Лекция 14. Сейсморазведка
4.1 Теоретические основы сейсморазведки
4.1.1 Понятие об упругих свойствах тел и упругих волнах
Характер распространения упругих колебаний в горных породах зависит от свойств этих пород. Упругие свойства обусловливают реакцию физического тела на приложенную к нему нагрузку. Под действием нагрузки физическое тело изменяет свою форму и размеры, т. е. деформируется, искажается (рис.4.1). При деформации частицы, слагающие тело, приходят в движение, передавая приложенную нагрузку от одной частицы к другой. Движение частиц может происходить как в направлении действия нагрузки - продольная деформация (рис.4.1,а), так и перпендикулярно к этому направлению - поперечная деформация (рис.4.1). Поперечная деформация объясняется сцеплением частиц друг с другом в твердых телах, поэтому она существует только в твердых телах. Продольная деформация называется деформацией растяжения (сжатия) или деформацией объема и возникает под действием приложенной нагрузки F. Поперечная деформация называется деформацией сдвига. Она возникает под действием касательной нагрузки F/. При деформации растяжения (сжатия) происходит удлинение (укорочение) тела вдоль оси, совпадающей с направлением действия нагрузки. При деформации сдвига возникает искажение углов между сторонами элементарного параллелепипеда (угол Q).
Рисунок 4.1 - Деформации растяжения (а) и сдвига (б)
Различают упругую дефор-мацию и пластическую. Деформация называется упругой, если она исчезает после снятия нагрузки. Упругая деформация наблюдается в горных породах на некотором удалении от точки возбуждения колебаний, где прилагаемые нагрузки и деформации чрезвычайно малы. Для малых деформаций справедлив закон Гука, согласно которому относительные деформации тел пропорциональны приложенному напряжению:
(4.1)
где Δl/l, Δd/d – относительные продольная и поперечная деформации; F – приложенная к телу нагрузка, кг; S – площадь поперечного сечения тела, к которому приложена нагрузка, м2; F/S – напряжение, кг/м2; E – модуль Юнга (модуль продольной упругости, Н/м2); σ(П) – коэффициент Пуассона (коэффициент поперечного сжатия, коэффициент пропорциональности), величина безразмерная, изменяющаяся чаще всего в пределах от 0,25 до 0,5.
Модуль Юнга и коэффициент Пуассона являются упругими параметрами (упругими постоянными, константами) физического тела и связаны с другими упругими параметрами тела формулами теории упругости. Наиболее часто используются и такие упругие параметры, как модуль сдвига G (Н/м2), скорость распространения упругих волн v (см/с, м/с). Для геофизиков наибольшее значение имеют скорости распространения упругих волн, так как только эти параметры могут быть измерены в глубоких горизонтах земной коры, в мантии и ядре Земли. Упругие волны - это деформации, распространяющиеся в безграничной упругой среде. Деформации растяжения (сжатия) вызывают продольные упругие колебания, распространяющиеся со скоростью 
; деформации сдвига создают поперечные колебания, характеризующиеся скоростью распространения поперечной волны 
. Продольные волны возникают в любой среде: жидкой, твердой, газообразной, поперечные - только в твердой среде. В горных породах, таким образом, возникают одновременно продольные и поперечные волны, создающие сложные упругие колебания среды.
Общее число упругих параметров (констант) равно 21, но достаточно определить два из них и плотность физического тела σ, чтобы рассчитать все остальные упругие параметры.
Продольные волны распространяются быстрее поперечных, что можно заключить из отношения скоростей:
(4.2)
В сейсморазведке в основном изучают продольные волны, но в последнее время большое внимание стали уделять возможности определения и использования поперечных волн для получения более полной информации о физико-механических свойствах геологической среды.
Скорость упругих волн в горных породах зависит в первую очередь от минерального состава и структурно-текстурных особенностей пород. Для минералов наблюдается связь скорости с их кристаллическим и атомным строением.
Для сейсморазведки имеет значение волновое сопротивление среды (или акустическая жесткость) А=
. На границах с разной акустической жесткостью упругие волны меняют свое направление, возникают явления отражения и преломления волн.
Горные породы характеризуются различными упругими свойствами. Многие изверженные породы и некоторые осадочные отложения (плотные известняки, песчаники, сланцы) по своим свойствам близки к абсолютно упругим средам. Породы тектонических и трещиноватых зон, рыхлые отложения обладают сильно выраженными поглощающими свойствами и поэтому заметно отличаются от абсолютно упругих сред.
