Гео изикалық барлау әдістерінщ

4 .13-су рет.
  Радиотолқынды жарықтау одісіндсгі бақылау жүйелері. 
Жарықтау: 
а —
 көлбеу қазбадан (штольиядан) жер бетіне; 
б
—көлбеу қазбалар арасын; 
в
 — ұңғымалар арасмн; 
г 
-
 веерлі (айналымды); 
д 
-
 синхронды(нараллельді). 
Г1, Г2, 
ГЗ — 
харатқыш орьшдары; 
П1, П2, ПЗ 
—
 қабылдағыш орындары. 
1 ,2 —
 эдектрмагниттік көлецке белдемдерінің орындары
4.14-суретте бұл өдістің бір гурі көрсетілген қабьгддағыш түрақты 
орналасқан, ал таратқьпл ұңгыма бойымен жылжып отырады. Графикте 
рудалық желінің толқынның таралуына өсері көрсетідген. 
!
I'
4.14-сурет.
  Рудалық желіні 
радиотолқынды профильдеу 
өдісімен  ізясстіру.
1  —
  төрттік  түзілімдер;
2 —
  пироксенитгер; 
|
3
 — рудалық желі;
4 —
  қабылдағытың орны;
5 —
  таратқыштың  орны
125

Радиокил өдасі -  радиотолқынды профильдеудің бір түрі. Бүл аяісл 
радиотолқьш көзі ретіңде сол аймақтағы түрақты хабар тарататын радио 
станция пайдаланылады. Бүл жағдайда радиотарагқыш стаицияныь
антенасын сфералық толқындар тарататын элетрмагнитгік диполь есе 
бінде қарастыруға болады, 
V Іщ І
4 .15-суретте осы өдістің пайдалану сүлбасы кслтірілген.
I
и
ш
2F
Ү
•чДИІ
I
4.15-сурет.
 Радиокип әдісіне түсінік.
радиос ганцияның  орісі;  II  — электрмагнит  өрісінің
электрлік  жөне  магниттіх  компоненттері;  III,  IV  V -  жеп 
қойнауыядағы  "  
*
магниттік  сызықтар
4 .
7.5. 
Лэроэлектрбарлау
Аэрозлектрбарлау адісінде электрмагнит өрісінің көзі жене өлшейф
қондырғы немесе тек қана өлшейтін қондырғы үшақта (тікүшақта)
орналасады. Басқа электрбарлау өдістеріне қарағанда  аэроэлектрбаряа}
ө д іс ін щ
 
артықшылығы -  өлшеудің тездігі жөне де оның арэандығы
іресе тундра, тайга жоне басқа да қолайсыз аймақта түсірім жүргізуде
еүл өдістщ орны  айрықша.  Сонымен қатар,  бүл  әдіс көмегімен өр
түрш биікпктерде түсірім жүргізіп, аномалияның биіктіктен тәүелді- 
лігш анықтауға болады. 
JB
Әдетте, аэроэлектрбарлау едісі қарқыңды (активный) жөне пассивт 
олып  өлшеді.  Қарқынды  (активный)  әдісінде  айнымалы  электр- 
магнит epic көзі жерде (зертгелетін аймақта) немесе үшақта орналасады
126 
Я

j
I
I
пассивті өдісте айнымалы электрмагнит
I  нылады (мөселен, жиілігі 
станциялар).
жумыс істейтін қондырғы қолда-
і арасындағы радиохабар таратушы
I
я
и
I
4.16-сурет.
  Өрі
с
Ч /
а
көзі  жерде  орналасқан аэроэлектрбарлау жүйесі 
шексіз  ұзын  кабель өдісі; 
6 -
  жерге
немесе  “Турейр”  өдісі
қосылмаган
Аэроэлектрбарлау едісінің тереңдік қабілеті жөне нақтылыгы
бетінде жүргізілетін  өдістерден  өлдеқай,
өдетге
пайдаланылады
геологиялық іздестіру жөне карта
127

