7 SEISMICKÉ METODY
7.1 Fyzikální základy seismických metod
Seismiehý průzkum je založen na studiu uměle vyvolaných seismických vln, které procházejí svrchními částmi zemského tělesa a vracejí se zpět k povrchu. Tyto vlny se šíří od místa svého vzniku všemi smery a vyvolávají v prostředí, kterým procházejí, kmitavý pohyb hmotných částic kolem jejich klidové polohy. Podle způsobu kmitání částic vzhledem ke smeru šíření seismické vlny můžeme rozlisovat vlny podélné a pMóné (srov. kap. 2.7).'Podélné vlny procházejí všemi druhy reálných prostředí; příčné vlny se nešíří kapalinami a plyny. V seismickém průzkumu se používají převážné podélné vlny, mezi něž patří také zvuková vlna šířící se vzduchem.
Seismickou vlnu při jejím průchodu prostředím si můžeme představit jako časově omezený impuls seismické energie, který způsobí v určité části prostředí krátkodobé kmitání hmotných částic. Plocha omezující část prostředí, v němž již dochází ke kmitání, od části prostředí, která je dosud v klidu, se nazývá čelo vlny. Podobně můžeme definovat i týl vlny, ohraničující tu část prostředí, v níž kmitání již ustalo. Průběh pohybu částice prostředí v závislost^, na čase se nazývá zápis seismické vlny (obr. 57a); na něm můžeme rozlišit prvé nasazení seismické vlny B, týl vlny C a fáze vlny — její maxima M a minima m. Výchylka částice prostředí od rovnovážné polohy sc nazývá amplituda vlny. časový interval mezi dvěma extrémy stejného znaménka se označuje perioda vlny T, Převrácenou hodnotou periody je frekvence seismické vlny f, která udává počet kmitů za sekundu a vyjadřuje se v hertzech (Hz).
a
a a
a| b| CI . !
Obr. 57. Základní charakteristiky seismieké vlny
a) zápis seismieké vlny {A — amplituda), b) profil seismické vlny, o) spektrum seismické vlny!
Zobrazíme-li výchylku jednotlivých hmotných částic podél směru šíření seismické vlny, získáme profil seismické vlny — obr, 57b. Kromě prvého nasazení vlny, jejího týlu a extrémů zde můžeme definovat vlnovou délku X jako vzdálenost mezi dvěma sousedními extrémy stejného znaménka. Mezi vlnovou délkou, periodou, frekvencí a rychlostí šíření seismické vlny V platí vztah
X = VT = — . (7.1)
122
Seismické vlnění se Uší od známých harmonických nebo periodických kmitů hlavně tím, že má povahu impulsu s omezenou dobou trvání. Proto nemá aeismická vlna Šárové spektrum jako výše uvedená vlnění, ale její spektrum je spojité — obsahuje spojitou řadu frekvenčních složek s různými amplitudami (obr. 57c). Frekvence zjištěná Ze zápisu seismické vlny je označována jako převládající frekvence a odpovídá frekvenci s maximální amplitudou spektra.
Kromě" uměle vzniklých seísmických vln existují v přírodě i seismické vlny vzniklo přirozenou cestou — nepřetržité probíhající mikroseismy, vznikající deštěm, větrem, průmyslovou činností apod., a krátkodobá zemětřesení.
7.2 Šíření seismických vln v homogenním a reálném prostředí
Základní vlastnosti seismických vln budeme zkoumat nejprve v absolutné, pružném prostředí; takové prostředí si můžeme nejjednodušeji představit jako homogenní poloprostor omezený rovinou zemského povrchu, v němž nedochází ke ztrátám seismické energie při jejím průchodu prostředím. V tomto prostředí neexistují žádné další fyzikální nehomogenity, rychlost šíření seismických vln V je konstantní. Homogenním prostředím se seismické vlny šíří přímočaře — můžeme je znázornit pomocí přímkových paprsků vycházejících z místa zdroje seismické energie. Celo šířící se seismické vlny zaujímá v časech ri, t2 atd. plochy, které nazýváme izochrony; v homogenním prostředí to jsou kulové plochy. Seismické paprsky jsou k izochronám vždy kolmé (obr. 58a). Nákres izochron a paprsků ve vertikální rovino (x, z) nazýváme paprskový diagram'.