Скорость распространения сейсмических волн зависит от плотности σ, модуля Юнга Е и коэффициента Пуассона σп горных пород. Величина σ изменяется в основном от 1,5 до 3,1 г/см3, что мало влияет на изменение скорости упругих волн. Модуль Е может различаться в сотни раз для пород разного литологического состава. Относительные изменения коэффициента Пуассона σп невелики, и его величина варьирует от 0,2 до 0,35, увеличиваясь в пластичных влажных глинах до 0,5. Однако колебания σп оказывают существенное влияние на скорость.
Изверженные породы характеризуются наибольшими скоростями распространения сейсмических волн, в частности vр может достигать 7км/с. В гидрохимических и карбонатных отложениях и метаморфических комплексах она может составлять 6,5 км/с. Меньшими скоростями в редких случаях до 3,5км/с характеризуются терригенные породы. Наименьшие значения vр (до 1км/с) имеют относительно рыхлые породы верхней части геологического разреза.
Скорость поперечных волн vs также изменяется в широких пределах и для большинства горных пород составляет (0,5 - 0,6) vр.
Для одних и тех же литологических разностей пород сейсмические скорости возрастают с увеличением давления (глубиной залегания), абсолютного возраста и водонасыщенности.
Осадочная толща пород представляет собой большое число тонких слоев мощностью h1, h2, h3, . . ., hn, которые характеризуются индивидуальными скоростями v1, v2, v3,. . . vn. Современные средства сейсморазведки не позволяют раздельно изучить эти тонкие слои вследствие малого различия их скоростей. Поэтому вводят понятие о средней скорости vср, которую получают по формуле:
vср = h∑ / t∑ (4.3)
где h∑ - суммарная мощность толщи; t∑ - время пробега волны от кровли до подошвы этой толщи.
Если величина vср в некотором интервале толщи близка к истинной скорости подавляющего числа тонких слоев, то такой интервал выделяют в качестве сейсмического пласта. Величина vср такого пласта называется пластовой скоростью vпл.
Верхний слой рыхлых отложений получил название зоны малых скоростей (ЗМС), так как величина vср в этой зоне мала и сильно изменчива в горизонтальном и вертикальном направлениях. Мощность ЗМС изменяется от 1 до 100 м и более, а в среднем составляет 8 - 15 м.
Влияние ЗМС на проведение и результаты сейсморазведочных работ велико. Например, в ЗМС происходит резкое преломление лучей продольных волн при выходе их из коренных пород, и в зоне направление лучей приближается к вертикальному. Нижняя граница ЗМС с коренными породами является хорошей отражающей и преломляющей границей, что приводит к появлению многих волн вблизи земной поверхности, которые мешают регистрации волн, приходящих с больших глубин. ЗМС характеризуется высоким коэффициентом поглощения, что приводит к ослаблению волн и обеднению их высокочастотными колебаниями.
В водных бассейнах в качестве своеобразной ЗМС выступает верхний слой донных осадков.
4.1.2 Основные положения геометрической сейсмики
От точки взрыва или удара в упругой среде распространяются волны с некоторой скоростью v, характерной для этой среды. В однородной (изотропной) среде v=const. В произвольный момент времени ti, в среде можно выделить три области (рис.4.2): область, в которой частицы колеблются (II); область, в которой упругая деформация закончилась, и частицы уже не колеблются (I); область, куда упругие колебания еще не дошли (III). Поверхность, разграничивающая области I и II, называется задним фронтом, или тылом волны, а поверхность, разделяющая области II и III - передним фронтом, или просто фронтом волны. Фронт и тыл волны со временем перемещаются в среде со скоростью v. Вокруг точки возбуждения колебаний в результате этого образуется расширяющаяся область, где колебание частиц уже прекратилось, а в колебательный процесс вовлекаются частицы, все более удаленные от точки взрыва.
