сейсмограмм МОВ (сопряженное Д-преобразование). Именно за счет использования системы многократных перекрытий и появляется основная возможность не только увеличения отношения сигнал/помеха, но достаточно надежного определения скоростных характеристик среды, а также решения ряда других задач. Принципиальная технологическая схема миграции на обобщенной плоскости (і, ів(2), X) представлена на рис. 3.

Исходная сейсмограмма ОПВ

Годограф

дифрагированной

Т/2

Годограф отраженной волны. Т - период

X

Отражающая граница

Z

(или у

Трасса

результирующего мигрированного разреза

Рис. 3. Принципиальная технологическая схема миграции сейсмических данных, М - точка, в которой строится сейсмическое изображение

t

Рабочий алгоритм программы вертикального миграционного скоростного анализа [4] заключается в следующем. Трассы исходных сейсмограмм, попадающие в программно-рассчитываемую базу суммирования, выбираются по признаку равных удалений из заданного набора L удалений, и осуществляется их миграция на заданную вертикаль X исследуемой среды. Миграция производится в пределах интересующего интервала глубин с некоторым задаваемым шагом по глубине, а также со средними или в случае послойного решения задачи интервальными скоростями Vn (X, Z) из набора N скоростных законов. Этот набор определяется следующим образом: задается некоторый базовый скоростной закон V(X, Z), а также максимальное отклонение D от этого закона (%) и шаг отклонений 8 (%). Очередной n-й закон определяется из базового распределения по соотношению Vn (X, Z) = V(X, Z)  {1 + [(n - 1)8 - D]/100}.

На выходе программы последовательно формируется N вертикальных сейсмограмм, каждая из которых соответствует определенному скоростному закону и содержит по L трасс. Каждая такая трасса представляет собой изображение среды M(X, Z, Vn, l) на одной и той же вертикали = const как результат миграции разрезов равноудаленных трасс при заданном скоростном законе. Формирование

изображения в точках среды (X, 2) при миграции трасс и(Х,,, X, +1, ?) равных удалений осуществляется на основе ^-преобразования по формуле

М

где а - весовые коэффициенты; X - координата анализируемой вертикали; X,, - координата пункта возбуждения; 51 - число источников, попадающих в базу суммирования; I - расстояние между источником и приемником; ts(¥п) и tl(Vn) - соответственно времена распространения волн от 5-го пункта возбуждения до точки (X, 2) и от точки (X, 2) до пункта приема Х7, удаленного от X, на расстояние I.

В случае послойного решения задачи времена рассчитываются с учетом преломления волн на заданных промежуточных границах. Выбор способа анализа осуществляется в зависимости от представления входных параметров. Если в них заданы одна или несколько границ, то производится анализ интервальных скоростей на основе миграции с трассированием луча дифрагированной волны. В противном случае (если во входном потоке границы не заданы) производится анализ средних скоростей, то есть времена ts и tl в соотношении (9) рассчитываются по прямолинейным лучам, соединяющим точку анализа (X, 2) с точками X, и Х1 соответственно.

Эффективность способа построения скоростной модели среды продемонстрируем на синтетических сейсмограммах (рис. 4), рассчитанных в пакете Ргошах. Характеристики модели: нульфазовый импульс Рикера с преобладающей частотой 40 Г ц, шаг дискретизации 2 мс, длина записи - 2600 мс, шаг между пунктами взрыва (ПВ) - 100 м, шаг между пунктами приема (ПП) - 50 м, в центральносимметричной расстановке 121 канал, интервал удалений от -3000 до м +3000 м. Длина сейсмического профиля 9200 м (Хнач = 0, Хкон = 9200 м), всего 92 сейсмограммы ОПВ.

Построение глубинно-скоростной модели среды [6] проводится в несколько этапов. Сначала с помощью процедуры вертикального анализа средних миграционных скоростей определяется первоначальная скоростная модель для возможности построения первичной модели среды путем глубинной миграции до суммироваения и выделения основных сейсмических горизонтов. На втором этапе глубинно-скоростная модель уточняется с использованием процедуры погоризонтного скоростного анализа по выделяемым горизонтам. Второй этап содержит ряд подэтапов, каждый из которых уточняет и дополняет скоростные характеристики среды, привлекая дополнительные нижележащие горизонты.