5.  СЕЙСМИКАЛЫҚ БАРЛАУ ӘДІСТЕРІ
5Л. Әдістщ қалыптасуы
Сейсмикалық барлау (сейсмобарлау) — геофизикалық барлау өдістс- 
рінің маңызды бір түрі. Сейсмобарлау жер қойнауында жасанды қоэды- 
рылған сейсмикалық толқындардың таралу ерекшеліктерін зерттеуге 
негізделген өдістердің жиынтығы. 
Я
Жарылыс немесе басқа бір тәсілмен қоздырылған серпімді тол- 
қындар жер қойнауының терең қабаттарына тарал ады. Дыбыс жөне 
жарық толқындарына ұқсас  ар түрлі  беткейлерден сынып немесе 
шағылып, жер бетіне қайтып оралған толқындар арнайы аспаптармен 
тіркеледі. Толқындардың таралу уақыттарын жвне жазылу ерекшілік- 
терін зерггей келе, олардың қандай тереңдіхте жөне қай беткейлерден 
шағылғанын немесе сынғанын, қандай жыныстар арқылы таралғанын
анықтауға болады. 
Т;|И
Сейсмобарлаудың геофизикалық вдіс ретінде қалыптасуы 20-жыл- 
дарда бастадцы. Бұл кезде магниттік, гравикалық жөне электрлік барлау 
өдістері  кен  орындарын іздестіру жүмысында толыгымен  пайдала- 
нылып жүрсе, сейсмобарлау жаңа ғана қалыптаса бастады.
Алғашқы кезде сейсмобарлау өдістері сол кезде кең дами бастаған 
сейсмология ғылымының теориялық негіздері мен прахтикалық әдіс- 
теріне негізделді.  Бұл кезде сейсмикалық толқындарды тіркеу жене 
аларды талдау саласыңда айтарлықтай табыстарға қол жеткен болатын. 
Сшкініс ошағынан таралған сейсмикалық толқыңдарды зерггей огырып,
жер қойнауындағы өр түрлі қабатгардың орналасуын және олардың 
тереңцігі туралы мөліметтерді алуға болатындығы анықталды. 
?
Жер қыргысында жасанды қоздырылган сейсмикалық толқындарды 
геологиялық барлау жұмыстарында пайдалану мүмкіндігі туралы ең 
біршші пікірді  1913 жылы  Р. Фессенден айткан.  Оның ойынніа жер 
қойнауынан шағылган серпімді толқындарды талдау арқылы, геоло- 
гиялық барлау жүмыстарын жүргізудің мүмкіндігі жоғары екендігін 
айтқан. Дегенмен, техникалық жөне әдістемелік қиындықтарға байла­
нысты , оның бүл пікірі копке дейін іске аспады. 
|
1919  жылы  неміс  геофизигі  Л.Минтроп  жер  қыртысын  сынған
толқындардың таралуы арқылы зерттеу өдісіне патент алды. Әдетте, 
сынған  толқындар  жарылыс  ошағынан  белгілі  бір  қашықтықтан 
бастап  тіркеу  пунктіне  бірінші  болып  жетеді.  Міне,  Минтроптың
одісі  толқынның  осы  қасиетіне  негізделіп  жасалып,  іс  жүзінде 
қолданылды.
128

