О структуре поля упругих колебаний при сейсмоизмерениях (стр. 2 из 3)
Как эффект АРП, так и эффект монохроматора наблюдаются фактически в режиме стоячих волн. Скорость, определяемая в режиме стоячих волн, не является скоростью распространения поля, так как в режиме стоячих волн оно никуда не распространяется. Это так называемая фазовая скорость. Понятие фазовой скорости возникло в 30-х годах ХХ века, когда оказалось, что скорость в электромагнитных волноводах, определяемая по расстоянию между узлами и пучностями, превышает скорость света в вакууме в свободном пространстве. Тогда, чтобы отличить скорость, характеризующую режим стоячих волн от режима распространения, и был введен этот термин4.
Однако, как оказалось, скорость VS может характеризовать также и распространение волнового процесса в пространстве.
Изменим условия рассмотренного выше эксперимента. Будем теперь воздействовать на пластину не гармоническим направленным акустическим излучением, а точечным ударом. То есть, так, как происходит воздействие при сейсмоработах. Перемещая вдоль пластины точечный пьезоприемник п, выясним, с какой скоростью распространяется фронт сигнала (то есть по моменту первого вступления) при удалении от точки воздействия, от источника и. Схема эксперимента приведена на рис.2а.
Рис.2 Схема измерений (а) и результаты определения скорости распространения колебательного упругого процесса вдоль слоя-резонатора (б).
Максимальное значение скорости наблюдается при сквозном прозвучивании пластины, то есть когда регистрация идет в точке п
. Для стекла, керамики а также большинства металлов величина этой скорости V - примерно 6000м/с. При регистрации сигнала в точках с индексом "=" скорость распространения V= существенно ниже. Но самое главное, что эта скорость зависит от расстояния до точки ударного воздействия l. Минимальное значение скорости - при самых малых расстояниях. Минимальное расстояние l0 определяется допустимой погрешностью при определении расстояния. В лабораторных условиях толщина пластины вряд ли будет больше чем 10 мм, и при этом расстояние l0 (тоже примерно 10мм) оказывается примерно равным h. При l0 
h величина скорости V= примерно равна 1000м/с. Затем, с увеличением l, скорость V= увеличивается, и приближается асимптотически к значению, примерно вдвое меньшему, чем V . С приближением к точке удара график зависимости V=(l) увеличивает свою толщину, что соответствует увеличению погрешности ее определения.Величина, к которой стремится скорость распространения собственных колебаний пластины-резонатора (или слоя-резонатора) вдоль ее поверхности, равна скорости VS. Снижение скорости распространения этого процесса вдоль пластины-резонатора происходит вблизи точки ударного воздействия, а также вблизи границ и в зонах любых нарушений плоскопараллельности слоя-резонатора.
О малых значениях скорости распространения упругих колебаний вблизи точки ударного воздействия при сейсмоработах известно. Но объяснять это принято приповерхностной зоной малых скоростей, якобы возникшей вследствие повышенной нарушенности и выветрелости приповерхностных горных пород. На самом деле, нарушенность приповерхностного слоя здесь не при чем. Спектральное преобразование импульсного сигнала в синусоидальный происходит не мгновенно, и рассматривать скорость распространения упругого процесса без учета его спектрального преобразования нельзя. Там, где идет преобразование спектра сейсмосигнала, происходит снижение скорости распространения V=. Наибольшее изменение спектра происходит в зоне ударного воздействия. Поэтому и снижение скорости там наибольшее. Там, где изменяется плоскопараллельность слоя (изменение толщины его, выклинивание, раздвоение и т.п.) преобразование спектра менее значительно, и снижение скорости там может быть меньшим.
Если собственные колебания слоя-резонатора достигают его границы (возможно, обусловленной тектоническим нарушением), то они отражаются от этой границы. Этот эхо-сигнал может быть зарегистрирован, и принцип локации может быть использован, чтобы определить расстояние до нарушения. Скорость при этом зависит от этого самого расстояния. Чем меньше расстояние, тем меньше скорость - за счет замедления в зоне отражения. Более или менее приемлемая погрешность при проведении таких измерений получается, если принять V==2000м.
