CHƯƠNG IVĐỊA CHẤN

I. Tổng quan về phương pháp địa chấn

I.1 Cơ sở lý thuyết phương pháp địa chấn- Cơ sở lý thuyết của phương pháp địa chấn là lý

thuyết đàn hồi. Sóng địa chấn sẽ lan truyền vào trong lòng đất, khi đó sự lan truyền của sóng địa chấn sẽ phụ thuộc vào tính đàn hồi của môi trường đất đá.

- Phương pháp điạ chấn dựa trên cơ sở ghi nhận thời gian lan truyền của sóng địa chấn qua các lớp có vận tốc khác nhau nằm bên dưới mặt đất, dựa trên việc nghiên cứu sự phân bố của sóng đàn hồi do vụ nổ nhân tạo hoặc do tác động cơ học khác gây ra ( ví dụ: sự va đập,..)

- Có hai phương pháp thăm dò địa chấn chủ yếu : phương pháp thăm dò địa chấn khúc xạ và phương pháp thăm dò địa chấn phản xạ.

- Ranh giới giữa các vùng mà ở đó các hạt chưa chuyển động và các vùng mà ở đó các hạt của môi trường nằm trong trạng thái chuyển động thì gọi là mặt đầu sóng các pháp tuyến với mặt đầu sóng trong môi trường đẳng hướng là các quỹ đạo hay tia địa chấn. Khi các tia địa chấn truyền trong môi trường đồng nhất là đường thẳng, còn khi truyền trong trong môi trường đồng nhất này sang môi trường đồng nhất khác thì chúng sẽ bị gãy khúc

- Trong thu nổ của phương pháp phản xạ các tia sóng địa chấn tới gần vuông góc với các ranh giới địa chất, các chuyển đổi (P- S) chỉ nhẹ nhàng. Sóng dọc phản xạ là sóng dọc, sóng ngang vẫn là sóng ngang. Trái lại trong phương pháp sóng khúc xạ, trong đó góc tới nghiêng sự chuyển đổi ( P- S) là quan trọng, sóng dọc có thể tạo thành sóng ngang khá mạnh. Sóng địa chấn sẽ lan truyền từ điểm nổ đến các lớp có vận tốc khác nhau trong lòng đất, sau đó sẽ quay trở lại mặt đất và các geophone sẽ ghi nhận tín hiệu sóng truyền tới.

- Những số liệu đo đạc được lưu vào máy địa chấn sẽ được chuyển vào máy tính để phân tích. Các phép phân tích truyền thống được thực hiện bằng cách xây dựng các biểu đồ thời khoảng trên cơ sở các sóng đầu ghi nhận, để từ đó tính toán vận tốc cho các lớp và độ sâu của các lớp. Phương pháp địa chấn đã trở thành công cụ đắc lực cho công tác địa chất: nghiên cứu nền móng kết tinh, nghiên cứu tầng sâu của vỏ trái đất, khảo sát nền móng phục vụ cho công tác xây dựng,…

1.2 Các định luật cơ bản của địa chấn hình học

• Các định luật truyền sóng đàn hồi trong đất đá có thể nhận được từ các nguyên lý cỏ bản của quang hình học, đó là nguyên lý Huyghen-Fresnel và Fermat. Trong đó, một khái niệm thường hay được sử dụng là mặt đầu sóng được định nghĩa như sau:

• Mặt đầu sóng: là mặt giới hạn giữa miền có các hạt dao động dưới ảnh hưởng của sóng đàn hồi và miền không bị nhiễu loạn do sóng chưa truyền tới.

• a) Nguyên lý Huyghen-Fresnel: Mỗi một điểm của mặt đầu sóng có thể xét như là một nguồn dao động sơ cấp độc lập. Điều đó có nghĩa là: theo mặt đầu sóng ở một thời điểm nào đó, có thể xác định vị trí của nó ở một thời điểm khác bất kỳ, nếu như xây dựng một mặt cầu bao quanh các mặt đầu sóng sơ cấp có tâm nằm trên mặt đầu sóng cho trước ấy.

• b) Nguyên lý Fermat: Nguyên lý Fermat hay còn gọi là nguyên lý thời gian cực trị. Nó là hệ quả của nguyên lý Huyghen-Fresnel. Dạng đơn giản nhất của nó khẳng định rằng: sóng được truyền giữa hai điểm theo đường có thời gian truyền sóng ngắn nhất. Kết quả của nguyên lý đó là sự truyền thẳng của các tia trong môi trường có vận tốc truyền sóng không đổi.

I.3 Các hệ số đàn hồi

a) Ứng suất: Ứng suất là lực tác dụng lên đơn vị diện tích (ký hiệu T). Giả sử, khi tác dụng một lực F lên một vật có diện tích là S thì tỉ số giữa F và S được gọi là ứng suất. Nếu lực tác dụng thay đổi từ điểm này đến điểm khác thì ứng suất cũng sẽ thay đổi.

- Ứng suất có thể được gọi là ứng suất pháp tuyến khi mà lực tác dụng vuông góc với diện tích, khi mà lực tác dụng song song với diện tích thì được gọi là ứng suất tiếp tuyến.

- Đối với một hình khối lập phương thì ten-xơ ứng suất tác dụng lên là

T=

Ten-xơ biến dạng

E=

- Định luật Hooke biểu diễn các mối tương quan tuyến tính tồn tại giữa biến dạng và ứng suất, khi biến dạng là nhỏ.

zzzyzx

yzyyyx

xzxyxx

zzzyzx

yzyyyx

xzxyxx

eee

eee

eee

• Theo định luật Hooke, ta có

x

uxx

2

y

vyy

2

z

wzz

2

y

w

x

vxy

z

v

y

wyz

x

w

z

uzx

=(u,v,w): các dịch chuyển các hạt vật chất trong môi trường : là các hằng số Lame

u

,

udivz

w

y

v

x

u .

b) Modun Young (E): là hệ số quy định sự liên hệ giữa lực tác dụng vào vật thể và độ giãn của nó theo các phương tác dụng

c) Hệ số Poison ():đặc trưng cho độ co giãn của vật thể theo phương vuông góc với lực tác dụng.