P PP
a)- -b) c)
Obr. 58. Šíření seienaieké vlny prostředím
a) seiemiokó paprsky a izochrony v homogenním prostředí, b) odraa a lom seismických paprsků na rozhraní (P — dopadající podélná vlna, PP— odražena podélná vlna), o) seismické papraky v gradient o vém prostředí
Časy příchodu seismické vlny jsou na povrchu registrovány obvykle podél přímkových profilů. Graf závislosti času ř příchodu seismické vlny na vzdálenosti x bodu registrace od zdroje vlnění nazýváme profilová hodochrona. Podobně můžeme definovat při plošném měření povrchovou hoiochronu. Je-li zdroj vlněni umístěn na přímce procházející body registrace, hovoříme o podélné hodochrona, je-li mimo tuto přímku, jedná se o nepodélnm hodochronu. Z hodochron můžeme určit zdánlivou rychlost Vx
Je to rychlost, kterou postupuje seismická vlna podél zemského povrchu. Tato
123
rychlost souvisí se skuteônou rychlostí V podle vztahu V
(7.2b)
kde a je úhel dopadu seismické vlny na zemský povrch.
Reálne přírodní prostředí není homogenní ani dokonale pružné. Nedokonalá pružnost se projevuje pohlcováním (absorpcí) seismické energie následkem přeměny její částí na energii tepelnou jako důsledek vnitřního tření při průchodu seismické vlny prostředím. Pokles amplitudy seismické vlny A se vzdáleností % vzhledem k amplitudě1 v bodě x = 0 lze vyjádřit pomocí rovnice
A{x) =■■ A0 e~aX,
(7.3)
kde « je koeficient absorpce. Velikost absorpce seismické energie je závislá na frekvenci seismické vlny: vyšší frekvenční složky jsou pohlcovány intenzivněji než nižší, což má za následek postupný pokles frekvence seismických vln při rostoucí vzdálenosti od zdroje vlnění. V tabulce 19 jsou uvedeny hodnoty koeficientu absorpce zjištěné pro různé typy hornin.
Tabulka 19. Koeficienty absorpce hornin a
Hornina Hloubka uložení (m) Ryehloat seismiokých vln. (mg-i) Koeficient absorpce a (m-i)
pisky a jíly 2—5 300 6 . 10-'
pískovce a jílovce 400—500 2 500 é . io-2
pískovce a břidlice 300 3 800—4 600 2,7—3,7 . 10-»
ruly 500 5 500 5 . 10-4
vápence 1 270 6 800—6 900 2,3 . 10-+
žuly 50—100 5 500—5 800 2,2 . 10-4
Seismické vlny se při šíření prostředím podřizují třem hlavním principům. Podle Huyghensova principu lze každý bod Cela vlny považovat za nový zdroj vlnění, podle Fermatova. principu prochází seismický paprsek mezi dvěma body po takové dráze, aby čas průchodu byl minimální. Podle principu superpozice procházejí seismické vlny prostředím současně, aniž by se navzájem ovlivňovaly.
V sedimentárních oblastech se často setkáváme s vrstevnatým prostředím, v němž se nacházejí jednotlivé vrstvy o mocnostech hi a rychlostech seismických vln V i. Na rozhraních mezi jednotlivými vrstvami dochází k odrazu a lomu paprsků. Část seismické energie se vrací zpět k povrchu jako odražená vlna a přináší s sebou informaci o hloubce a sklonu odrážejícího rozhraní. Zbytek seismické energie proniká pod rozhraní a mění přitom svůj směr (láme se) podle Snellova zákona
sin «i sin «2
kde Vi a V? jsou rychlosti v nadložní a podložní vrstvě, úhly «t a «2 svírá seismický paprsek s normálou k rozhraní v nadloží a podloží (obr. 58b). Množství odražené energie záleží na mnoha faktorech; z nich jsou nejdůleŽitější rychlosti v nadloží a podloží rozhraní a také hustoty qi a g2. Jako koeficient odrazu označujeme poměr amplitud dopadající vlny a? a odražené vlny a-p-p. Při normálovém dopadu vlny na rozhraní (cci — 0) lze koeficient odrazu A?? vyjádřit pomocí rovnice
124
,, »it... . - Cíli : nK,
Podle této rovnice k odrazu dochází, jsou-li v nadložním á. podložním prostředí rozdílné hodnoty součinů rychlosti a hustoty (tzv. vlnové odpory). Čím jsou tyto velifiiny odlišň&jší, tím je odraz silnější. Této skutečnosti se využívá např. k přímému vyhledávání ložisek uhlovodíků.