Согласно представлениям традиционной, лучевой сейсморазведки, поле упругих колебаний распространяется от точечного ударного источника во все стороны и отражается от имеющихся в земной толще границ по законам оптики. И при получении эхо-сигналов (то есть, так называемых пачек), идет подбор скорости распространения этого процесса, чтобы получилось, что отражение пришло с вполне определенной глубины. Информация о наличии отражающей границы на той или иной глубине возникает либо в результате бурения, либо это может быть просто ожидаемая граница. Как, например, граница Мохоровичича.
Сейчас, когда мы стали искать механизмы преобразования импульсного воздействия в затухающий гармонический процесс, стало понятно, что вот эта история о распространении зондирующего импульса во все стороны является ошибочной гипотезой. Распространяется не зондирующий импульс, а гармонический затухающий процесс, причем не во все стороны, а только в пределах сформировавшей его геологической структуры.
Ударное воздействие преобразуется в находящихся в зоне удара породных слоях в совокупность гармонических затухающих сигналов, частоты которых соответствуют мощностям этих слоев, в соответствии с выражением (3а). Возникшие при этом гармонические колебания расходятся от точки удара концентрическими кругами в границах соответствующих породных слоев-резонаторов так, как это показано на схеме рис.3.
Рис.3 Схематическое изображение слоистой среды и распространения в ней поля упругих колебаний.
В случае многослойной среды (как это всегда и бывает) мощности hi следует отсчитывать от дневной поверхности. На рис.3 показано выклинивание породного слоя h1 на расстоянии -l1 от источника и, и отражение сигнала от этого нарушения. Таким образом, выделяя участок спектра сейсмосигнала около собственной частоты этого слоя, можно выявить зону его нарушения.
Описанную здесь модель распространения поля упругих колебаний при сейсморазведочных работах подтвердили, сами того не желая, ученые Института геофизики СО РАН. Их эксперимент заключается в следующем. Мощный, 100-тонный генератор гармонического поля упругих колебаний (вибросейс) находится под Новосибирском, и излучаемое им поле может изменяться плавно и как угодно медленно по частоте от 1,5 Гц и до 12 Гц. Сейсмоприемники, регистрирующие это поле, могут находиться на расстоянии нескольких сотен километров. Задача этого эксперимента заключается в том, чтобы доказать, что излученное поле уходит на огромные (десятки км) глубины и отражается от залегающей там поверхности. В их отчетах так и приводится, что вибросейс может использоваться как альтернатива взрывной сейсмике, для сейсморазведочных региональных работ, для выявления границ, находящихся на больших глубинах.
Однако в процессе нашего с ними обсуждения результатов этих экспериментов, вдруг выяснилось, что в ходе описанного вибросейс-эксперимента бывают такие частоты, на которых сигнал от источника не регистрируется в точке приема. Это происходит следующим образом. Оператор в точке приема получает по радиоканалу постоянную информацию о частоте излучаемого поля. И вот, когда частота достигает некоторого значения, сигнал пропадает. А далее, с дальнейшим изменением частоты, появлялся опять. Повторяемость этого эффекта очень устойчива. А поскольку никакими интерференционными процессами это не объяснялось, то и в отчет оно не попало.
Но здесь ведь, по-моему, все очень просто. Диапазон от 1,5 до 12 Гц, согласно выражению (3а), соответствует диапазону глубин от 1,66 км до 210 м. Если бы в этом диапазоне глубин было множество равномерно распределенных границ, то, по-видимому, проходили бы все частоты диапазона. Но вот если в некотором диапазоне мощностей границ не было (шел однородный материал), то в соответствующем диапазоне частот сигнал не проходил. То есть, причина отсутствия сигнала на некоторых частотах заключается в том, что просто не было соответствующих этим частотам слоев-резонаторов.
Осуществляя вибросейс по такой схеме, сейсморазведчики, по сути, провели сеанс спектральной сейсморазведки. Разница лишь в том, что при обычном спектрально-сейсморазведочном профилировании (ССП) применяется спектральный анализ с помощью машинного преобразования Фурье, а в случае вибросейса - последовательный спектральный анализ путем изменения частоты излучения.
Роль продольных волн при сейсморазведочных работах пока что непонятна, а все сейсмосигналы формируются только поперечными волнами, что доказывается их гармоническим характером.
Приведенный выше анализ можно свести к следующим шести пунктам:
При ударном воздействии на земную толщу сам зондирующий импульс отсутствует уже непосредственно в зоне удара, поскольку преобразуется в совокупность гармонических затухающих процессов.