• Môđun Young và hệ số Poison không phụ thuộc

vào hình dạng, kích thước của vật đàn hồi và không phụ thuộc vào nhau mà chỉ phụ thuộc vào tính chất đàn hồi của vật thể.

)(

)23(

E

)(2

I.4 Sóng đàn hồi, phương trình sóng đàn hồi, sóng dọc, sóng ngang

• a) Sóng đàn hồi: Giả thử miền O của môi trường bị kích thích xung lực F. Tác dụng lực làm môi trường bị biến dạng. Trước tiên lớp I nằm sát vùng O bị biến dạng: các hạt của nó sẽ bị dịch chuyển. Sự dịch chuyển này làm xuất hiện ứng lực nhằm kéo các hạt vật chất trở về vị trí cân bằng ban đầu. Nhưng do đặc điểm chuyển động quán tính nên chúng không có khả năng quay ngay về vị trí ban đầu mà tiến hành dao động xung quanh vị trí này. Sự dao động của lớp thứ I làm xuất hiện ứng lực trong lớp thư II sát nó. Kết quả tiếp theo lớp I, lớp II rồi lớp III và các lớp xa hơn lần lượt bị lôi cuốn vào quá trình dao động. Quá trình dao động lan truyền như trên được gọi là sóng đàn hồi.

b) Phương trình sóng

- Vì sóng đàn hồi là hướng dao động của các hạt vật chất nên để mô tả nó chúng ta nghiên cứu đặc điểm phân bố vectơ dịch chuyển của các hạt vật chất môi trường.

: là hàm thay đổi trong không gian và theo thời gian

- Vì trường sóng đàn hồi là trường vecto nên theo định lý Heltmoltz và có thể xem như tổng của 2 trường vector:

: trường thế được đặc trưng bởi thế vectơ

: trường xoáy được đặc trưng bởi thế vectơ

),,,( tzyxuu

sp uuu

pu

su

c) Phương trình sóng dọc và sóng ngang• Theo Poison và Oxtrogratski : trong trường hợp

lực F phức tạp thì trong môi trường đồng nhất sẽ tồn tại đồng thời hai loại sóng khác nhau.

• Loại sóng thứ nhất là loại sóng do tác dụng của lực Fp và lan truyền trong môi trường với tốc độ:

sóng này được gọi là sóng dọc

• Loại sóng thứ hai sự hình thành của nó có mối liên hệ chặt chẽ với lực Fs, lan truyền với vận tốc:

sóng này được gọi là sóng ngang.• Lưu ý: Vp luôn luôn lớn hơn Vs

2

pv

sv

Tính chất: sóng dọc có mối liên hệ chặt chẽ với sự biến dạng của thể tích. Do đó sóng dọc còn được gọi là sóng co giãn.Sóng ngang hoàn toàn không liên hệ với sự biến dạng thể tích; đối với sóng dọc không tồn tại sự quay các hạt môi trường, môi trường sẽ không bị biến dạng về hình dạng. trong khi đó, sự quay của các hạt vật chất lại gây ảnh hưởng đối với sóng ngang, và có mối liên hệ chắt che với sự biến dạng về hình dạng nên có thể gọi sóng ngang là sóng méo dạng.

Giá trị vận tốc sóng dọc Vp, sóng ngang Vs và mật độ của một số đất đá

Loại đất đá Vp (m/s) Vs (m/s) Mật độ (g/cm3)

Đá phong hóa 300-700 100-300 1.7-2.4

Cát khô 400-1200 100-500 1.5-1.7

Cát ướt 1500-4000 400-1200 1.9-2.1

Sét 1100-2500 200-800 2.0-2.4

Mac-nơ 2000-3000 750-1500 2.1-2.6

Cát kết 3000-4500 1200-2800 2.1-2.4

Đá vôi 3500-6000 2000-3300 2.4-2.7

Đá phấn 2300-2600 1100-1300 1.8-2.3

Muối 4500-5500 2500-3100 2.1-2.3

Anhydrite 4000-5500 2200-3100 2.9-3.0

Dolomite 3500-6500 1900-3600 2.5-2.9

Granit 4500-6000 2800-3400 2.7-3.1

Than 2200-2700 100-1400 1.3-1.8

Nước 1450-1500 1

Băng 3400-3800 1700-1900 0.9

Dầu 1200-1250 0.6-0.9

II Phương pháp thăm dò địa chấn khúc xạ

Phương pháp thăm dò địa chấn khúc xạ là dang thăm dò cơ bản dùng phương pháp tương hỗ các sóng khúc xạ. Chủ yếu dùng để nghiên cứu khu vực ,nhằm nghiên cứu bề mặt tầng nền (địa chấn nông) và các ranh giới sâu hơn trong vỏ Trái đất .

Ñieåm ñaàu

M

Ñieåm noå

S

i21

h

Hình II.1 Soùng khuùc xaï

Maët ñaát

Ranh giôùi khuùc xaï R

V1

V2

II.1 Ứng dụng PHƯƠNG PHÁP ĐỊA CHẤN KHÚC XẠ

• Dùng để xác định : chiều sâu, địa hình, thành phần thạch học của móng

• Nghiên cứu móng kết tinh

• Nghiên cứu các lớp phủ trầm tích

• Dùng để xác định : một số ranh giới địa tầng,nghiên cứu cấu tạo, phát hiện ranh giới thẳng đứng hoặc đứt gãy.

• Địa chấn công trình : là lĩnh vực ứng dụng địa chấn khúc xạ giải quyết nhiều nhiệm vụ khác nhau,xác định chiều sâu thế nằm và địa hình mặt nền đá gốc. Phát hiện và nghiên cứu các đới nứt nẻ, các đới cacto, các vùng thấm nước. Xác định nước ngầm. Xác định các tham số cơ lý của đất đá ở thế nằm tự nhiên.