Vlny odražené od silných rozhraní se mohou odrazit zpět od povrchů směrem dolů; po dalším jednom nebo více odrazech od rozhraní v hloubce vznikají rušivé vlny násobné.
Je-li úhel dopadu Xi paprsků na rozhraní takový, že platí
sin aci = ~, (7.6)
I 2 ■
dochází ke vzniku tzv. lomené (čelné) vlny, která se šíří podél rozhraní. Podle Huyghensova principu se pak z každého bodu rozhraní vrací Část energie k povrchu. Jak plyne z (7-6), podmínkou vzniku lomené vlny je, aby V2 > V\. Úhel «i se v tomto případe nazývá kritioký úhel a značí se i.
Podle obou typů vln byly nazvány hlavní průzkumné seismické metody — metoda, odražených vln (reflexní seismika) a metoda lomených vln (refrakční seismika).
Při dopadu seismické vlny na rozhraní se může určité, procento energie podélných vln přeměnit na vlny příčné a opačně. Vznikají 'tak vlny přeměnéné, které však mají malý praktický význam; užívají se hlavné při mělkém seismickém průzkumu.
Nachází-li se na seismickém rozhraní nespojitost (např. hrana zlomu, nerovnost starého reliéfu podloží ap.), stává se místo 'nespojitostí zdrojem tzv. vlny difragované, která se od něj šíří všemi směry. Difragovaná vlna proto může sloužit jako indikace nespojitostí rozhraní.
V reálném prostředí se vždy setkáváme s povrchovými vlnami. Jejich existence je vázána na zemský povrch, pronikají do hloubek maximálně několika desítek metrů, a proto jsou z praktického hlediska bezcenné. Projevují se však jako intenzívní rušivé vlny. Existují dva druhy těchto vln: vlny Rayleighovy, které vyvolávají kmitání Částic prostředí po eliptické dráze y rovině (x, z), a vlny Loveho, které působí pohyb částic v horizontální rovině kolmé na směr síření vlny. Rychlost povrchových vln jé nižší než rychlost vln podélných, u Rayleigho-výeh vln se obvykle rovná 0,9Fg.
Podle kapitoly 2.7 závisí rychlost seismických vln na rychlosti ve skeletu horniny, v látce vyplňující póry a na pórovitosti. Pórovitost se postupně zmenšuje s hloubkou pod vlivem tlaku nadložních vrstev; to má zá následek postupný plynulý vzrůst rychlosti seismických vln v horninách. Takové prostředí nazýváme prostředí s gradientem rychlosti. Seismické paprsky se v něm postupně zakřivují (obr. 58c) v závislosti na změně rychlosti s hloubkou. Tuto změnu vyjadřujeme nejčastěji ve formě'parabolického zákona změny rychlosti V(z) s hloubkou
V(z) = F0(l + ' (7.7a)
kde n je celé číslo. Pro n = 1 platí lineární zákon
V(z) = V0(l + pz).' (7.7b)
V rovnicích (7.a, b) je F0 rychlost na povrchu gradientového prostředí, f} je rychlostní gradient. Hodnoty (3 se u sedimentárních hornin nejčastěji vyskytují v rozmezí 10~4 až 10~3 ta"1. Podstatně menší rychlostní gradient je u metamorfovaných a vyvřelých hornin, kde je způsoben postupným svíráním mikroskopických puklin pod vlivem tlaku. Výrazný je rychlostní gradient, který se objevuje u navětralých
125
hornin bezprostředně pod hlinitým pokryvem. Intenzita zvětrání slábne a rostoucí hloubkou a spolu s ní narůstá í rychlost seismických vln až k hodnotě běžné u ne-zvětralých hornin, což bývá obvykle v hloubkách 30 až 50 m. V případe platnosti lineárního zákona dosahuje zde gradient rychlosti hodnot 10~2 až 10_1 m"1. Vliv gradientu rychlosti se často projevuje i ve vrstevnatých prostředích,
7.3 Geologické základy seismiokého průzkumu
Podle kapitoly 2.7 existují mezi jednotlivými horninami značné rozdíly v jejich hustotách a rychlostech šíření seismických vln. Geologické rozhraní oddělující takové odlišné horniny (např. jílovec a vápenec, sedimenty — krystalinikum ap.) můžeme p^oto považovat za rozhraní seismické. Každé litologieké rozhraní nemusí ovšem být i rozhraním seismickým, zatímco naopak hladina podzemní vody může být výraznou seismickou hranicí. Pro vznik odražené a lomené vlny musí být splněny podmínky uvedené v kap. 7.2.