Рисунок 4.2 - Распространение ко-лебаний в упругой среде
Поверхность фронта волны в конкретный момент времени называется изохроной. Совокупность изохрон, принадлежащих данной волне, составляет семейство изохрон. Линии, перпендикулярные к изохроне (фронту) волны, называются лучами. Вдоль лучей переносится энергия упругой волны. В однородной среде (v=const) лучи являются отрезками прямых линий, а изохроны имеют вид сферических поверхностей с центром в точке взрыва. В неоднородной среде (v=const) лучи приобретают вид ломаных линий (кривых), а изохроны могут принимать сложную конфигурацию. Вдали от источника колебаний фронт волны становится практически плоским.
В зоне колебаний в результате движения частиц в направлении х образуются зоны сжатия и растяжения. График смещения частиц в зоне II называется профилем волны. На графике наибольшее положительное смещение называют горбом, а отрицательное - впадиной. Каждая волна характеризуется длиной волны 
, периодом колебаний Т или частотой f, связанных со скоростью распространения волны v соотношением:
T=1/f=λ/v или λ=vT= v/f (4.4)
График колебаний одной частицы относительно своего положения равновесия за время t в одном из направлений х, у или z трехмерного пространства называется трассой или записью колебаний частиц. Это основной первичный материал сейсморазведки. Изучение и последующая обработка записей колебаний, вызываемых различными волнами, позволяют судить о геологическом строении исследуемого района. В сейсморазведке обычно получают запись колебаний частиц в вертикальном направлении. Для одной и той же волны колебания частиц, расположенных на небольшом расстоянии друг от друга, подобны и записи колебаний очень близки по форме. Поэтому оказывается возможным исследовать распространение волны в геологической среде путем сопоставления (корреляции) формы колебаний по записям в разных точках наблюдения.
Распространение упругих волн в горных породах подчиняется принципам и законам геометрической сейсмики, общим с геометрической оптикой. Так, законы распространения фронтов волн в упругой среде выводятся из принципов Гюйгенса-Френеля и Ферма.
Принцип Гюйгенса - каждая точка фронта волны является источником самостоятельных колебаний. Строя элементарные волновые фронты из центров, лежащих на заданной изохроне (тыл волны), можно определить положение соседней изохроны (фронта волны) как поверхности, огибающей элементарные фронты (см. рис.4.2). Существует дополнение Френеля - принцип наложения или суперпозиции волн: если в среде распространяется одновременно несколько волн, то каждая из них движется независимо от других, а интенсивность суммарной волны определяется сложением (суперпозицией) интенсивностей элементарных волн. Учитывая принцип Френеля, при построении изохрон определенной волны можно пренебречь существованием в среде других волн.
Принцип Ферма (принцип наименьшего времени): упругая волна движется между двумя точками по пути, требующему наименьшего времени дли его прохождения, т. е. по лучу.
Сейсмический луч, распространяющийся от источника колебаний во все стороны, попадает на границу двух сред с разными физическими свойствами (v1=v2). Здесь он отражается и преломляется (рис.4.3).
Рисунок 4.3 - Основные ти-пы сейсмических волн. Волны: 1-прямая, 2-отраженная, 3-прелом-ленная (проходящая), 4-сколь-зящая (граничная), 5-головная, используемая в методике прелом-ленных волн, 6-рефрагированная
Основным законом геометрической сейсмики является закон преломления-отражения, включающий два основных положения: 1) падающий, отраженный и преломленный лучи лежат в одной плоскости, совпадающей с нормалью к поверхности раздела в точке падения луча; 2) углы падения α, отражения γ преломления β связаны между собой соотношениями: sinα/v1 = sinγ/v1 = sinβ/v2, т. е. sinα/v1 = sinγ/v1, <α = <γ (закон отражения); sinα/v1=sinβ/v2 или sinα/ sinβ=v1/ v2 (закон преломления).
4.1.3 Типы сейсмических волн
На земной поверхности в точке ПВ (пункт возбуждения) (см. рис.4.3) расположен источник колебаний, из которого на поверхность раздела двух сред падают лучи прямой волны. В точке падения луча возникают отраженная и преломленная волны. Каждый падающий луч вызывает отраженную волну, характеризующуюся скоростью v1. Эта волна может быть зарегистрирована на поверхности, как в точке возбуждения колебаний, так и на некотором удалении от нее. Через границу раздела в глубь среды проходит преломленная волна со скоростью v2, которая на поверхности зарегистрирована быть не может. Однако при определенной геологической ситуации может возникнуть момент, когда угол преломления β станет равным 90° и преломленный луч пойдет по границе раздела - появится скользящая (граничная) волна. Скорость распространения скользящей волны практически равна скорости преломленной волны v2. Согласно принципу Гюйгенса-Френеля, скользящая волна явится источником элементарных колебаний, которые достигнут поверхности. Упругие волны, рожденные скользящей волной, называются головными. Наблюдаемая скорость распространения головных волн вдоль поверхности земли равна истинной скорости движения скользящей волны, а следовательно, и скорости преломленной волны v2. Таким образом, зарегистрировав на поверхности головную волну, мы можем рассчитать скорость распространения преломленной волны.