II.2 Ưu nhược của phương pháp địa chấn khúc xạ

– Ưu điểm • Phương pháp địa chấn khúc xạ là một trong

những phương pháp quan trọng nhất trong số các phương pháp thăm dò địa vật lý do tính ưu việt của nó trên nhiều khía cạnh khác nhau mà trước hết chủ yếu là khả năng về độ chính xác cao,độ phân giải cao độ xuyên thấm sâu .

• Ngưòi ta còn dùng phương pháp địa chấn khúc xạ trong lĩnh vực hải dương học ,tìm kiếm nước ngầm, địa chất công trình, xác định độ sâu tới các tầng đá đáy để kết nối với công trình nhà cao tầng,đê điều cầu cống,đường cao tốc và các hải cảng.

• Nhược điểm – Ngoài ra trở ngại chính của của việc sử dụng địa

chấn khúc xạ để nghiên cứu móng kết tinh là sự có mặt của các lớp đá vôi hay các trầm tích có vận tốc cao nằm trong lớp phủ ( gọi là lớp ẩn). Khi các lớp này có chiều dày lớn thì chúng có thể trở thành màn chắn gây trở ngại thậm chí không cho phép nghiên cứu móng kết tinh nằm dưới nó( gọi là lớp mù).

– Một số bất lợi do đặc điểm tính chất đặc trưng của sóng khúc xạ :

– Khoảng cách ghi nhận sóng giữa các nguồn sóng tới còn chịu ảnh hưởng của nhiễu.

– Địa chấn khúc xạ chỉ được sử dụng tốt khi vận tốc lớp thứ n luôn lớn hơn lớp thứ n-1.

– Địa chấn khúc xạ được quan sát và minh giải dựa trên cơ sở là trong không gian các lớp là đồng nhất bằng phẳng. Nhưng trên thực tế các lớp có thể nghiêng hoặc có đặc trưng riêng về địa hình.

II.3 MÔ HÌNH SÓNG ĐỊA CHẤN KHÚC XẠ

( V1)

Ranh giôùi khuùc xaï(R) A B

(V2 )

Hình I –1

hi21

Ñieåm noå S M(ñieåm ñaàu) Maët ñaát

Môi trường hai phân lớp ngang, có bề dày là h (còn gọi h là chiều sâu pháp tuyến), có vận tốc V2 > V1 và mặt ranh giới khúc xạ thẳng và nằm ngang (R).Khi tia sóng đi từ nguồn nổ S xuống (R) dưới góc tới hạn i (hoặc i21) : , thì nó bị khúc xạ trong lớp V2 dưới dạng tia trượt AB, sự kích động của tia này làm xuất hiện sóng đầu khúc xạ quay trở về mặt đất.

Trên tuyến quan sát x đi qua điểm nổ S, các dao động sóng đầu sẽ xuất hiện ở vùng tuyến nằm ngoài điểm M là điểm đầu có tọa độ là: xM = 2h.tan(i21).Trong đoạn tuyến SM không tồn tại sóng đầu được gọi là vùng chết sóng.Nếu vận tốc lớp dưới bất thường nhỏ hơn vận tốc ở lớp trên thì tia sóng khúc xạ sẽ bị giam hãm trong lớp dưới mà không thể thoát lên mặt đất được và như vậy ở những lớp sâu hơn sẽ không tìm hiểu được.

x

II.4. BIỂU ĐỒ THỜI KHOẢNG CỦA MÔI TRƯỜNG HAI PHÂN LỚP NGANG.

• T1 , T2 là hai Hodograph sóng thẳng lần lượt có hệ số góc là , ; còn gọi T1 là biểu đồ thời khoảng của sóng truyền trực tiếp đến máy thu, còn T2 là biểu đồ thời khoảng của sóng khúc xạ.

A BHình I – 2

To T1 S M x

T2

(V1)

(V2 )

h i

Tổng quát, dựa vào tọa độ của điểm đầu M (xM), thời gian sóng xuất hiện sóng tại M của biểu đồ thời khoảng và góc nghiêng, với V được gọi là vận tốc biểu kiến

1

1

V

2

1

V

iV

hTSAM cos

2

1

Đây là phương trình của biểu đồ thời khoảng của môi trường hai phân lớp ngang.

ta có thể rút ra cách tính toán vận tốc V2 và h , ta lấy đạo hàm :

Khi x = 0 thì :

2

1

Vxx

TT

x

T

M

SAM

212

cos.2T

V

ih

V

xT

2

22 1

Vx

T

x

T

i

VT

VV

VVTh

V

ihTT

cos22

cos.2)0(

10

21

22

210

120

II.5. BIỂU ĐỒ THỜI KHOẢNG CỦA MÔI TRƯỜNG HAI LỚP NGHIÊNG.

x

(V1) (R)(V2)

TM 2

TM 1

TO

S

S/

B1

T

B2

)(cos

cos2'

)(cos

cos2'

)cos(

sin2sintan.cos2

)cos(

sin2

11

22

1

2

11

11

1

1

2

1

2

1

iV

h

V

MSB

V

MST

iV

h

V

MSB

V

MST

i

ihihx

i

ihx

M

M

M

M

sử dụng khái niệm Vận Tốc Biểu Kiến : ; ta đi tìm phương trình biểu đồ thời khoảng. Ở đây, góc được gọi là góc nghiêng của ranh giới so với phương ngang ( khi ranh giới chìm dần so với điểm nổ thì , còn khi ranh giới nâng dần lên so với điểm nổ thì ).

i

V

t

xV

sin* 1

M1

M2

22

2

2 )(1

*

1* MM

M

M txxv

tvxx

tt

x

t

)]sin(sin[cos)cos(

2)sin(

)cos(

cos2

)cos(

sin2)sin(

11

11

iiiv

h

v

ix

iv

h

i

ihx

v

it

11

cos2)sin(

v

ih

v

ixt

Tương tự, đối với các điểm quan sát nằm ở phía nâng của ranh giới có dạng

11

cos2)sin(

v

ih

v

ixt

II.6. PHÂN TÍCH TÀI LIỆU ĐỊA CHẤNKHÚC XẠ

Các dao động sóng khúc xạ quan sát ngoài thực địa được ghi giữ lại trên các băng địa chấn, chúng giúp cho chúng ta có thể hiểu được cấu trúc địa chất dưới sâu qua quá trình phân tích theo các bước cơ bản sau :

II.6.1 Liên kết sóngTrong phương pháp địa chấn khúc xạ thì quá trình

liên kết sóng được phân thành : Liên kết đơn (liên kết sóng trên cùng một băng địa chấn) và liên kết ghép (liên kết sóng giữa các băng địa chấn khác nhau).