Výrazně odlišná od ostatních hornin je tzv. vrstva malých rychlostí, tvořená nezpevněnými horninami a produkty zvětrání v blízkosti povrchu (aluviálni a eluviální hlíny, sutě, říční terasy, silně zvětralé horniny) a nad hladinou podzemní vody. Tato vrstva se vyznačuje rychlostmi šíření seismických vln 300 až 1 200 m s-i, což vede k zpožďování seismických vln, a navíc silně pohlcuje seismickou energii.
Shdovatelnost seismických rozhraní je podmíněna seismogeologickými podmínkami, které můžeme rozdělit na povrchové a hlubinné. Mezi příznivé hlubinné podmínky náleží malý sklon a malé tektonické porubení seismických rozhraní, jejich velká plošná rozloha a snadná korelace s geologickými rozhraními; rovinatý a snadno přístupný terén, malá mocnost a stejný charakter vrstvy malých rychlostí a hladina podzemní vody v malé hloubce vytvářejí příznivé povrchové podmínky.
Seismické vlny přicházející z hloubky od seismických rozhraní — vlny odražené a lomené — označujeme jako vlny užitečné. Kromě nich bývají současno registrovány i vlny rušivé (šum), vznikající bud současně s užitečnými (vlny povrchové, násobné aj.), nebo nezávisle na nich (mikroseísmy). Některé typy vln mohou být podle okolností užitečné i rušivé (vlna přímá, difragovaná). Poměr užitečného signálu k Sumu patří rovněž mezi důležité charakteristiky seismického průzkumu.
7.4 Vytváření a registrace seismických vln
SeismicM měření v terénu probíhají nejčastěji na přímkových profilech. Před počátkem prací je* nutné zvolit vhodný systém měření, který může zajistit spojité sledování seismických rozhraní. Pod pojmem „systém měření" rozumíme vzájemné uspořádání míst vzbuzení seismických vln a jejich registrace.
Seismické vlny jsou nejčastěji vzbuzovány oddaly trhavin z mělkých vrtu, které jsou vyplnčny výplachem a utěsněny. Nálož se ukládá do hloubky větší, než je hladina podzemní vody, nebo do takové hloubky, kde horniny již nejsou silněji zvětralé. Při používání trhavin bývají častopotíže s lokalizací jednotlivých bodů výbuchu s ohledem na možné škody. Proto se v poslední době rozšiřuje použití vibračních zdrojů vlnění; z vibrátoru (obr. 59) se vysílá po dobu 5 až 15 s vibrační signál, který se po registraci složitým způsobem zpracovává. Při průzkumu malých hloubek se často k vzbuzení seismických vln používají mechanické zdroje — např. kladivo, závaží.
Při vzbuzování seismické energie je běžné seskupování zdrojů vlnlní —
126
je odpáleno současně nakolik náloží, údery kladiva se opakují a přicházející vlny jsou v aparatuře sčítány, používají se současně 3 až 4 vibrátory, které navíc vzbuzují vibrace několikrát po sobě, atd. Tím dosahujeme zvýšení intenzity užitečných vln proti poruchám.
