CC BY
23
- © Л.С. Загорский, В.Л. Шкуратник,
С.Ю. Червинчук, 2013
УДК 550.394.2
Л.С. Загорский, В.Л. Шкуратник, С.Ю. Червинчук
ОПТИМИЗАЦИЯ РАССТАНОВКИ ДОИИЫХ СТАНЦИЙ ПРИ ИСПОЛЬЗОВАНИИ ЕСТЕСТВЕННОГО ВОЛНЕНИЯ МОРЯ КАК ИСТОЧНИКА МИКРОСЕЙСМ НА ШЕЛЬФЕ*
Описано использование естественного волнения моря и берегового прибоя в качестве источников волн Рэлея как зондирующего сигнала в методе определения вертикального сейсмического разреза (МОВСР) и метода микросейсмического зондирования (ММЗ) на стадии поиска и разработки месторождений в транзитной зоне морского шельфа.
Ключевые слова: сейсмический разрез, микросейсмы, транзитная зона шельфа, донная станция.
Материковые залежи углеводородов (УВ) в ряде случаев протягиваются в океан, переходя в зону шельфа, глубиной до 400 м, причем в мелководной его части транзитной зоне, глубиной до 20 — 30 м, могут быть сосредоточены значительные запасы. Однако исследование таких структур стандартными методами сейсмо- и электроразведки сопряжено с большими техническими и особенно экологическими проблемами. Применение пассивных сейсмических методов, с установкой сейсмических станций на дно, способно решить эти проблемы, однако возникает вопрос о границах их применимости. Это связанно, с одной стороны, с нестабильностью микросейсмических шумов, используемых в качестве зондирующего сигнала, а с другой с отсутствием хорошего сейсмоакустического контакта, между донной сейсмостанцией, установленной в илистых отложениях, и поверхностью земной коры морского дна. В этой связи представляется интересным использовать энергию морских волн и прибоя, в месте проведения измерений, как дополнительный источник зондирующих разрез волн Рэлея, в методах МОВСР и ММЗ, с целью повышения точности прогнозов.
Оценка влияния волнения поверхности моря на генерацию микросейсм
Рассмотрим акустическую модель шельфа. Глубина шельфа не превышает обычно 200—400 метров. Скорость продольных волн сначала растет от поверхности вглубь моря, как показано на рис. 1, а затем падает в донных осадках мощностью 50-60 метров до значения 400 м/с с последующим ростом до 1800 м/с. Скорость поперечных волн растет от значений 200 м/с в донных осадках указанной мощности до величины 1000 м/с. Из указанной скоростной модели в отсутствие подводных течений прямо следует, что для условий шельфа возмож-
* Работа проводилась при финансовой поддержке Министерства образования и науки Российской Федерации. 52
но распространение следующих типов волн: в жидкости- продольные прямые волны и отраженные от дна, а поперечные волны отсутствуют.[1]-[3] В донных отложениях имеем следующие типы волн: Рэлея, обусловленные взаимодействием Р и БУ составляющих, а при условии роста скорости с глубиной будут регистри-
Рис. 1. Характерное распределение скоростей Роватъся и волны Пява-Ур(крас), Vs(cнн.) для шельфа Обычно наблюдаются и
волны Стоунли.
Источники микросейсм имеют, как следует из работ Левченко Д.Г. [5] ненулевой спектр в диапазоне от 0,003 до 30 Гц. Они располагаются на поверхности воды и обычно вызваны ветром, а также ударами волн о берег. На дне могут присутствовать микросейсмы, вызванные тектоническими движениями коры и образованиями микротрещин. Будем в дальнейшем считать, что в итоге на границе жидкость-дно имеются источники вторичных и донных микросейсм, равномерно распределенных по поверхности дна. Используя методы теории возмущений, можно показать, что функция Грина представи-ма в виде функции от равномерно распределенных по дну вторичных источников [4].