Quá trình liên kết sóng được dựa trên các chỉ tiêu về hình dạng sóng, vận tốc biểu kiến, cường độ sóng và thời gian tương hỗ…

Các chỉ tiêu liên kết sóng đơn gồm:– Các xung sóng cùng liên hệ với một ranh giới

khúc xạ phải có hình dạng giống nhau hoặc thay đổi từ từ dọc tuyến.

– Thời gian xuất hiện (tại mặt sóng hay mặt pha nào đó) của các xung dao động cùng liên hệ với một sóng phải thay đổi từ từ dọc tuyến. Các đường nối dao động có cùng pha (các trục đồng pha) của cùng một sóng phải song song nhau.

–Các xung dao động liên hệ với mặt sóng khúc xạ nhất định phải được tách với các sóng xuất hiện trước và sau nó bằng các vùng “lặng sóng” có cường độ yếu

Quá trình liên kết ghép cũng được tiến hành dựa trên một số chỉ tiêu như sau :–Thời gian tương hỗ.–Mức độ song song của các biểu đồ thời khoảng đuổi nhau.–Thời gian gối đầu.–Hình dạng sóng.

II.6.2. DỰNG BIỂU ĐỒ THỜI KHOẢNG

– Dựng biểu đồ thời khoảng quan sát về thực chất chính là quá trình đưa các trục đồng pha đã được vạch sẵn trên các băng địa chấn khi liên kết sóng lên giấy dưới dạng đồ thị.

– Biểu đồ thời khoảng thường được dựng trên giấy kẻ ly và được biểu diễn trong hệ tọa độ Descartes. Trục hoành của biểu đồ biểu diễn tọa độ x của các điểm quan sát, trục tung biểu diễn thời gian truyền sóng từ điểm nổ đến các điểm quan sát tương ứng.

– Tỷ lệ dựng biểu đồ được chọn phụ thuộc mức độ tỉ mỉ của việc nghiên cứu và chiều dài khoảng nổ (thông thường tỷ lệ đứng được chọn 1cm = 0.01 – 0.15sec. ; còn tỷ lệ ngang thì được chọn 1cm = 10 – 200m).

II.6.3. DỰNG RANH GIỚI KHÚC XẠ – Để ứng dụng biểu đồ thời khoảng cho việc quan

sát các lát cắt địa chất dưới sâu, dựa vào biểu đồ thời khoảng đã được xác lập bên trên, ta có thể tiến hành xây dựng ranh giới khúc xạ. Các ranh giới khúc xạ cùng nằm trên một tuyến thường được biểu diễn trên cùng một bản vẽ dưới dạng mặt cắt địa chấn khúc xạ.

– Mặt cắt địa chấn khúc xạ thường được dựng trên giấy kẻ ly (với tỷ lệ đứng và tỷ lệ ngang có thể khác nhau hoặc bằng nhau). Phụ thuộc vào mức độ chi tiết và chiều sâu của các ranh giới khúc xa. Phương pháp phổ biến dùng cho việc xây dựng ranh giới khúc xạ là phương pháp To

II.6.4. Phương pháp To

– Phương pháp To được sử dụng để dựng ranh giới khúc xạ khi:

– Sóng quan sát được là sóng đầu.

– Bán kính cong của các ranh giới lớn hơn nhiều so với chiều sâu của nó.

– Vận tốc truyền sóng của môi trường lót mặt khúc xạ không thay đổi quá đột ngột dọc mặt ranh giới.

V2A

V1

O O’

G G’

G’ G

T

E

h

X

D

P

B H

– gọi t là thời gian xuất hiện sóng tại P xác định trên biểu đồ thuận G ; t’ là thời gian xuất hiện sóng tại P xác định trên biểu đồ ngược G’ , thì ta có :

t = tOAB + tBPV2A

V1

O O’

G G’

G’ G

T

E

h

X

D

P

B H

t’ = tO’ED + tDP

Thời gian Tương hỗ T bằng :T = tOAB + tBD + tO’ED

Suy ra : t + t’ – T = tBP + tDP - tBD

từ P hạ PH vuông góc với ranh giới (R) (PH = h).

ta có : = góc tới hạniDPHBPH

– trong đó:

V1 : vận tốc truyền sóng trong môi trường phủ R.

V2 : vận tốc truyền sóng trong môi trường lót R.

– Vậy biểu đồ Thời khoảng to

– Ngoài ra ta còn có thể tính toán ra được chiều sâu đến ranh giới khúc xạ :

2

1

tan.22

cos

V

ihtt

iV

htt

BHBD

DPBP

012

1

1

cos2sin1

cos

2' t

V

ih

V

iV

iV

hTtt

TttKtK

VV

t

i

tVh

'..

112

cos2 0

22

21

001

Quá trình dựng ranh giới khúc xạ – Dựng đường to(x) : to(x) = t(x) – [T – t’(x)]– Do đó để dựng nó tại mỗi điểm C

của đoạn tuyến FE ta sẽ sử dụng compa đo để xác định độ lệch : (t) = T – t’(x)

– Đặt đoạn t về phía đường G ta sẽ dựng được điểm to tại C. Tiến hành như vậy đối với các điểm quan sát khác nhau ta sẽ vẽ được đường to(x).

O X

T3

T2

T1

t

- Vì h là chiều sâu pháp tuyến nên để dựng mặt khúc xạ người ta vẽ các cung tròn có tâm nằm tại các điểm quan sát C1, C2, C3… … với bán kính bằng chiều sâu h1, h2, h3 … … Đường bao quanh các cung tròn sẽ là mặt ranh giới cần dựng.