Это позволяет учесть большинство физических явлений при распространении волн (например преломление лучей на контрастных границах), которые в обычных методиках, как правило, не учитываются.

Рис. 4. Исходные модельные сейсмограммы ОПВ

1. Вертикальный скоростной анализ средних миграционных скоростей

Для первоначального анализа была выбрана простейшая скоростная модель среды с постоянной скоростью, а скоростная функция состояла из одного значения 2000 м/с, V(Teepm, Хан) = 2000 м/с, так как данными о скоростях для модельного примера мы не располагали.

Интервал перебора скоростей вначале был задан равным 60 % (что при базовой скорости в 2000 м/с составляет интервал перебора от 800 до 3200 м/с) с шагом 3 % (60 м/с). Точка анализа на профиле X = 3000 м.

Результат анализа программой VANTZ представлен на рис. 5. При его рассмотрении на спектре 5а можно наблюдать четыре ярко выраженных максимума энергии на временах-скоростях 300 мс -1900 м/с; 640 мс - 2170 м/с; 950 мс - 2140 м/с и 1250 мс - 2080 м/с. Причем энергетически наиболее выраженными являются первые два максимума (см. кривую, изображенную справа от планшета спектра). Чтобы определить, соответствует ли положение максимума спектра координате характерной точки среды (Ханализа, Teepm), обусловившей отражение (если точка принадлежит сейсмической границе) или дифракцию волны (если точка находится в зоне локальной неоднородности или шероховатости), рассмотрим набор вертикальных сейсмограмм миграционного изображения среды на рис. 5б, в на анализируемой вертикали профиля (мы выбрали произвольно Ханализа = 3000 м), для разных интервалов удалений.

0.

°Ъ>

1760 1820 1880 1940 2000 2060

0 0 3 3

2120 2180

3 Б 6 Э Э 9

2240 м/с

12 12 12 %

! Project - SWMOO IMifiwtion - S042

Рис. 5. Анализ средних скоростей миграции

а

Так, максимумам на малых временах (З00, 640 мс) соответствуют достаточно уверенно прослеживаемые горизонтальные оси синфазности для всех удалений сейсмограммы ОПВ. Два других максимума соответствуют артефактам, связанным со сложной волновой картиной на исходных сейсмограммах на данных вертикальных временах, а на вертикальных сейсмограммах им соответствуют неполные горизонтальные оси синфазности (не для всех удалений на сейсмограммах они присутствуют). После нескольких циклов обработки по программе VANTZ с заданием уточненных параметров мы определяем наилучший вариант вертикального спектра рис. 6а, б. После автоматической пикировки, ручной коррекции и сглаживания получим 4-й (окончательный) базовый скоростной закон V/^'cp (Teepm) на координате профиля XaH = З000 м (табл. 1, рис. 6а, б - зеленая кривая).

-1 00000000

Jw**;....... ' "

шШШш'

Рис. S. Аналог вертикального спектра миграционных скоростей (а, б) и соответствующая вертикальная (мигрированная) сейсмограмма (в), полученные на вертикали профиля Хан = 3000 м для базового скоростного закона V4 с оптимальными параметрами программы VANTZ. Зеленая линия - окончательное приближение вертикальной скоростной функции, полученное путем ручной корректировки спектра. Оптимальные параметры программы VANTZ: Lmax = 3000 м, максимальные углы наклона границ j4max = j4min = 0, диапазон перебора скорсстей PRM = ±20 %, шаг перебора DPR = 1 %

Таблица 1

Окончательное приближение скоростной функции V4

№ точки на вертикальном скоростном спектре Вертикальное время Теерт, мс Средняя миграционная скорость Vw, м/с Интервальная миграционная скорость !/„„, м/с Глубина Z, м