Іс жүзщде Минтроп өдісін пайдалану барысьщца оңьщ айтарлықтай
кемшілгіктері барлығы анықталды (атап айтқанда, едістің көмегімен
алынған  кейбір  геологиялық  мағлүматтар  бұрғылау  барысында
расталмады).  Сондықтан да,  бертін келе практикалық жүмыста бүл
өдісті қолдану қысқартыла бастады. Бүған тағы бір себеп, осы кезде
сейсмобарлау ісіне жаңа әдіс -  шағылған толқындар өдісінің снгізілуі 
болды.
Бүл жаңа одісті қадцану үшін алдымен алсіз шағылған толқындарды 
тіркеудің техникалық жөне өдістемелік негіздері талқыланып шеішлді. 
Атап  айтқанда,  бөгеуіл  сигнаддарды  жою  үшін  жиілік  іріктеуші 
(частотный  фильтр)  қондырғылары  қүрастырылып,  толқындарды 
пішіні бойынша профиль бойындағы жақын жатқан нүкгелерде кор- 
реляішялаудың өдістемелік негіздері ойластырылды.
Сонымен,  бүл  өдістін  іс  жүзінде  қолданылуы  бүрынгы  КСРО 
ай мағында  1923  жылы  басталды.  Қазірде  сейсмобарлаудың  негізгі 
өдістерінің бірі болып саналатын,  шағылған толқындар өдісі мүнай 
мен газ кен орындарын іздестіруде кеңінен пайдаланылады.
1939 жыддан бастап сейсмобарлау ісінде тағы бір жаңа өдіс -  сынған
толқыңдарды корреляциялау әдісі (КМПВ) енгізідді. Тіркелген сынған
толқындарды жақын пункттер арасында бір-бірімен корреляниялау
әдісіне сай практакага техникалық жене едістемелік жаңалыктар енгізу,
КМПВ әдісін геолошялық мақсатгарда кеңінен пайдалануға мімкіндік
берді. Бүл кезең сейсмобарлау әдісінің дам>ъпп>щ маңызды кезеңцерінің 
бірі больіп саналады.
1940-1943 жылдары сейсмобарлау өдістері теңізде жоне мәңгі тоң 
аймақтарыңда барлау жүмыстарын жүргізу үшін пайдаланыла бастады.
1941-1945  жылдардағы  Отан  соғысынан  кейін  бүрынгы  КСРО 
аумагында сейсмикалык партиялар толығымен жаңа аспаптармен (көп 
арналы сейсмикалық станциялар, жаңа қондырғылар жөне т.б.) жаб- 
дыктала бастады. Жаңадан іріктеуші фильтрлер жүйесі жасалынып, 
станцияда жазылатын сигналдарды күшейту, автоматгы жөне жартылай 
автоматга түрде реттейтін қондыргылар косылып, өр түрлі қосымша 
аспаіпар дайындалды. Аталмьші жацалықтар алынған мағлүматгардың 
сапасын артгыруга яғни геологиялық мәселелерді шешуде сейсмо-
баріаудьщ шімділігін артгыруға және оның пайдалану саласын кеңей-
туге мүмкіндік берді.
1946 жылдан бастап дыбысты магниттік таспаға тусіру деуірі бас­
талды. Осыған байланысты сейсмикалық толқындарды магниттік тас- 
пага тіркеу үшін арнайы сейсмикалық станциялар қүрастырылып, олар 
практикада кеңінен қодданыла бастады. (Осы күнге дейін бүл аспаптар
129