- Khả năng xác định V1, V2 ? - Vận tốc V1 thường được chọn ra từ các kết quả xác định tốc độ trung bình theo Karotaz hay các số liệu tốc độ hiệu dụng xác định được theo địa chấn phản xạ. Trong những trường hợp không có các số liệu trên thì sử dụng giao điểm của các biểu đồ thời khoảng để xác định V1, còn V2 được xác định bởi phương pháp biểu đồ thời khoảng hiệu

R

T

t’ t

F C1 C2 C3 E

h1 h2 h3

t0(x)

t (x)

– Ta kẻ đường thẳng nối gốc tọa độ O với giao điểm A của các biều đồ thời khoảng T2, T3. Vì đường OA dựng được có thể xem là biểu đồ thời khoảng trung bình của sóng trực tiếp truyền trong môi trường phủ R nên vận tốc truyền sóng trong lớp phủ có thể xác định bởi biều thức :

R

T

t’ t

F C1 C2 C3 E

h1 h2 h3

t0(x)

t (x)

O X

T3

T2

T1

t

A

OAt

xV

1

– Đối với việc xác định V2 ta dựa trên công thức của biểu đồ thời khoảng hiệu (Ứng dụng của biểu đồ thời khoảng tương hỗ). (x) = t(x) –t’(x) + T

– độ dốc của (x) được xác định:– Suy ra:

Suy ra: – Trong môi trường phân lớp ngang =0 nên

R

T

t’ t

F C1 C2 C3 E

h1 h2 h3

t0(x)

t (x)

O X

T3

T2

T1

t

A

x

t

x

t

x

'

vvvx2

cos211

cos2

cos22

2xx v

v

xv

22

III. Địa chấn phản xạ

III.1.1 Ứng dụng địa chấn phản xạ

- Phương pháp địa chấn được sử dụng rất rộng rãi để giải quyết nhiều nhiệm vụ địa chất cấu tạo khác nhau. Đặc biệt, trong công tác tìm kiếm, thăm dò dầu mỏ và khí thiên nhiên thì phương pháp địa chấn phản xạ giữ vị trí chủ lực trong hầu hết các khâu nghiên cứu.

h1

ho

vo

v1

S

O

Ro

III.1. Ứng dụng của phương pháp địa chấn, ưu điểm và nhược điểm

Khoảng quan sát xa

Khoảng quan sát gần

Khoảng cách máy thu

Nguồn phát Khoảng quan sát min (Xmin)

Hình 1. A - Hệ thống quan sát trung tâm B - Băng địa chấn điểm nổ chung

• Phương pháp địa chấn phản xạ được sử dụng ở các giai đoạn khác nhau: bắt đầu từ giai đoạn nghiên cứu địa chất khu vực và kết thúc ở giai đoạn thăm dò tỷ mỹ.

• Nghiên cứu địa chất khu vực: Phương pháp địa chấn phản xạ được sử dụng để kiểm tra và làm chính xác các yếu tố địa chất được các phương pháp địa vật lý khác phát hiện, xác định các thông số của môi trường phục vụ cho việc phân tích và giải thích tài liệu của các phương pháp địa vật lý khác.

• Tìm kiếm cấu tạo: phương pháp địa chấn có nhiệm vụ phát các yếu tố cấu tạo mới cũng như nghiên cứu bản chất các dị thường và làm chính xác các cấu tạo đã được các phương pháp địa vật lý phát hiện trước.

• Công tác thăm dò chi tiết: thăm dò địa chấn chi tiết được tiến hành với mục đích nghiên cứu tỷ mỹ và toàn diện các cấu tạo biết trước nhằm chuyển nó sang thăm dò bằng khoan sâu. Ngoài ra, nó được sử dụng để tìm kiếm các cấu tạo cỡ nhỏ.

III.1.2 Ưu điểm của phương pháp địa chấn phản xạ• Độ sâu khảo sát lớn• Khả năng nghiên cứu các lát cắt một cách chi tiết• Xác định chiều sâu thế nằm của các tầng đá với

độ chính xác cao• Quan sát đồng thời nhiều mặt ranh giới khác

nhau• Xác định được tốc độ truyền sóng trong lớp phủ

nên phương pháp địa chấn phản xạ trở thành công cụ quan trọng để nghiên cứu cấu tạo địa chất của vỏ quả đất. Đặc biệt, trong lĩnh vực tìm kiếm, thăm dò các mỏ dầu, khí thì phương pháp địa chấn phản xạ đóng vai trò chủ lực trong việc giải quyết nhiệm địa chất khác nhau.

III.2 Biểu đồ thời khoảng tuyến dọc của sóng phản xạ trong môi trường 2 lớp

• Trong thực tế quan sát thường tiến hành dọc các tuyến bố trí điểm nổ. Biểu đồ thời khoảng quan sát được trong trường hợp này được gọi là biểu đồ thời khoảng dọc.

• phương trình biểu đồ thời khoảng dọc đặt tại gốc tọa độ

TTT

TFX

AB

o” o

v1

xx

O’

t

022 24

1xxxh

vt

xx0

• Xét mặt chứa tia sóng phản xạ đi từ O’ đến các điểm khác nhau của tuyến x, cắt R tại . Mặt phẳng chứa tia phản xạ DA nằm nghiêng so với tuyến x một góc là x. Vì khác với góc đổ của R và phụ thuộc vào hướng của x nên được gọi là góc đổ biểu kiến.

• Nếu kí hiệu góc O’OO” = thì từ O’OO” vuông ta có:• OO”= OO’cos (2)• O” hình chiếu của O’ trên x • Nếu OO”= x0 =2hsinx thì sin x =sin sin Phương trình

biểu đồ thời khoảng tuyến dọc:

• Dấu của được chọn tùy thuộc vào chiều dương của đoạn OD. Nếu chiều này trùng với hướng đổ của R thì dương, ngược lại âm.

)sin(441 22 hxxhv

t

• từ hình vẽ ta thấy biểu đồ thời khoảng là hypecpon đối xứng. cực tiểu của nó nằm về phía nâng của phản xạ và dịch chuyển cách điểm nổ tại O:

đây được gọi là thời gian hay thời gian pháp tuyến.