Определим условие, при котором может возникнуть скользящая и вслед за ней головная волны. Для этого необходимо, чтобы угол β стал равным 90° (sinβ=1). Закон преломления в этом случае примет вид: sinα=v1/v2. Но угол падения прямой волны α обязательно должен быть меньше 90°, иначе прямой луч не попадет на границу раздела. Следовательно, sinα<1, т. е. v1/v2<1, или v2>v1
Таким образом, угол β может достигнуть 90° только в том случае, если скорость распространения упругих волн в подстилающем слое больше скорости распространения их в верхнем слое. Угол падения прямой волны, при котором угол β становится равным 90°, называется углом полного внутреннего отражения (или критическим углом) α1.
В сейсморазведке изучают в основном продольные отраженные и преломленные волны. Это объясняется тем, что продольные волны обладают большими скоростями vр по сравнению с поперечными vs и большей энергией, следовательно, проникают на значительную глубину и могут характеризовать глубоко залегающие геологические слои. Продольные волны возникают практически при любых условиях возбуждения взрывными или невзрывными источниками, в то время как для поперечных волн требуются источники, использующие горизонтально направленное воздействие на среду. Тем не менее, в последние годы получает распространение комплексное использование методов продольных и поперечных волн для извлечения из сейсморазведочных данных максимума информации и получения всех возможных физико-механических характеристик пород.
В сейсморазведке различают монотипные и обменные волны. Если от продольной падающей волны получаются отраженные и преломленные продольные волны (т. е. того же типа, что и падающие), то регистрируемые волны называются монотипными. Если тип волны меняется (от продольных волн получились отраженные или преломленные поперечные волны и наоборот), то регистрируемые волны называются обменными.
Многослойный геологический разрез бывает представлен слоями, в которых скорость распространения упругой волны возрастает с глубиной. Тогда лучи проходящих через слои преломленных волн могут искривиться и выйти на поверхность. Такие волны называются рефрагированными (см. рис.4.3).
При падении волны на геологический объект, который имеет существенно отличные от вмещающей среды свойства и обладает небольшими по сравнению с длиной падающей волны размерами, наблюдается дифракция волн (рассеивание). Согласно принципу Гюйгенса-Френеля, такой геологический объект сам становится источником вторичных элементарных волн, которые как бы отражаются от него во все стороны и создают эффект рассеивания или огибания падающей волной встреченного объекта. В этом случае регистрируемые волны называются дифрагированными, или волнами огибания. Дифракция волн характерна для районов развития дайковых тел, разломов, сбросов, рудных тел и т. д.
Помимо названных волн существуют волны-помехи: прямая продольная волна, распространяющаяся вдоль поверхности земли от точки возбуждения; поверхностная волна, распространяющаяся в верхнем рыхлом слое с небольшой скоростью 200-1000м/с; микросейсмы, т. е. беспорядочные движения почвы, вызываемые различными внешними причинами (ветром, дождем, движением транспорта, работой машин и т. п.); звуковые волны, возникающие при взрыве и распространяющиеся в воздухе со скоростью 300-350м/с; нерегулярные волны, вызванные рассеянием полезных волн на мелких неоднородностях в толще геологических слоев, и другие помехи. От влияния этих волн на запись полезных колебаний приходится избавляться различными способами.
4.1.4 Годографы сейсмических волн
Распространение упругих волн обычно наблюдают на земной поверхности вдоль профилей. С этой целью на пикетах профиля расставляют специальные приборы-сейсмоприемники, позволяющие фиксировать колебания почвы под ними. Сейсмоприемники улавливают колебания, вызванные одной или несколькими, следующими друг за другом волнами, и позволяют произвести записи этих колебаний. Записи колебаний от одного источника возбуждения сводят в сейсмограмму (рис.4.4).
Рисунок 4.4 - Сейсмограмм-ма с записью отраженных волн: ОМ-отметка момента взрыва; ПМ-поправка за момент взрыва; ОВ-коррелируемые отраженные волны
По форме записи на сейсмограмме выделяют колебания, обусловленные одной волной, и определяют время прихода этой волны к каждому сейсмоприемнику. Затем строят график зависимости времени прихода волны t от расстояния сейсмоприемников до пункта взрыва х. Такой график называется годографом. Для построения годографа по горизонтальной оси откладывают расстояние х, а по вертикальной оси - время прихода волны t к каждому сейсмоприемнику. Через полученную систему точек проводят кривую. Общий вид полученного годографа будет зависеть от типа волны (рис.4.5).
Годограф прямой волны, распространяющейся вдоль профиля наблюдений, представляет собой два отрезка прямых, исходящих из начала координат под определенным углом ψ. Уравнением годографа прямой волны служит уравнение отрезка прямой, в котором параметрами являются время t, расстояние х, и скорость волны v1: t=
х/v1
Угловой коэффициент годографа:
(4.5)
Годограф отраженной волны имеет вид гиперболы и описывается уравнением:
(4.6)
где х - расстояние от пункта взрыва до сейсмоприемника; h - расстояние по нормали от пункта взрыва до отражающей границы; φ - угол наклона отражающей границы (рис.4.5,6).
Рисунок 4.5 - Годографы волн в случае горизонтальной (а) и наклонной (б) раздела и определение кажущейся скорости распростра-нения фронта vк. Годографы волн: 1-прямой; 2-отраженной; 3-прелом-ленной (головной)
Перед выражением 4hxsinφ ставится знак минус для точек профиля, расположенных от пункта взрыва по восстанию отражающей границы, и знак плюс - для точек по падению ее.
Для горизонтальной отражающей границы (рис.4.5,а) sinφ=0 и уравнение годографа имеет вид:
(4.7)
Годограф преломленной (головной) волны представляет прямую, отстоящую от начала координат на некоторое расстояние и наклоненную к оси х под углом i. Уравнение годографа преломленной волны для наклонной преломляющей границы имеет вид:
(4.8)
где i - угол полного внутреннего отражения; φ - угол наклона преломляющей границы.
Знаки плюс или минус берут в зависимости от тех же условий, что и для годографа отраженной волны.
Для горизонтальной преломляющей границы уравнение годографа будет иметь вид:
(4.9)
Угловой коэффициент отрезков прямых, составляющих годограф головной волны, можно определить, продифференцировав уравнение по х:
(4.10)
Для некоторого участка Δ=S2-S1 (см. рис.4.5,б) по годографам можно определить скорость движения фронта волны вдоль профиля наблюдения. Эта скорость называется кажущейся vk=Δx/Δt.
Кажущаяся скорость обычно больше действительной, так как путь фронта волны Δх за время Δt больше пути волны по лучу ΔS. Связь между кажущейся и действительной скоростью выражается законом Бендорфа vk=v/sinγ, где γ - угол падения луча.
Для лучей головной волны их угол падения зависит от угла полного внутреннего отражения i и угла наклона преломляющей границы φ:
(4.11)
Различают линейные и поверхностные годографы. Линейным называется годограф, построенный вдоль линии наблюдения - профиля. Если профиль проходит через пункт возбуждения колебаний, то профиль и годограф называются продольными. Если же профиль находится в стороне от пункта возбуждения, то такой профиль и годограф, построенный вдоль него, называются непродольными. Иногда строят годографы по нескольким профилям, пересекающимся в точке возбуждения колебаний, они образуют поверхностный годограф.
4.1.5 Скорости, изучаемые в сейсморазведке
Геологические формации отличаются обычно сложным скоростным разрезом. Очень редко встречаются однородные (изотропные) среды, в которых скорость распространения упругой волны в каждой точке постоянна по величине и направлению. В повсеместно распространенных неоднородных (анизотропных) средах скорость распространения упругих волн в разных направлениях различна. Неоднородность геологической среды обусловлена многими причинами. Среда может быть слоиста, где каждый слой характеризуется своей скоростью распространения волны. Среда может обладать градиентом скорости, т. е. закономерным изменением скорости в горизонтальном или вертикальном направлении. Чаще всего наблюдается увеличение скорости с глубиной, связанное с уменьшением пористости пород. Таким образом, с помощью сейсморазведки изучают геологические среды, состоящие из слоев, в каждом из которых скорость распространения волны постоянна или непрерывно меняется. На границах слоев скорости меняются скачками. Поэтому для полной скоростной характеристики геологических разрезов используют несколько типов скоростей распространения упругих волн.
Пластовая скорость vпл - скорость распространения волны в каждом отдельном пласте изучаемого разреза.
Средняя скорость vср - скорость распространения волны через пачку пластов. Ее вычисляют по формуле:
vср=
(4.12)
где h1,h2……hn - мощности пластов изучаемой среды; t1, t2,……tn - время пробега волны через каждый пласт.
Пластовая и средняя скорости определяются по сейсмическим наблюдениям в скважинах.
Эффективная скорость vэф - скорость распространения упругой волны, определяемая по годографам отраженных волн. Только в однородной среде vэф=vср. В многослойной среде vэф>vср
Граничная скорость vг - скорость распространения скользящей (граничной) волны вдоль преломляющей границы, определяемая по годографам головных преломленных волн.
Кажущаяся скорость vк - скорость движения фронта волны вдоль линии наблюдения.
Чаще всего сейсмические свойства горных пород характеризуются истинной скоростью распространения волн. Истинная скорость vр определяется в естественном залегании методами сейсмического и акустического каротажа. Значения ее для широко распространенных горных пород приведены в таблице 4.1. Эти данные показывают, что многие породы могут характеризоваться примерно одинаковыми скоростями продольных волн. В этом состоит трудность истолкования результатов сейсморазведки, вызывающая необходимость получения нескольких упругих характеристик для одной геологической среды.
Таблица 4.1-Истинная скорость vр
Породы | vр,км/с | Породы | vр,км/с |
Осадочные | Метаморфические | ||
Алевролит | 0,8-4,0 | Гнейс биотитовый | 5,4-6,2 |
Брекчия | 1,4-5,6 | Гнейс биотит-амфиболовый | 5,8-6,3 |
Глина | 0,3-3,0 | Амфиболит | 6,5-7,2 |
Доломит | 0,9-6,3 | Пироксенит | 7,1-8,2 |
Известняк | 1,0-5,5 | Породообразующие минералы | |
Песок | 0,3-1,5 | Кварц | 6,0 |
Песчаник | 0,8-4,5 | Микроклин | 5,7 |
Каменная соль | 4,5-5,5 | Ортоклаз | 5,9 |
Изверженные | Кальцит | 6,7 | |
Гранит | 5,1-5,9 | Мусковит | 5,8 |
Гранодиорит | 5,7-6,1 | Пироксен (авгит) | 7,2 |
Диорит | 5,9-6,5 | Пирит | 7,9 |
Габбро | 6,1-7,4 | Сфалерит | 5,3 |
Диабаз | 6,2-6,8 |
4.2 Сейсморазведочная аппаратура
Регистрация сейсмических волн. Сейсморазведочную аппаратуру используют для измерения времени прихода упругих волн к точкам наблюдения. Для этого, зная момент возбуждения упругих волн, необходимо уловить и записать колебания почвы под воздействием подошедшей упругой волны, выделив полезную волну на фоне помех и усилив ее. Колебания (смещения) почвы улавливаются сейсмоприемником и преобразуются в электрические импульсы. Так как колебания почвы незначительны, то и напряжение возникающих электрических импульсов очень мало. Поэтому электрический импульс от сейсмоприемника передается по проводам на усилитель и только потом регистрируется (записывается). Сейсмоприемник, усилитель и регистрирующее устройство составляют сейсмический канал записи (рис. 4.6, а).
Рисунок 4.6 – Принципиаль-ная схема регистрации упругих волн; Каналы: а – записи, б – воспроизведе-ния, 1 – сейсмоприемник, 2 – усилитель, 3 – регистрирующее устройство, 4 – воспроизводящее устройство, 5 – усили-тель воспроизведения, 6 – регистрирующее устройство
Упругие колебания регистрируются на магнитную ленту, поэтому запись колебаний необходимо еще перевести в видимую форму. Для этого существует канал воспроизведения, который включает воспроизводящее устройство (считывающее), усилитель воспроизведения, регистрирующее устройство (рис. 4.6, б).