Очевидно, что решать обратную задачу нахождения скоростного разреза шельфа можно тремя способами:
— с помощью спутниковой съемки поверхности воды,
— расположив гидрофоны на поверхности воды,
— донными измерениями.
Спутниковая съемка не требует никакой дополнительной аппаратуры, но обладает самой низкой точностью, тип волны Р-компонента волны Рэлея. Кроме того, волна на поверхности сильно затрудняет выделение отраженных от слоистого дна волн. И, если выделить отражения от первой границы довольно просто, то от нижележащих слоев значительно сложнее. Вероятно, существует оптимальная волна на поверхности, позволяющая это сделать.
Поверхностные измерения на воде также должны использовать Р компоненту волны Рэлея при тех же сложностях на стадии интерпретации.
Измерения же на поверхности дна будут самыми точными из названных и могут использовать как Р, так и БУ компоненту волны Рэлея.
Левченко Л.Г. получены уникальные записи сигналов землетрясений и микросейсм [5] в широком частотном диапазоне, позволившие найти объяснения ряду явлений, связанных с генерацией и распространением микро-сейсм в океанической среде. Установлены зависимости интенсивности максимумов спектров микросейсм от развития местных штормов и устойчивость
формы равновесных спектров микросейсм, возбуждаемых удаленными источниками. Проведенный сравнительный анализ показал, что спектры давления микросейсм, измеренные в толще воды, существенно отличаются от спектров смещения (ускорения), измеренных на дне, и от спектров, измеренных на континенте. В соответствие с предложенной моделью возбуждения и распространения микросейсм даны объяснения ряду наблюдавшихся «парадоксов» микросейсм: задержки во времени или отсутствия роста интенсивности мик-росейсм в ряде случаев при развитии сильных штормов, несовпадения направлений прихода микросейсм с направлениями на эпицентры сильных штормов и др.[5]
При исследованиях на море всегда имеется небольшое волнение (волна до 20 см). Это приводит к гравитационной волне (колебаниям давления столба жидкости единичной площади и переменной высоты). Лля условий шельфа это означает значимое изменение давления Р на дно
AP = А pgh = 0,02 (атм), (1)
где р, g, h — плотность воды, ускорение свободного падения, глубина.
что находится в пределах точности гидрофона. В реальности мы имеем когерентное суммирование по участку поверхности моря (морской зыби) при угле суммировании 2-а0, радиусе цилиндра а, длиной L и площадью 5
в = а • 2а0L . (2)
Цилиндр перпендикулярен фронту волны и объединяет максимумы (гребни) волн с малой амплитудой, когда справедлив принцип Гюйгенса, иначе имеет место диффузия нелинейных волн. Поэтому гравитационные волны, возникающие на поверхности на различных удалениях приводят к появлению под водой на определенных, не равных друг другу глубинах, максимумов поля микросейсм на различных длинах уже волн давления. Потенциал поля линейных излучателей на поверхности цилиндра равен [6]
2л
1 » Н (кг) 2л
г, ф, t) = - -1 вш X "■ „ , [ V0(а)ехрар(а))еаз[п(Ф - а)^а лк П=0 8пНп(ка) ■>
(3)
где Нп(кг), Н1п(ка) — функция Ханкеля и их производные, со, к, — круговая частота, волновое число, угол, время, а, г — радиус цилиндра и точки наблюдения, v0 — скорость движения гравитационной волны, = {2, п = 0, 8п [1, п ф 0.
При излучении длинных волн для линии на боковой поверхности цилиндра имеем для интенсивности излучения (площадь излучения э)
^ ~ 8лг 2 . (4)
рае V 0
и
Поэтому на глубине г, равной одной восьмой длины продольной волны
г = 1 .1.
имеем максимум амплитуды. Т.е. имеет место механизм усиления волн давления за счет когерентного суммирования, который для линейного участка фронта волны в 25 м дает 5 % усиление при угле суммирования в 12 градусов и до 10 раз за счет большого угла суммирования в 120 градусов.
Более точные оценки можно получить, рассмотрев систему M пульсирующих колец на цилиндре, которые в свою очередь образуют систему из N взаимно-параллельных и перпендикулярных фронту волны цилиндров (колец)
2v0 sin(kh sin 9)ei(kr+n/2)
r, 0, t) = ■
1 m
í[ M - k (1 -1) d sin 0]
(6)
nk cos 0 sin 0H1 (ka cos 0) r ¡~f
где d — расстояние между кольцами (период видимой волны зыби), 2h — ширина кольца (половина видимой длины волны на поверхности), ¡ — номер гребня волны, в— направление (угол излучения).
Если рассмотреть береговую линию прибоя, то придем к выводу о том, что
в общем случае она совпадает с образующей излучающего цилиндра.
Условие на шаг по горизонтали ¡Р * hb / л, (7)
дает при 5 амплитудных максимумах и шаге между сейсмоприемниками 100 м минимальную длину волны в 20 м.
Скорость м/сек
300-
250-
20 0-
Ш\
100-
1200-
-1200-
1700
1600
1500
1400
1300
1200
1100
1000
300
80 О
70 О
S00
500
■400 Удаление, м
Рис. 2. Пример расчета ожидаемой скорости продольных воли для шельфа Vp(z,x), где Z-глубина, Х-удаление вдоль дна шельфа
Необходимая длина волны в 1000 м формируется вдоль линии в 8000 м, с удалением от донного сейсмоприемника в 4000 м, что соответствует практике сейсмических измерений.
Очевидно, что период стационарности [7] морских микросейсм менее аналогичного периода для суши.
Отметим, что в 45 рейсе НИС «Лмитрий Менделеев» (1989 г.) в результате одновременной записи шумов на дне Эгейского моря и гравитационных волн на поверхности была подтверждена гипотеза Лонге-Хигинса о механизме генерации микросейсм с помощью стоячих гравитационных волн. О подобии спектров микросейсм, измеренных одновременно в толще воды и на дне упоминается в монографии [5].
Типичный пример получаемого решения задачи геоконтроля строения шельфа на стадии разработки или поиска нефтяных месторождений приведен на рис. 2. Результат получен по программе Л.С. Загорского, опирающейся на теорию возмущений в соответствии со скоростной моделью на рис. 1.
Заключение
Таким образом, при выборе схемы морских измерений по методам МОВСР и ММЗ оптимальным условием, с точки зрения регистрации максимального зондирующего сигнала донными станциями, порождаемого локальным волнением моря, является одновременное выполнение условий (5) и (7) для расстановки донных станций.
- СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Бреховских Л.М. Акустика океана. Современное состояние. — М.: Наука, 1982 г., 240 с.
2. ХэмптонЛ. Акустика морских осадков. — М.: Мир. 1977 г., 520 с.
3. Бреховских Л.М., Годин O.A. Волны в слоистых средах. - М.:Наука,1989 г., 416 с.
4. Загорский Л.С. Спектральные методы определения строения горного массива/ под редакцией акад. В.Н.Страхова. - Москва: 2001 г., 80 с.
5. Левченко Д.Г. Регистрация широкополосных сейсмических сигналов и возможных предвестников сильных землетрясений на морском дне. «Научный мир». 2005 г.
6. ЛепендинЛ.Ф. Акустика. — М. Высшая школа, 1978 г., с.232-233.
7. Горбатиков A.B., Степанова М.Ю. — Результаты исследований статистических характеристик и свойств стационарности низкочастотных микросейсмических сигналов. — Физика Земли. 2008 г., № I, С. 57—67. ЕЕ
КОРОТКО ОБ АВТОРАХ -
Загорский Лев Сергеевич — доктор физико-математическая наук, ведущий научный сотрудник, Шкуратник Владимир Лазаревич — доктор технических наук, профессор, заведующий кафедрой, ftkp@mail.ru,
Московский государственный горный университет, ud@msmu.ru
Червинчук Сергей Юрьевич — старший научный сотрудник, Институт Земли РАН.