• cực tiểu của BDTK tại tung độ t

Nếu chuyển gốc O về O” và kí hiệu khoảng cách từ O đến O” là

mà

v

hto

2

v

z

v

ht x

cos2min

"'cos2 OOhz x

221z

vt

sin2hxxx o

Nếu sử dụng chiều sâu pháp tuyến đối với điểm quan sát S(x):

hay• Phương trình trên chỉ ra rằng thời gian truyền

sóng hoàn toàn không đổi nếu hoán vị điểm phát sóng và điểm quan sát. (điều này khẳng định rằng các sóng phản xạ tuân theo nguyên lý đổi chỗ.

• Từ ta có thể biểu diễn biểu đồ thời khoảng:

sinxhhx

2)sin(41

xxhhv

t 241

xhhv

t x

)sin(441 22 hxhv

t

sin2 02

22

v

xt

v

xtt o

...

2

cossin1 2

22

2

2 xtv

xvt

xt

o

Khi =0 thì phương trình BĐTK:

Đặc điểm của BĐTK • Cực tiểu của BĐTK bao giờ cũng dịch chuyển lệch về phía

nâng của ranh giới phản xạ. Độ dịch chuyển này càng lớn nếu góc đổ và chiều sâu càng lớn.

• Từ điểm cực tiểu về hai phía BĐTK có độ dốc luôn thay đổi. vì độ dốc được xác định như sau:

nên ở những khoảng cách càng xa cực tiểu, BĐTK có độ dốc càng lớn. Mặt khác, nếu ranh giới càng sâu, tốc độ truyền sóng càng lớn thì BĐTK càng dãn ra. Vì do tốc độ truyền sóng càng tăng theo chiều sâu nên BDTK quan sát được ở thời gian lớn tương ứng với mặt phản xạ sâu dãn ra hơn BĐTK quan sát ở thời gian nhỏ và liên hệ với tầng nông.

Tốc độ biểu kiến giảm dần theo khoảng cách .

VÌ nên khi khì

2

22224

1

v

xtxh

vt o

tvzvd

dt222

2

1*

z

vdt

dv *,0 v vv *,

III.3 Biểu đồ thời khoảng sóng phản xạ môi trường ba lớp – nhiều lớp

- W0, W1 nằm trên nửa không gian W2, có chiều dày và tốc độ lần lượt là h0, h1 và v0, v1 thì BĐTK của sóng phản xạ từ ranh giới R1 có dạng:

t

h1

hovo

v1

S

O

Ro

BĐTK của sóng phản xạ trong môi trường 3 lớp

Wo

W1

W2 V2

R1

221

1

sin1

2

nv

h

cos

2

0v

ht

22

1

sin1

sin22

n

nhtghx o

là góc đổ của tia sóng trong lớp W0

tỷ số tốc độ0

1

v

vn

Biểu đồ thời khỏang môi trường m lớp song song

BĐTK của sóng phản xạ từ lớp có tốc độ truyền sóng được viết

i góc lệch tia sóng trong lớp thứ I, Theo định luật Snell góc i được xác định:

Khai triển phương trình ta có BĐTK

1

0 cos2

m

i ii

i

v

ht

1

0

2m

iihx

)1(

)1(

1

1

0

0sin

....sinsin

m

m

vvv

...644

21

0

1

0

3411

0

1

0

2

m

iii

m

iii

m

iii

m

i i

i vhvhx

vhx

v

ht

mv

Đặc điểm của sóng phản xạ trong môi trường nhiều lớp

•Trong môi trường phân lớp nằm ngang, BĐTK của sóng phản xạ là đường đối xứng quanh trục tung. Đặc điểm trên không quan sát thấy khi các ranh giới nằm nghiêng.•Ở những khoảng cách gần điểm nổ, BĐTK có dạng hypecbon nằm gần như trùng với BĐTK to tính cho trường hợp lớp phủ đồng nhất.Ở khoảng cách nằm xa điểm nổ BĐTK có dạng gần như đường thẳng. Tốc độ biểu kiến của sóng trong vùng này gần như không đổi và bằng tốc độ truyền sóng của lớp có tốc độ gần như lớn nhất. Ở vùng xa nguồn, BĐTK của sóng phản xạ từ ranh giới thứ n có dạng tương tự như BĐTK sóng đầu liên hệ với ranh giới thứ n-1

. Trong trường hợp môi trường phân lớp, ứng với một điểm nổ và 1 chặng máy nhất định, có thể quan sát được nhiều BĐTKkhác nhau. Chúng liên hệ với các sóng phản xạ từ ranh giới phản xạ khác nhau và tạo thành họ BĐTK. Các BĐTK trong 1 họ có thể cắt nhau, vì các điểm cắt nhau nằm xa nguồn chỉ quan sát thấy các BĐTK xích lại gần nhau. Vì càng xa nguồn thì BĐTK càng xích lại gần nhau nên pha của các dao động thành phần thay đổi dẫn đến làm hình dạng của sóng tổng liên hệ với lớp mỏng thay đổi từ từ theo khoảng cách.

III.4 Biểu đồ thời khoảng điểm sâu chung của sóng phản xạ

• bằng cách bố trí các điểm nổ và điểm thu đối xứng nhau người ta quan sát các dao động lặp lại từ những điểm nhất định của mặt ranh giới. BĐTK biểu diễn thời gian xuất hiện các dao động cùng liên hệ với một điểm phản xạ nhất định được gọi là BĐTK điểm sâu chung.

• Giả sử trên tuyến x chúng ta lần lượt thu sóng ở các điểm So, S1, S2,…,Sn. Phát sóng được tiến hành ở các điểm tương ứng O0, O1, O2,….,On đặt đối xứng với các điểm thu. Nếu góc toạ độ đặt trùng với S0, và nếu gọi x là khoảng cách giữa điểm nổ và điểm thu tương ứng thì thời gian xuất hiện sóng phản ở điểm quan sát Si bất kỳ bằng:

• v: vận tốc truyền trong môi trường lớp phủ• h: chiều sâu pháp tuyến của mặt ranh giới

Sử dụng khái niệm thời gian pháp tuyến t0:

2241

)( xhv

xt

)()(

02

220 tv

xtxt

•Trong trường hợp mặt phản xạ nằm nghiêng , bố trí các điểm thu đối xứng với điểm phát không cho phép ghi được các dao động phản xạ từ cùng ranh giới R

•h0: chiều sâu pháp tuyến của mặt phản xạ dưới điểm S0

: góc nghiêng của mặt phản xạ Điểm M là điểm phản xạ song khi phát và thu sóng tiến hành ở điểm xa nhất (x = xmax) . Điểm O’ là điểm phản xạ sóng khi phát và thu sóng đều tiến hành ở gốc toạ độ.

sincos

40

2max2

h

xh

xo

M

cos

sin4

0

22

2

h

xh

z

Mo

M

sin' 0hx o cos' 0hz o

Phương trình BĐTK điểm sâu chung trường hợp R nằm nghiêng

Vì nên

Sử dụng khái niệm thời gian t0 ta có:

• Kí hiệu: gọi là tốc độ điểm sâu chung ta có:

sin441 22

*

hxxhvv

SOt ii

sin20

xhh 222 cos4

1xh

vt o

2

22

2

cos

v

xtt

v

ht

20

cos

vvĐSC

2

220

ĐSCv

xtt

• Đặc điểm của BĐTK điểm sâu chung• Biểu đồ có dạng hypepon đối xứng, khác với

BĐTK điểm nổ chung. BĐTK điểm sâu chung bao giờ cũng có cưc tiểu nằm ở gốc toạ độ

• Độ dãn của BĐTK điểm sâu chung không những phụ thuộc vào tốc độ truyền sóng của môi trường lớp phủ mà còn phụ thuộc vào góc đổ của ranh giới. Đồng thời khi tốc độ và gốc đổ càng lớn thì BĐTK càng dãn.

• Phương đổ của ranh giới không ảnh hưởng lên các đặc điểm của BĐTK.

III.5 Biểu đồ thời khoảng của sóng phản

xạ nhiều lần - Gọi B’ là ảnh của B qua R

nằm trên R’ nằm ở độ sâu h’ và nghiêng một góc bằng 2.

- Xét tam giác OKP và OK’P ta có:

2sin'4'41 22 xhxhv

t

2sin

'

sin

hh

sin

2sin' hh

2

22

2

22

sin

2sin4

sin

2sin4

1hxxh

vt

• Ngày nay với kỹ thuật tính toán băng địa chấn tổng hợp của Baranop và Kunetz có sử dụng tài liệu ka-ro-ta siêu âm và ka-ro-ta mật độ, đã cho phép mở rộng khả năng liên kết tài liệu quan sát địa chấn trên mặt với tài liệu địa chấn trong giếng khoan. Vì vậy chất lượng minh giải tài liệu địa chấn đã được nâng cao đáng kể.

• Phương pháp địa chấn trong giếng khoan là một dạng công tác địa chấn đặc biệt, kết quả cho được của nó là quy luật biến thiên vận tốc tại vị trí khoan, đại diện cho môi trường lân cận vị trí giếng khoan đó.Đây là cơ sở để đánh giá sự đúng đắn của các vận tốc xác định từ dữ liệu quan sát địa chấn trên mặt.

• Dạng cơ bản của địa chấn trong giếng khoan là khảo sát vận tốc thông thường trên tần số địa chấn và Ka-rô-ta siêu âm, tức là khảo sát vận tốc liên tục trên tần số cao.

• Phương pháp này chỉ giới hạn trong sự xác định của chuyển động ngang của sóng nén hay sóng dọc P và sóng ngang hay sóng kéo S.

IV. Phương pháp địa chấn trong giếng khoan

• Địa chấn cũng như các mặt cắt địa chấn thường và đầu tiên vẫn là bức tranh về sự biến đổi biên độ và pha của trường sóng địa chấn theo thời gian ghi nhận các tín hiệu có ích và tổ hợp các tín hiệu nhiễu khác.

• Việc nghiên cứu địa chấn trong giếng khoan trên tần số của thăm dò địa chấn còn gọi là ka-ro-ta địa chấn có mục đích cơ bản là xác lập đường cong đo thời gian – độ sâu đê chuyển đổi các lát cắt địa chấn và các biểu đồ thời gian sang lát cắt độ sâu và các bản đồ đẳng sâu.với việc ra đời của phương pháp địa chấn theo tuyến thẳng đứng. trong đó thực hiện kích thích và ghi sóng với các thiết bị nguồn phát và ghi hoàn toàn như khi quan sát trên bộ hay trên biển. Kết quả quan sát ngoài đường cong thời gian – độ sâu, còn thu nhận được bức ranh sóng hay trường sóng của VSP (tuyến địa chấn thẳng đứng) tại giếng khoan quan sát.

Tầm quan trọng của phương pháp địa chấn giếng khoan

• Phương pháp địa chấn giếng khoan cung cấp cho ta những thông tin thích hợp với những vận tốc sóng địa chấn của những vật chất Những dữ liệu này có thể sử dụng như nguồn cung cấp tài liệu cho sự phân tích động (lực) học/ tĩnh học. Đây là một phương tiện để tính toán Modun trượt, Như Modun Young và tỷ số Poisson hoặc đơn giản để xác định những khoảng cách gần nhất tồn tại giữa những giếng khoan.

• Đánh giá tính chất đàn hồi trong lớp đất đá đó.• Khi lan truyền trong lớp đất đá khác nhau sóng

âm truyền với tốc độ khác nhau. Và sự suy giảm năng lượng (biên độ) của nó trong từng lớp đá cũng khác nhau.

Surface source S-wave arrival time, t

Depth, z

Transd. 1

Layer 1

Layer 2

Transd. 2

vs = dz/dt

Source of impulse Receiver

Receiver Source of impulse

a) Down-hole test b) Up-hole test

Source Receiver

L

III.6. Xử lý số liệu • Xử lý số liệu là khâu quan trọng của phương

pháp thăm dò địa chấn khúc xạ. Nó được tiến hành với mục đích biến đổi các số liệu thực địa (băng địa chấn)thành các số liệu chứa chủ yếu thông tin về đối tượn khảo sát; đưa các băng địa chất rời rạc thành lác cắt địa chấn biểu diễn cấu trúc địa chất.