1 2 3 4 б

1 1QS 19Q6 19Q6 1Q1

2 1as 1a93 1a75 176

3 292 1921 197Q 2aQ

4 5Q4 2Q1a 2151 5Qa

б SS7 2124 2451 7Qa

S 756 2217 2913 a3a

7 a15 231Q 35Q1 941

a 935 265a 5Q21 1242

9 1Q12 2aa2 56Q2 145a

Окончание табл. 1

1 2 3 4 5

10 10бб 3080 7739 1624

11 1166 3869 11368 22бб

12 1246 4099 74б1 2бб3

13 13бб 4294 6б23 2909

14 1б42 4б01 6000 3470

1б 1778 4678 б834 41б8

16 2030 4801 б668 4873

17 2468 4888 б291 6031

Выполнив последнюю итерацию - просчет спектра и взяв в качестве базового закона У4, мы находим наилучшее распределение и соответствующую вертикальную сейсмограмму, по которой можно судить об оптимальном значении скорости на вертикали X = 3000 м (см. рис. 6в).

2. Погоризонтный анализ миграционных скоростей

Полученные средние скорости недостаточно точно характеризуют пространственное распределение пластовых (интервальных) скоростей, так как не связаны с геометрией границ. Чтобы точнее определить глубинно-скоростную модель, используем погоризонтный анализ миграционных скоростей. Для этого необходимо предварительное знание хотя бы об одном первом горизонте, вдоль которого будем анализировать скорость.

Для определения местоположения и конфигурации первого горизонта нам потребуется получить первоначальное сейсмическое изображения разреза среды путем проведения миграции до суммирования (процедура MIGS) с произвольным первоначальным скоростным законом, например, с постоянной скоростью V = 2000 м/с, при использовании в миграционном суммировании различных интервалов удалений от 3000 до 100 м.

Как видно из рис. 7, оптимальное и очищенное от артефактов изображение первой от поверхности границы (на временах ~350 мс) наблюдается при \Ьтх\ = 2000 м (рис. 7б). Обратим внимание на то, что при малых удалениях (рис. 7в) мы получаем изображение, близкое по физическому смыслу к изображению разреза центровых лучей, полученного путем суммирования по общей срединной точке (ОСТ), поскольку фактически мы используем только субвертикальные отраженные лучи. В общем случае для горизонтально слоистых сред такое изображение было бы идеальным и соответсвующим реальному строению среды.

Рис. 7. Сейсмическое изображение среды F(TsepT,X), полученное со скоростной функцией V1 = const = 2000 м/с для разных интервалов удалений IZ.mJ: а - 3000 м; б - 2000 м; в - 100 м

Для определения горизонтального (точнее погоризонтного) спектра скорости вдоль первого горизонта с помощью программы VELINE нам необходимо выделить (с помощью пикинга) первый горизонт (Т, X), задать окно расчета спектра по времени и получить спектр.

На рис. 8а представлен фрагмент сейсмического миграционного изображения (во временном масштабе по вертикальной оси) первой границы, которая была отпикирована по положительной фазе. На рис. 8б, в представлен полученный скоростной спектр в цветокодированном представлении и черно-белом - потрассном, по которому можно определить оптимальную скорость миграционного суммирования вдоль данной границы, равную 1920 м/с, причем ширина значимой полосы спектра составляет 20-40 м/с. Параметры программы VELINE были следующими: начальная и конечная скорость сканирования соответственно ¥в = 1800 м/с и УЕ = 2100 м/с, шаг сканирования скорости - Б¥ = 10 м/с, окно анализа - 48 мс, шаг смещения окна анализа - 24 мс, база суммирования - симметричная удалению от -3000 до +3000 м.

Рис. 8. Погоризонтный скоростной анализ вдоль первого сейсмического горизонта: а - сейсмическое изображение на разрезе среднескоростной миграции до суммирования. Синяя линия - пикированные амплитуды горизонта, выделенные по положительной фазе сигнала; б, в - погоризонтный спектр скорости вдоль изучаемого горизонта, полученный программой VELINE и представленный в цветокодированных амплитудах (б) и в виде сейсмических трасс (в).