Registrace seismických vln probíhá v seismických aparaturách. Soubor zařízení, kterým seismický signál před registrací prochází, nazýváme seismický kanál; jeho vstupním členem je geofon (obr, 60), který přeměňuje seismickó kmity na elektrické. Vzbuzení elektrických kmitů probíhá podle principu elektromagnetické indukce — při relativním pohybu volně zavěšené cívky vzhledem k magnetům spojeným s tělem geofonu. Při příchodu seismické vlny se tělo geofonů pohybuje
Obr. 59. Vibrátor při práci. Vibrace jsou přenášeny přes podložku pod střední částí vozsidla
Obr. 60. Geofon. Špičatý trn slouží k upevnční geofonu v zemi a ke zlepSení kontaktu s půdou (foto R. Duda)
127
spolu s půdními částicemi v okolí, zatímco cívka zůstává v klidu. Induktivně vzniklý elektrický signál je pak veden do vlastní aparatury, kde je zesilován, filtrován a po digitalizaci zapsán na speciální magnetickou pásku. U některých aparatur je možné jej nahrát do pracovní paměti, která jej přehrává na obrazovku; dříve se Často užíval zápis na oscilografický papír.
.Geofony na profilu jsou zapojovány do skupin („grup"), v nichž jsou registrované kmity sčítány. Ve skupině bývá nejčastěji 10 až 40 geofohů. Seskupování geofonů slouží hlavně k potlačování rušivých povrchových vln. Nejsilněji jsou tyto vlny potlačovány, je-li vzdálenost mezi geofony ve skupině volena
„ T
kde V je rychlost šíření povrchových vln a T je jejich perioda. Vzdálenost mezi geofony, resp. středy skupin geofonů na profilu je obvykle 20 až 100 m; seismické aparatury užívané v ropném a uhelném průzkumu mívají nejčastěji 24 nebo 48 kanálů, takže z jednoho odpalu může být proměřen i několik km dlouhý úsek profilu. Při mělkém seismickém průzkumu je vzdálenost mezi geofony podstatně menší a používají se aparatury s menším počtem kanálů. Často se zde využívá možnost záměny geofon - zdroj vlnění: jediný geofon je pevně umístěn (místo bodu úderu) a bod úderu je postupně přemisťován podél profilu s krokem nejčastěji 2 až 5 m.
Zápis seismického vlnění na jednom kanálu se nazývá seismicM stopa nebo trasa. Typické parametry některých seismických aparatur uvádíme v tab. 20.
Tabulka 29. Seismické aparatury
Aparatura SSC-3A (SSSR) SKT 338 (Francie) SD-12 (MLR—NDR) Poisk 1-6/12 (SSSR)
druh zápisu poĚet kanálů vzorkování (ltr3 s) frekvenční rozsah (Hz) digitální 24—48 2, 4 3—125 digitální 24—48 1, 2, 4 3—125 digitální 24—48 1, 2, 4 3—260 ose. papír 12 15—125
Práce na profilu řídí operátor seismické aparatury. Seismické záznamy jsou evidovány a označovány. O kvalitě záznamů se může operátor přesvědčit na přehrávacím zařízení, kde jsou kmity v oscilografu nebo elektrostatické komoře přepisovány na některý z druhů oscilografického papíru.
7.5 Metoda odražených vln
V současné době patří metoda odražených vln mezi nej důležitější geofyzikální metody vůbec. Její význam spočívá hlavnč v tom, že je nejdůležitější metodou v oblasti, průzkumu ložisek ropy a zemního plynu, a že dokáže detailně rozlišovat geologické struktury i v hloubkách 5 až 10 km. Metoda odražených vln však také patří mezi nej nákladnější geofyzikální metody.
Hodochrona odražené vlny je hyperbolická křivka; její průběh a její vztah k hodochronám vln přímé a lomené jeuveden na obr. 61. Odražená vlna přichází k povrchu vždy později než vlna přímá i lomená (od stejného rozhraní), s níž má společný bod (počáteční bod lomené vlny — X? na obr. 61).
Přímá vlna se šíří po povrchu hornin skalního podkladu podél zemského povrchu. Její hodochronu lze vyjádřit vztahem
128
t==y> (7.9)
kde V je rychlost šíření přímé vlny.
Hodochrona přímé vlny je přímková a je možné určit z ní podle rovnice (7.2a) rychlost V, která je v tomto případě totožná 8 rychlostí VzA (protože sin « z rovnice 7.2b se rovná 1), Rychlost V pak užíváme při interpretaci, hlavně v metodě lomených vln. '
Obr. 61. Hodochrony přímo, odražené a lomené vlny O — zdánlivý bod výbuchu, Xp — počáteční bod lomené vlny, Xjf — průsečík hodoehron vlny lomené a přímé; P V — přímá vlna, OV — odražená vlna, L V — lomená vlna
Způsob odvozování rovnic hodoehron si ukážeme na hodochroně odražené vlny. Pro každou hodochronu platí obecný vzorec
t =
s
Y
(7.10)
kde s je dráha, kterou vlna urazila rychlostí V za dobu t. U přímé vlny s = x u odražené vlny je třeba s vypočítat. Uvažujme profilovou hodochronu, čas ŕ je doba příchodu seismieké vlny do bodu S. Podle obr. 61 můžeme definovat zdánlivý bod výbuchu Ox jako zrcadlový obraz skutečného bodu výbuchu O vzhledem k rozhraní R. Normálová hloubka rozhraní pod bddem O je h. Protože trojúhelníky OAB a 0XAB jsou shodné, můžeme dráhu odražené vlny s ~ OB+ + B8 nahradit drahou 0*S = 0*B + BS. V trojúhelníku 0*OxS (Oy je vertikální průmět Ox na povrch) platí podle Pythagorovy věty:
(0*S)í - (0*ť>i)i + (0x5)i = m cos* . ... (7.11)
Znaménko ± záleží na smyslu sklonu Fi). Hodoehrona lomené vlny je dána rovnicí
t = — sin {i ± 0'2 ■—■ přístřely, i —■ kritický úhel, T — čas vzájemnosti, Hj a J/j — dvojice vstřícných hodochron, H\ a H'2 — dvojice přístřelných hodochron
7.7 Konstrukce seismických rozhraní klasickými metodami
V této kapitole popíšeme jednoduché způsoby konstrukce seismických rozhraní, které lze použít bez hlubších matematických znalostí.
V metoM odražených vln sem patří v prvé řadě metoda t0; z hodnot t0{z), získaných podél profilu, můžeme vypočítat v jednotlivých bodech x hloubky podle (7.12):
- ■ Ha>) - —- . . (7.17)
Praktické použití této rovnice vyžaduje znalost rychlostních poměrů. "Po výpočtu hodnot h{x) sestrojíme v jednotlivých bodech kružítkem obloučky o poloměru rovném vypočtené hloubce; obalová čára těchto obloučků představuje průběh seismického rozhraní (obr.'64a),
132
Metoda záseček využíva ke konstrukci odrážejících rozhraní zjistení polohy zdánlivého bodu výbuchu 0«. Podle obr, 61 je,tento'bod ve vzdálenosti s = ŕFBtrPd bodu příjmu S. Určíme-li v několika bpdech Si hodnoty st = íťF8tf., můžeme určit přibližnou polohu Ox jako průsečík kružnic s poloměrem si (obr. 64b). Odrážející rozhraní pak protíná spojnici OOx v její polovině a je na ni kolmé; je omezeno okrajovými papraky z krajních bodů hodochrony použitých ke konstrukci. "'
V metoU lomených vln můžeme rovněž uplatnit metodu t0. Podle rovnic (7.15) a (V.16) platí pro ěasy ť0(x):,
h[x)^lípX«L, (7,18)
w a cos *
kde úhel i je definován funkcí sin i = V^tjVi nebo Fj/72. U lomených vln můžeme určit ť0(x) v každém měřeném bodě" profilu Ke dvojice vstřícných hodochron s časy ti{x) a h(x), svázaných vzájemným časem T (to je čas průběhu z jednoho bodu výbuchu do druhého). Pak totiž platí vztah . , . , .
^- \-h(*) - T. ... . ' , (7,19)
Z takto vypočtených hloubek sestrojíme rozhraní jako v metodě odražených vln (obr. 64a).
Rychlost V2 můžeme určit také jako úhlový koeficient tzv. rozdílové hodo-chrony 0(x) definované rovnicí , . .. : ■ . i; ' .
0(X) = tí(x) - h{x) -)- T. . (7.20)
Vzhledem k podobnosti s výpočtem ť^x) se obvykle obě veličiny počítají současně. Pro rychlost F2 pak platí ..,.,«■■
Pro rychlou interpretaci v metodo lomených vln lze dále použít metodu průsečíku hodochron lomené a pHmé vlny. Známerli souřadnici xk tohoto průsečíku (obr. 61), platí pro hloubku rozhraní v bodě 3^/2 vztah
Hodnoty Fi a V2 určíme k hodochron lomené a přímé vlny jako podíly Aa/Aí. XJ lomené vlny tak sice zaměňujeme zdánlivou rychlost za skutečnou, vzniklá chyba je však zanedbatelná. : ^
KromS těchto metod existuje řada metod, přesnějších a složitějších, které jsou popsány v literatuře.
7.8 Zpracování seismickýoh dat na počítači
Seismická data registrovaná v terénu na magnetické pásky jsou dodávána do výpočetních center, kde jsou dále zpracovávána. Používají se při tom výkonné počítače s vestavěnými speciálními jednotkami (např. konvolver, jednotka pro zpracování polí), které mohou pracovat rychlostí i několika miliónů operací za, sekundu. Při zpracování seismických dat se ve značné míře používají korelační funkce (autokorelacní funkce, funkce vzájemné korelace) a jejich spektra. Vlastní výpočty probíhají nejčastěji pomocí konvoluiních postupů (konvoluce je v podstatě skalární součin dvou vektorů).
133
Poradí'jednotlivých kroJeú užívaných při zpracování v metodě" SKB je uvedeno v tab. 21. Důležitou složkou zpracování seismického signálu je jeho filtrace; přehled filtračních postupů je v tab; 22.
Tabulka 21. Postup při zpracování seismiokých dat ná po6ítači
Základní kroky Hlavní prováděné oporace Hlavní účel operace
úvodní oporace příprava sumace vytvoření časového řezu závěrečné úpravy časového řezu uspořádání dat, obnovení amplitud, filtrace základní statické korekce, ryeh-íostní analýza, kinematické, korekce, upřesňující statické'korekce součet spoločného reflexního bodu časově proměnná filtrace, vyrovnání amplitud, migrace příprava materiálů ke zpracování hledání optimálních podmínek pro sumaci SRB získání časového řezu zlepšení poměru signál/šum
Tabulka 22. Přehled hlavních metod filtrace seismickýoh vln
Názov metody Potlačované rušivé vlny Způsob potlačování
Filtrace jedné seismické stopy {"seskupování geofonů frekvenční filtrace dekonvoluoe optimální filtrace 'Fitlrace více seismiokých stop rychlostní filtrace [sumace SRB migrace (difrakční modifikace) povrchové, mikroseismy rušivé vlny o odlišné frekvencí zkrácení délky seismického signálu "rušivé vlny odlišné od užiteč-Jné vlny v určitém parametru ffnapř. svým tvarem) rušivé vlny o odlišné zdáni Lvé rychlosti väeohny vlny kromé odraz e -zených a difragovanýoh difragované vlny sčítání vln ve skupino analogové nebo digitální filtry digitální filtry digitální filtry digitální filtry sumace po zavedení kinematických korekcí difrakční transformace
^ Konečným materiálem při standardním počítačovém zpracování seismio-
kých dat je gasový řez; jeho příklad je na obr. 65. Na časovém řezu jsou zachyceny polohy jednotlivých společných reflexních bodů vytvářející stopy odrážejících rozhraní. Výrazné rozhraní ve spodní polovine obr. 65 je na několika místech přerušeno — dochází zde ke křížení stop odrazů ap. Tyto jevy jsou způsobeny tím, že Časový řez zobrazuje normálové odrazy ve vertikální poloze. U skloněných a komplikovanějších struktur tím dochází k jejich zkreslení, které se dá odstranit další speciální operací, tav. migraci. Při ní jsou odrážející rozhraní převáděna do správné polohy vzhledem k vertikále. Zavedeme-li místo časového měřítka hloub-
134
kové, získáme konečně hloubkový fez. Pro zavedení migrace i sestavení hloubkového řezu musíme ovšem znát dobře rychlostní poměry v prostředí, k čemuž se nyní používá rychlostní analýza.
. :;jtiMgU^WiwwinnWii i........
n lun ~-t~ ^■•ir