кейбір сейсмикалық паргияларда кездеседі). Сейсмикалық толқывдарды 
магниттік таспаға жазу бүкіл дала жүмысының сапасын  арттырып, 
жазылған  материалдардан  алынатын  мағлүматтар  деңгейін  күрт
көтерді, алынған материалдарды талдап,  өңдеуді автоматтандыруга
мүмкіндік берді. 
/
Келесі кезең — сейсмикалық толқындарды сандық тіркеу деңгейі 
70—80 жылдардан бастапды. Бүл жүмыстар алынатын мағлүматгардың 
сапасын онан өрі арттыруга,  болашақ оларды талдауды толығымсн
автоматгандыруга мүмкіндік берді. Қазірде, сейсмобарлау ісіңце сандық 
тіркеу толығымен енгізіліп, сшардан алынған магериалдар автоматгы 
түрде талданады. Ол үшін арнайы алгоритмдер, компьютерлік програм­
матор жасалынып, тадцау процесі тодыгымен автоматгандырылған.
Бүгіңце сейсмобарлау өдісінің тереңдік мүмкіңцігі де (жер қойнауы- 
ның терең батіктерін зертгеу) шешілген. 30—40 жыдцары академик ГА  Гам­
бурцев бастаған жердің терең боліктерін зерттеу тәжірибелері бүтіңде
өз жалгасын тауып, арнайы терең сейсмикалық зондылау өдісі (ГСЗ -  
глубинное сейсмическое зондирование) деген атаумен жердің терен
қабаттарын зертгеуге мүмкіңцік берді. Бүл зергтеулер жалпы геофизика 
жөне геотектоника гылым салаларының дамуына өз көмегін тигізуде.
Сонымен,  геофизикалык  барлау  өдстерінің  арасьшда  алдыңғы 
қатардағы (прогрессивті) болып саналатын сейсмобарлауцың машнасы 
үздіксіз  өсуде.  Әсіресе,  мүнай  мен  газ  кен  орындарын  ашуда  бүл 
әдістщ орны айрықша болып саналады. 
Ш
5.2.  Сейсмобарлаудың  физикалық
негіздері
толқыңдар. Егер қатты денеге сыртқы куш эсер етсе, онда 
оның  қүрамьіндагы  бөлшектердің  орналасуы  өзгереді,  ягни  дене 
деформацияланады.  Бүл  жагдайда дене  сыртқы  күшке  қарсы  осер
етіп, бөлшектерді бастапқы қалпына келпруге тьфысады. Міне, дененің
деформациялануга қарсы жүмсалатъш осы ішкі күші 
серпімді күштер
дсп аталады. Егер сыртқы күш жойьшса, онда серпімді күштер денснің
бастапқы мөлшерін жөне пішінін қалпына келтіреді.
Сыртқы күш пен деформация арасындағы байланыс Гук заңымсн 
сяпатталады — деформация, оны тудьфатьш күшке тура прапорционал. 
Егер де деформация шамасы шектен асса, онда деформация мен күш
арасындағы  тура прапорционалдық  жойылып,  өрі  қарай  материал 
бүзылады (қирайды).
130
 
Ш

1 
T абигзтга цене деформациясының екі түрі кездеседі: колем бойынша 
деформация жөне пішіні бойынша деформациялану, 
Ктемдік
 деформа- 
I  ция мысалы ретінде кубтың қырына перпендикуляр бағытга түсірілген 
күштердің өсерінен пайда бояатьш жан-жақты сығылуды айтуға болады. 
!  Дене белшектері бір-біріне бірдей жақындап немесе қашықтап, оның 
j  тек қана көлемі озгереді (пішіні озгермейді).
I 
Пішіні бойынша
 деформация мысалына, егер бір-біріне қарама-қарсы 
I  багытталған күштер кубтың қарсы қырларына жанай түсірілсе, онда 
дененің бөлшектері ығысатыньга жатқызуга болады. Қырлары өзара 
жылжып,  тік бүрышты  куб  қисаяды.  Куб  табанының ауданы жөне 
!  биіктігі өзгермейді, яғни колемі өзгермейді де, пішіні ғана өзгеріскс 
үтаырайды.
I 
Жарылыс кезіңде аталған деформацияның екі түрі де пайда болады,
[ 
я п іи
 