• Nhiệm vụ chủ yếu của quá trình xử lý là hạn chế tối đa phông nhiễu để số liệu sau xử lý – lát cắt địa chấn phù hợp nhất với cấu trúc địa chất.

• Quá trình xử lý được thực hiện tại các trung tâm xử lý.

Các giai đọan xử lý: Quá trình xử lý số liệu được phân thành 02 giai

đoạn: tiền xử lý và xử lý.a) Tiền xử lý gồm các khâu cơ bản sau:- Phân bố số liệu ghi trên các băng địa chấn ghi

số theo các mạch.- Sắp xếp cắc băng địa chấn và các đường ghi

địa chấn theo thứ tự thuận tiện cho quá trình xử lý theo các sơ đồ xử lý đề ra.

- Tiến hành hiệu chỉnh băng địa chấn : sửa các mạch ngược cực, loại bỏ các đường ghi hoặc các phần băng không có tín hiệu hoặc tín hiệu bị nhiễu mạnh.Trong một số trường hợp người ta tiến hành phục hồi biên độ thực của tín hiệu và điều chỉnh biên độ.

b) Xử lýPhụ thuộc vào điều kiện địa chấn – địa chất vùng công tác cũng như tính năng kỹ thuật của các trung tâm, nội dung của quá trình xử lý có thể khác nhau. Thường quá trình xử lý gồm các phần sau:- Hiệu chỉnh động, hiệu chỉnh tĩnh và tinh chỉnh các hiệu chỉnh này.- Điều chỉnh tự động biên độ của các tín hiệu.- Sử dụng các bộ lọc để lọc tín hiệu.- Cộng sóng điểm sâu chung- Lọc ngược.- In các lát cắt thời gian.Ngoài ra ở những khu vực điều kiện địa chấn-địa chất phức tạp người ta xử dụng bộ lọc quạt và các bộ lọc không thời gian để lọc sóng. Trong những trường hợp nàyngười ta xử dụng bộ lọc ngược không những ỡ giai đọan sau cộng sóng điểm sâu chung mà có thể lọc ngược trước khi cộng sóng.

IV. Sóng có ích và nhiễu địa chấnIV.1 Sóng có íchTrong tập hợp các dao động phức tạp xuất hiện ở

điểm quan sát thì chỉ một số ít các dao động liên hệ với đối tượng khảo sát. Các dao động này gọi là sóng có ích. Xử lý và phân tích chúng cho phép tìm hiểu về đối tượng cần nghiên cứu.

a) Địa chấn phản xạ: Các sóng phản xạ một lần từ các ranh giới địa chất khác nhau là những thông tin quan trọng về cấu trúc địa chấn khác nhau. Các sóng phản xạ biến loại (PS hoặc SP) được sử dụng hạn chế để giải quyết một số nhiệm vụ địa chất nhất định; các sóng phản xạ quan sát được thường có các đặc điểm sau :

• Các xung sóng có phổ tần số nằm tập trung chủ yếu trong dải tần từ 20 đến 80 Hz. Phổ của sóng thể hiện rõ các cực đại ở vùng tần số thay đổi từ 30 đến 60 Hz.

• Các xung sóng phản xạ có dạng một đoạn hình sin tắt dần. Nó gồm từ 3 đến 5 pha cực đại và cực tiểu, chúng dao động kéo dài trong khỏang thời gian thay đổi từ 50 đến 70 ms.

• Hình dạng và biên độ của các xung sóng phản xạ phụ thuộc vào thời gian xuất hiện sóng (hay chiều sâu của các tầng phản xạ sóng). Biên độ sóng giảm theo thời gian gần như theo quy luật hàm mũ, còn chu kỳ thấy của nó tăng dần theo chiều sâu.

b) Địa chấn khúc xạ: Các sóng khúc xạ từ các ranh giới khác nhau. Trên mặt đất chỉ quan sát được các sóng khúc xạ liên hệ với ranh giới của các lớp dày mà trở sóng của lớp nằm dưới nó lớn hơn trở sóng của các lớp phủ trên nó.

• Tương tự sóng phản xạ, sóng khúc xạ cũng là những đọan hình sin tắt dần gồm từ 3 đến 5 pha dao động cực trị. Tần số của chúng thay đổi tùy thuộc vào chiều sâu của các ranh giới khúc xạ và khỏang cách quan sát sóng nó nằm trong dãi từ 1 vài Hz đến vài trăm Hz.(lớp mặt 100 đến 200Hz, móng kết tinh vài Km f khỏang 20 – 40 Hz …)

• Các sóng khúc xạ nhìn chung có biên độ nhỏ hơn của các sóng phản xạ đến từ cùng một ranh giới.

IV.2 Nhiễu địa chấn• Trong địa chấn phông nhiễu được xem là tòan bộ các

dao động không liên hệ trực tiếp với đối tượng khảo sát, hoặc có liên hệ với đối tượng nhưng không rõ ràng. Nhiễu trong địa chấn được phân thành: nhiễu quy luật và nhiễu không quy luật (nhiễu ngẫu nhiên).

• Nhiễu quy luật là lọai nhiễu có các đặc trưng như: hình dạng, biên độ, pha. …hoặc không thay đổi hoặc thay đổi từ từ dọc theo tuyến khảo sát. Nhiễu theo quy luật bao gồm: sóng mặt, sóng âm, sóng biến loại, sóng phản xạ nhiều lần, sóng vệ tinh, sóng đáy, sóng âm vang, sóng sườn,v..v..

• Nhiễu ngẫu nhiên là các dao động đia chấn mà các tham số của chúng như : thời gian xuất hiện, hình dạng, biên độ, phổ tần số.v.v… thay đổi dọc tuyến không theo quy luật nhất định nên không thể theo dõi chúng trên những đọan tuyến dài. Nhiễu ngẫu nhiên bao gồm: nhiễu nguồn và vi địa chấn(mưa gió và các họat động của con người)