Сейсмоприемники. Сейсмоприемник представляет собой устройство для улавливания механических колебаний почвы и преобразования их в электрическое напряжение. Наиболее распространены сейсмоприемники двух типов: а) с индукционными электромеханическими преобразователями (для наземных и скважинных работ), б) с пьезоэлектрическими преобразователями (в морской сейсморазведке). Пьезоэлектрические преобразователи (пъезодатчики) применяют также для лабораторных исследований образцов горных пород.
Сейсмоприемники с индукционными электромеханическими преобразователями подразделяют на электродинамические (рис. 4.7) и электромагнитные. В электродина-мическом сейсмоприемнике катушка, подвешенная на плоских пружинах, играет роль инертной массы: при смещении корпуса сейсмоприемника и магнита. Под действием упругой волны катушка по инерции остается на месте и, следовательно, перемещается в магнитное поле. В обмотке катушки индуцируется электрический импульс.
Рисунок 4.7 – Принцип устройства электро-динамического сейсмоприемника; 1 – корпус, 2 – штырь, 3 – пружина, 4 – катушка, 5 - магнит
Электродинамические сейсмоприемники нашли самое широкое применение, так как более просты по конструкции и могут быть выполнены с учетом современных высоких требований. В последние годы начали использовать горизонтальные сейсмоприем-ники для регистрации поперечных волн и сейсмоприемники, не требующие ориентации, монтируемые в полевом сейсмическом кабеле (косе).
Сейсмостанции. Проведение сейсморазве-дочных работ требует одновременной регистрации колебаний от большого числа сейсмоприемников, распределенных по профилю или площади. Эту задачу выполняют многоканальные полевые сейсмостанции. Полевые сейсмостанции подразделяются на станции с аналоговой и цифровой формой записи колебаний. В бывшем СССР были созданы цифровые многоканальные сейсмостанции ССЦ-4, «Волжанка», «Прогресс», заменившие аналоговые станции. Они могут регистрировать колебания от 24, 48, 72 сейсмоприемников. Модификации этих станций приспособлены для работы в различных условиях с взрывными и невзрывными источниками возбуждения колебаний. Для решения инженерно-геологических и изыскательских задач, для работы на рудных месторождениях и с целью изучения упругих свойств пород в обнажениях и горных выработках созданы одно - и трехканальные цифровые сейсмостанции СНЦ-1, СНЦ-3, шахтная сейсморегистрирующая цифровая система СШСЦ-1, аппаратура вибрационной сейсморазведки ВСК-1 и ВСК-2, аппаратура сейсмоэлектрического метода «Кварц-1». Для изучения геологического строения дна водоемов используют звуколокационную аппаратуру «Аквамарин». Сейсмостанции применяют для проведения сейсморазведки при поисках руд, гидрогеологических и инженерных изысканий методами отраженных и преломленных волн.
Схема полевых работ методом сейсморазведки показано на рисунке 4.8 с помощью многоканальной сейсмостанции можно записывать время прихода волны к большому числу точек на профиле и, таким образом, при одном взрыве построить большой отрезок годографа. Все сейсмоприемники помещают в ямках на профиле через 10-100 метров в зависимости от метода и условий работы. Провода сейсмоприемников собраны в единый многожильный кабель – косу. Сигналы от сейсмоприемников по косе передаются в аппаратурную группу, состоящую из блока усилителей, записывающего устройства (осциллографа или магнитофона) и различной аппаратуры для связи и управления, для контрольно измерительных и регулировочных работ и т. д. Число усилителей определяется числом канала. При записи на магнитную пленку в камеральных условиях с носителя записи производится перезапись на обычную сейсмоленту. Перезапись можно делать многократно, усиливая и отфильтровывая те или иные частоты, поэтому из записи удается извлечь значительно более полную информацию, чем из обычной невоспроизводимой сейсмограммы. Кроме того, воспроизводимая запись открыла широкие возможности для автоматизации обработки данных сейсморазведки. С этой целью созданы специальные сейсморазведочные обрабатывающие установки, предназначенные для преобразования полевых сейсмических записей с целью извлечения из них полезной геологической информации на базе создания цифровых обрабатывающих центров.
Рисунок 4.8 – Схема работы сейсмостанции