жыныстарды қүфайтын белшектер өр түрлі бағьпта жылжыйды. 
Б у л деформация болшектерді бастапқы қалпына келтіру үшін ішкі 
ку штерді тудырады. Табиғатта бүл белшектер езара тығыз байланыста 
болғаңдықтан, бір нүктедегі бөлшектердін жылжуы көршілес белшек- 
I  терді қозғап, олар да ез орнына келуге үмтылады. Міне, осылай бел- 
ідектердің  бірінен  соң  бірінің  жылжуы,  сонан  кейін  тыныштануы 
деформацияның сол орщда таралуына екеледі. Деформацияның осылай
таралуын серпімді немесе 
сейсмикалық толқындар
 деп атайды.
Осы деформациялар эр түрлі жыддамдықпен таралатын толқыңцар 
түрінде бір белшекген екінші белшекке беріледі. Келемдік деформа- 
циясы таралу барысында сол ортаның белшектері толқьппғың тарану 
бағьпыңда ығысу және ыдырау белдемдерін қүрап, жылжыйды (ығЫ- 
сады). Бүл толқын 
қума (тура) толқын
 деп аталады. 
I
Дененің ггіпгіні бойынша деформациясыньщ таралу барысында орта- 
нын болшектері толқынның таралу бағытына перпендикуляр  багытга 
жьілжыйды (ығысады). Белшектер толқынның таралу бағытына пер­
пендикуляр жазықтықта езара бір-бірінен тайып түскеңдей болады. 
Мүндай толқынды 
көлденең толқын
 деп атайды. 
і
Әдетте жарылыс ошагынан таралған толқындардың өсерінен тау 
жыныстары белшектерінің тербелісі сол  ортаның екі бетімен шек- 
телген кішігірім  келемде  аз уақыт аралығывда пайда болады  (5.2-су- 
рет). Суретте Q, таңбасымен белгіліенген сыртқы беткей зат белшек- 
терінің бірқалыпты  күйде  түрған  белігін  (әлі  ауытқу басталмаған) 
коздырылган, яғни тербеліс басталған колемінен баледі. Мүндай беткей 
толқыннын алғы  шебі  (фронт волны) деп аталады.  Ал,  ішкі беткей 
(Q2) тербеліс болып жатқан органы зат болшектерінің ауытқуы тоқгалган 
'  бөлігінен айырады.  Бүл беткей толқынның артқы шебі (тыл волны)

деп аталады. Толқынның алғы жөне артқы шеіггері уакьгг өткен сайьш 
өз  орындарын  өзгертіп  отырады,  яғни тербеліс  болып  жатқан  орта 
үдайы  белгілі  бір  жылдамдықпен  ығыса  отырып,  бірте-бірте  орыи 
ауыстырып отырады. 
Щ
\
п tctwuv* 
vie ажтяну&асы
Һ- 
-1
Т<Х.Эф0ЯвЫ
Ң
5.
1-сурет.
 Басты сейсмикалық толқыидардың пайда болу сүлбасы. 
о — қума толқындар тобы, 
6 —
  көлденең, 
в
 — беткейлік Лява,
г
 — беткейлік Релей
Егер 
t}
  уақытында толқынның алғы шебі белгілі болса, онда 
t2 -  
t,
 + А/ уақытындағы толқынның алгы шебін физика курсынан белгілі 
сөуле толқыңцары үшін Гюйгенс принципін қолданып табуға болады. 
Бүл принцип бойынша, 
то ігқ ьш н ъ ің
 
алғы шебінің әрбір нүктесін негізгі 
толқынның бағытымен таралатын қарапайым жартылай сфералык 
толқындардың көзі деп қарастыру қажет. 
Я
132

5.2-cypetti.
 Серпімді толқышшң алғы 
г 
(0,)  жөне  артқы 
(Q2)
  шептері
Радиусы 
г —
 і? 
-At
 ( і?  -  толқынның таралужылдамдығы) жар- 
тылай сфераларды түрғызып жөне олар арқылы қоршай қисық сызық 
жүргізіп (огибающие), толқынның жаңа шебін табуға болады.
Сонымен, жарылыс. ошағынан белгілі бір қашықтықта (г) жатқан 
тау жынысының 
М
 бөлшегінің тербелісін былайша сипаттауга болады: 
толкынның алғы шебі бұл нүктеге жеткен уақытга 
t, (t=r/v)
 бүған дейін 
тыныш  күйін  сақтаған 
М
 бөлйіегі тербеліске тусіп,  оның тербелісі 
/+Д< уақытына  дейін,  ягни  толқынның  артқы  шебі  еткенге  дейін 
созылады. Егер осы 
М
 бөлшегінің толқын өсерінен уақыт өткен сайын
қалыпты деңгейінен ауытқу мөлшерін кескіндесек, онда 5.3-суретге 
корсетілгендей тербеліс ірафигін аламыз. Бұл графиктегі 
М
 балшегінщ 
алгаиіқы ауытқ}’ уақыты (/,) -  толқынның басталу (жету) уақьпы, оньщ 
өзінін кдлытпы деңгейінен ең жоэгары көтерілу немесе ойысгану молшері
ар 
а 2
 ~
 толқынның  амплитудалары (
А
),  ал  екі жотаның  немесе  екі 
ойыстың ара қашықтыгы (уақыт есебімен) -  толқынның периоды (Т) 
Деп аталады. Периодқа кері шама толқынның жиілігі В Ш  болады.
Толқын беткейіне перпендикуляр түзулер 
сейсм икал ық сәулелер
 деп 
аталады. Олар толқынның таралу багытын көрсетеді.
Сейсмобарлауда, негізінен, қума толқындар пайдалыналады. Өйт- 
кені, оларды қоздыру оңайга түседі, қарқындылығы жоғары, басылу 
уақыты көлденең толқынга қарағанда әдцеқайда баяу болады.
133