Параметры получения спектра: IZ.mJ = 3000 м, окно анализа WW = 48 мс, STRIP = 48 мс

На рис. 9 представлено несколько реализаций спектров вдоль этого же горизонта, полученных с разными значениями величины максимального удаления при миграционном суммировании. На их основании можно сделать вывод о том, что разрешенность скоростного спектра тем лучше, чем больше интервал удалений (величины максимального увеличения) базы суммирования. Если при использовании всех удалений ширина спектра составляет 10-20 м/с (ошибка определения скорости

составляет 1%), то при базе суммирования ±1000 м (11 пунктов возбуждения (ПВ)) ширина спектра увеличивается до 80 м/с (4 %), а при минимальной базе ±100 м (3 ПВ) - максимум спектра в заданном интервале сканирования скоростей 300 м/с не определяется, а ошибка определения скорости отраженной волны от первой границы увеличивается более 15 %.

X, м

X, м

X, м

X, м

б

V, м/с

,1 I

X, м

X, м

V, м/с

Рис. 9. Зависимость качества (ширины) погоризонтного спектра скорости, получаемого программой УЕШЕ, от величины базы суммирования 1£||т1 для первого (верхнего) сейсмического горизонта: а - 1£||т1 = 3000 м; б - 1£||т1 = 1000 м; в - 1£||т1 = 100 м. Слева - цветокодированное представление спектра, справа - метод отклонения амплитуд

а

в

3. Построение скоростной модели для нижележащих горизонтов

Аналогичным образом можно выделить остальные пять горизонтов на сейсмическом изображении рис. 10 и провести скоростной анализ вдоль них.

На рис. 11 представлены погоризонтные спектры по шести горизонтам. Естественно, качество скоростных спектров снижается при погружении на глубину.

Тем не менее, результат глубинной миграции до суммирования и скоростная модель, представленная на рис. 12а, демонстрируют хорошее совпадение с первоначально заданной глубинно-скоростной моделью (рис. 12б), по которой рассчитывались синтетические сейсмограммы в системе Ргошах, и значениями пластовых скоростей, приведенных в табл. 2.

Таблица 2

Номер слоя (сверху вниз) 1 2 3 4 5 6 7 8 9

Заданная Упп, м/с 1900 2300 5165 5650 4400 6200 5600 6100 4200

Полученная У„„, м/с 1920 2318 5150 5500 4600 6100 5800 6000 4400

01000001000000535348532300532348530200000202530223530000

О 600 1200 1800 2-100 3000 3600 4200 4800 5400 0000 6600 7200 7800 8400 3000

Рис. 10. Выделенные опорные горизонты по мигрированному сейсмическому изображению, полученному при одном вертикальном скоростном законе

Рис. 11. Погоризонтные спектры интервальных скоростей для выделенных опорных горизонтов по мигрированному сейсмическому изображению рис. 10

В целом полученные результаты для заданной моделью сложной сейсмогеологической ситуации вполне удовлетворительны. Некоторое отличие в значениях определяемых скоростей связано с тем, что пикирование границ для погоризонтного скоростного анализа можно проводить как по отрицательной, так и по положительной фазе, при этом значение результирующей скорости будет несколько отличаться. С этим связано несовпадение значений пластовой скорости в 20 м/с в первых двух слоях. Нижележащие слои имеют небольшие расхождения в значениях скоростей с модельными еще и по причине накопления ошибок при послойном погружении за счет увеличения количества слоев в расчете траектории лучей.

Рис. 12. Глубинно-скоростная модель среды, совмещенная с сейсмическим изображением, построенная по авторской технологии (а), и входная модель (б), по которым были рассчитаны синтетические сейсмограммы в пакете Рготах.

Вертикальная ось - глубина

Рис. 13. Глубинно-скоростная модель, совмещенная с сейсмическим изображением (глубинная миграция до суммирования),

полученным на одном из нефтяных месторождений в Поволжье

На рис. 13 показаны результаты обработки полевых материалов (глубинно-скоростная модель с наложением миграции до суммирования), полученных на одном из нефтяных месторождений в Поволжье. Залежи нефти в башкирско-каширских отложениях имеют небольшие размеры, тип залежи - пластовый, сводовый [7]. В результате миграции и построения ГСМ на глубинном разрезе в нефтеносном интервале (пк 5000-6300) проявились особенности строения и понижение скорости миграции, наметились новые перспективные объекты, которые не удалось выделить на ВР ОГТ.

4. Некоторые сейсмические технологии, использующие волновую миграцию до суммирования для решения задач нефтегазовой геологии

Важным критерием наличия зон трещиноватости является присутствие в наблюдаемом сейсмическом волновом поле рассеянных волн (РВ), образованных большим количеством дифракторов-трещин. Выделяя рассеянную составляющую волнового поля, можно изучать объемное распределение зон трещиноватости в геологическом разрезе [8, 9].

Физической основой метода сейсмической локации бокового обзора (СЛБО) является выделение РВ в искусственно возбужденном сейсмическом волновом поле. Рассеянные волны образуются, в основном, на ансамбле трещин, и энергия РВ определяется интенсивностью трещиноватости (количеством трещин) в объеме, где формируются эти волны.

На рис. 14 представлена схема сейсмолокации бокового обзора, использованная для мониторинга пространственно-временного изменения трещинноватости. Данный метод сейсмолокации фактически есть разновидность площадной сейсморазведки с определенным способом расположения апертур приемников и источников.

^ объем

Рис. 14. Принципиальная схема сейсмолокации бокового обзора

По физическому смыслу, в сейсмолокации для каждой точки среды взаимные задержки взрывов устраивают так, что суммарная прямая волна фокусируется в заданной точке среды, как показано на рис. 2. Затем осуществляют миграцию суммарной сейсмограммы в эту точку. Эту процедуру повторяют для каждой последующей точки среды. При этом улучшается выделение отражателей и рассеивателей за счет мощной фокусировки прямой волны. Рис. 2 доказывает, что сейсмолокация точно совпадает с миграцией по Кирхгофу.

Для выделения и локализации в разрезе месторождения акустически неоднородных зон различной природы [9] использовалась технология фокусирующего преобразования (ФП), позволяющая формировать поля, несущие информацию преимущественно о рассеивающих свойствах среды. На самом деле, как было показано выше, использовалась обычная миграция первичных сейсмограмм по Кирхгофу, но суммирование проводилось не по всему годографу, а только по его части вне «зоны касания». Такая информация представлялась в виде разрезов полей энергии РВ (ПЭРВ), которые на этапе интерпретации используются для выделения дизъюнктивов, приуроченных к зонам дезинтеграции среды. Для повышения надежности интерпретации применяются комбинированные разрезы, представляющие собой комплексные изображения для поля отраженных и рассеянных волн. Один из разрезов представлен на рис. 15. Вытянутые вертикальные зоны, обозначенные черным цветом, отвечают наиболее интенсивным аномалиям поля рассеяния, увязываемым с зонами дезинтеграции среды.

Метод обработки и интерпретации стандартных сейсморазведочных данных, получивший название метода престековой миграции до суммирования CSP (Common Scattering Point - ОРТ - Общей рассеивающей точке) Югорского НИИ информационных технологий совместно с ООО «Антел-нефть», также основан на принципе построения сейсмического изображения на основе миграционного суммирования рассеянных волн. Метод позволяет прогнозировать резервуары с трещиннокавернозным коллектором по выделенным из полного волнового поля рассеянным волнам. Он реализует строгое решение обратной задачи разделения полного волнового поля на отраженную и рассеянную компоненты.

Метод CSP позволяет получать временные кубы дифракторов, содержащие изображение только рассеивающих элементов среды (CSP-дифракторы) и временные кубы рефлекторов без этих рассеивающих элементов (CSP-рефлекторы). Кубы (разрезы) CSP-дифракторов содержат уникальную

-------- лм

Рис. 15. Комплексный разрез поля отраженных и рассеянных волн

Рис. 16. Временной ОГТ и разрез дифракторов (прогноз рифовых резервуаров), полученных по технологии СБР

информацию о трещинно-кавернозных зонах, которая при традиционной обработке сейсмических данных полностью теряется на фоне гораздо более интенсивных отражающих элементов (рис. 16). Кроме этого, качество CSP-рефлекторов обычно выше, чем при традиционной обработке. Повышение качества происходит благодаря вычитанию рассеянных волн, являющихся для рефлекторов волнами-помехами.

Увеличение информативности сейсморазведки за счет улучшения аппаратных средств, увеличения мерности пространства (от 2D к 3D и 4D) и возможности регистрации полного волнового поля требует от геофизика использования более адекватных - максимально приближенных к реальности - представлений о среде и в итоге - перехода к новым генеральным моделям [10]. Применительно к проблемам получения сейсмических изображений среды, которые основаны сейчас на решении волнового уравнения, назрел переход к решению системы уравнений теории упругости, тем более, что возможности вычислительной техники это уже позволяют.

В статье достаточно подробно освещен один из важных методов углубленной обработки и интерпретации данных сейсморазведки, возникший во время недостаточного развития компьютерных мощностей. Показано, что в основе многих современных передовых сейсмических технологий лежат принципы волновой миграции. Данный подход к решению сложной научно-технической задачи и физически естественные способы ее решения представляют безусловный интерес с точки зрения создания новых математических методов моделирования в нефтегазовой промышленности.

Список литературы

1. Тимошин Ю.В. Импульсная сейсмическая голография / Ю.В. Тимошин. - М.: Недра, 1978.

2. Васильев С.А. Некоторые вопросы теории продолжения волнового поля в сторону источника / С.А. Васильев. // Изв. АН СССР. - 1973. - № 3. - С. 35-47. - (Серия «Физика Земли»).

3. Ларин Г.В. Определение скоростей на основе послойного миграционного преобразования / Г.В. Ларин, В.В. Попов // Геология нефти и газа. - 1998. - № 11. - С. 37-44.

4. Васильев С.А. Дифракционное преобразование как миграция на основе решения волнового уравнения с измененными входными сейсмотрассами / С.А. Васильев // Прикладная геофизика. -1982. - Вып.104. - С. 18-27.

5. Ларин Г.В. О роли миграции первичных сейсмограмм в решении актуальных задач нефтегазовой геологии / Г.В. Ларин // Тезисы международной конференции SEG. - М., 2007.

6. Ларин Г.В. Технология построения глубинно-скоростной модели среды на основе послойной миграции до суммирования / Г.В. Ларин, В.В. Попов // Тезисы международной конференции SEG. -М., 2003.

7. Попов В.В. Высокопроизводительная технология получения глубинно-скоростной модели среды на основе послойной миграции до суммирования - необходимый инструмент в интерпретации сейсмических данных / В.В. Попов, Г.В. Ларин, А.М. Кузин // Приборы и системы разведочной геофизики. - 2004. - № 3. - С. 20-23.

8. Кузнецов О.Л. Пространственно-временное изменение трещиноватости в геосреде по результатам наблюдений методом 4^ СЛБО / О.Л. Кузнецов, Ю.А. Курьянов, Р.Ф. Муслимов, И.С. Фай-зуллин, Р.С. Хисамов, И.А. Чиркин // Геоинформатика. - 2000. - № 3.

9. Харахинов В.В. Новые данные о геологическом строении Куюмбинского месторождения Юрубчено-Тохомской зоны нефтегазонакопления / В.В. Харахинов, В.Н. Нестеров, Е.П. Соколов, С.И. Шленкин //Геология нефти и газа. - 2000. - № 5.

10. Ларин Г.В. Особенности инновационного развития современного геолого-геофизического программного обеспечения / Г.В. Ларин // Вестник ЦКР Роснедра. - 2011. - № 3. - С. 49-58.