и
t f + A t
жынысы  бөлшегінің  (Л/)
Шағылған жөне сынған 
толқыңі
пайда болуы
толқыңдардың таралуын геометриялық оптика заңы төңірегіңце қарас-
тыруға болады. Серпімді толқьгадар үшін бүл заңды былайша түжы- 
рымдаймыз.
а 2
1
?2 ) өртұрліекіорганың(1 жвж
ыңдық кедергілері
II) шекарасына түскен сейсмикалық сәуле шағылып, оның түсу бүры 
шы мен шағылу бұрышы бір-біріне тең болады (Снеллиус заңы) <5.4 
сурет). (Толқындық кедергі деп толқыгоіың таралу ортасьпшң тышз 
дыгы мен толқынның таралу жьщдаңцығының көбейтіндісін айтады) 
Басқаша айтқакда, шағылу заңы бойынша сеуле шекарадан шағыя- 
ғанда,  оның  түсу  бүрышы  (сөуле  мен  тік  нормальдың  арасындағы 
бүрыш)  жөне  шағылу  бүрьппы  (тік  нормаль  мен  шағылғын  сөуле 
арасьщцағы бүрыш) озара тең болады, яғни шағылған сәуле шекаралья 
беткейден биллиард шары сыяқты соғылған бүрышқа тең бүпышпен
қайтады
Таралу жылдамдықтары
і
екі ортаның шекара-
сынан өткеңце сейсмикалық сөуле багытын өзгертеді (5.4-сурет)
лиус заңы бойынша түсу бүрышы (0 мен сыну бүрышы (г) ар:
темендегщей байланыс бао
sm  I
sm 
г
(5.1)
мүц
толқынның екі ортада таралу жыді 
етге, сынған толқыңцар жер беііңде жарылыс пунктінен
қа-
134

5.4-сурет.
  Сейсмикалық  сәуленің  толқындардың  таралу 
жылдамдықтары  өр  түрлі  екі  орта  шекарасында  шағылуы 
жөне  сынуы.  /' — түсу бүрышы, 
R —
  шағылу бүрышы, 
г —
  сыну бүрышы,  V  — /иолқынның таралу жылдамдыгы.
1,2 —
  қума  жөне  көлденең  толқындар
■щ 
х т
 
(5.2)
і 
-  толық ішкі шағылу бүрышы,  Ш  1
щ Щ
 / 
щ
1 
I
Сонымен,  сынған  толқындар  пайда  болу  ушін,  геологиялық 
қимадағы шекаратардың төменгі жағындағы ортада 
топқбш ны ң
 
таралу 
жылдамдығы, оның жоғары жағына қарағанда артық болуы керек.: 
Сейсмикалық толқынның жер қойнауыңдагы шаіъілу қабаттарыіна 
түскенде, дыбыс немесе жарық толқыңдарында кездеспейтін, бірегей 
күбылыс болады: Ртолқыны 5.4-суретге көрсетілгеңдей шағылған 
Р, 

жүктеу/скачать 22 Mb.

Достарыңызбен бөлісу: