Địa chấn phản xạ

Bách khoa toàn thư mở Wikipedia
(đổi hướng từ Thăm dò địa chấn)
Bước tới: menu, tìm kiếm

Thăm dò Địa chấn phản xạ (Seismic Reflection), là một phương pháp của Địa vật lý thăm dò, phát sóng đàn hồi vào môi trường và bố trí thu trên mặt các sóng phản xạ từ các ranh giới địa chấn ở các tầng trầm tích dưới sâu. Xác định được các ranh giới kết hợp với xem xét định tính đặc trưng động lực của sóng cho phép xác lập cấu trúc địa chất của vùng và định vị đối tượng quan tâm, như các tầng chứa khoáng sản, đứt gãy,...

Địa chấn phản xạ là công cụ hàng đầu trong tìm kiếm thăm dò dầu khí, được đầu tư nhiều tiền của và trí tuệ vào phát triển phương tiện và xử lý tài liệu, kết tinh trong các giáo trình ngàn trang[1][2]. Nó cũng được ứng dụng vào tìm kiếm khoáng sản ở vùng trầm tích chưa biến chất, như mỏ muối Na-K, than nâu, than đá,... Đôi khi nó cũng được sử dụng vào khảo sát địa chất công trình, ví dụ trong dự án Nhà máy Điện hạt nhân 1 tại Phước Dinh, Ninh Thuận, Việt Nam.

Nội dung phương pháp[sửa | sửa mã nguồn]

Diễn giải Thăm dò Địa chấn phản xạ

Trong đo đạc truyền thống thì một vụ nổ được thực hiện tại điểm nguồn (Source Point, SP), và thu sóng tại điểm thu (Geophone Point, GP) cách SP một độ dịch x (Offset).

Coi vụ nổ phát sóng có xung dạng hàm Dirac δ cường độ A0 tại thời điểm t = 0, phát sóng dọc P tỏa tròn vào nửa không gian bên dưới. Biểu diễn hình học địa chấn của nó gồm các tia sóng xuyên tâm, và mặt sóng hình cầu. Khi lan truyền, sự phân kỳ làm cường độ sóng giảm theo khoảng cách L theo công thức

A(L) = A0 / L2

cho không gian đồng nhất.

Theo lý thuyết đàn hồi, khi tia sóng gặp ranh giới phản xạ, là ranh giới giữa hai lớp có trở sóng ρ = σV khác nhau, trong đó σ - mật độ, V - tốc độ truyền sóng, thì xảy ra phản - khúc xạ theo Định luật Snell.

Gọi ranh giới đó là R1, có độ sâu tiếng vang (pháp tuyến) h. Khi đó:

• Tia tới có góc tới e1, thì góc phản xạ r1 = e1, góc khúc xạ e2 có quan hệ

sin e1/sin e2 = V1/V2.

• Cường độ sóng phản xạ

Ar/Ae = sin e11 - ρ2)/(ρ1 + ρ2),

phần còn lại dành cho sóng truyền qua A2.

Kết quả tại GP thu được xung δ(t) cường độ Ar’ tại thời gian

t2 = [4h2 + x2]/V12.

Biểu diễn t(x) là đường hyperbol. Thời gian phản xạ t còn gọi là Two-way time (TWT).

Các tia sóng phản xạ từ ranh giới sâu hơn thì trải qua 2x lần khúc xạ ở ranh giới nằm trên. Ngoài các phản xạ chính, sẽ có mặt các nhiễu thường trực (Interferences, xem Sóng địa chấn):

  • Các phản xạ lặp (Multiples) từ bậc 1 đến vô hạn.
  • Sóng âm thanh lan truyền trong không khí.
  • Các sóng trực tiếp và sóng mặt (Surface Waves) lan truyền trên mặt đất, trong đó mạnh nhất là sóng Rayleigh, còn gọi là Ground Roll.
Quan sát trong hố khoan hiện rõ hình thành sóng trao đổi tại các ranh giới tương phản mạnh: Ứng với sóng tới dọc Pi sẽ có sóng dọc phản xạ Pr, sóng ngang phản xạ SVr, sóng dọc truyền qua Pt, sóng ngang truyền qua SVt.
  • Tại các ranh giới mạnh có tương phản tốc độ lớn, thì diễn ra sự hình thành sóng trao đổi.[3] Ứng với sóng tới dọc P, sẽ xuất hiện sóng ngang SV (Shear Vertical) phản xạ và truyền qua; sóng SV đến lượt mình lại tạo ra sóng dọc P phản xạ và truyền qua tại ranh giới mạnh. Điều này thường xảy ra trong thăm dò nông, khi có mặt các lớp đá vôi, đá muối Na-K xen trong trầm tích dạng cát - sét.
  • Sự có mặt các tảng/khối/cột đá, được coi là đối tượng nghiên cứu hay là nhiễu tùy thuộc mục đích khảo sát.

Nó dẫn đến kết cục sẽ thu được một dãy xung δ, gọi là hàm sự kiện E(t) (Event), gồm phản xạ chính ứng với số ranh giới thật, và vô hạn đếm được các phản xạ lặp đủ kiểu, cộng với sóng trao đổi nếu có. Sự phân chia năng lượng tại ranh giới làm cho cường độ sự kiện giảm rất nhanh theo thời gian t.

Trong thực tế, nguồn phát xung không có dạng hàm Dirac δ, mà đặc trưng bởi xung sóng w(t) gọi là Wavelet, chứa vài kỳ dao động. Mô hình tín hiệu thu được tại GP là s(t) = E(t) ¤ w(t) + n(t), trong đó ¤ là phép tích chặp (Convolution), còn n(t) là nhiễu ngẫu nhiên (Noise) tại điểm thu.

Vì môi trường không đàn hồi lý tưởng, sóng bị hấp thụ với mức tỷ lệ với gia tốc dịch chuyển hạt môi trường, nên theo thời gian, sóng mất dần tần cao, w(t) có chu kỳ chính ngày càng dài ra.

Các quan sát thực địa đều là đa kênh, hiện nay là từ 48 đến hàng ngàn, bố trí theo tuyến 2D thu được hàm tín hiệu hai chiều s(x,t), hoặc diện 3D thu được hàm tín hiệu ba chiều s(x,y,t).

Các thăm dò sâu trên 300 m chỉ dùng sóng dọc P. Có thăm dò nông dùng sóng ngang SH (Shear Horizontal), do lan truyền chậm nên đạt được độ phân giải vị trí ranh giới cao, tuy nhiên nó bị hấp thụ mạnh. Sóng ngang SV (Shear Vertical) không thích hợp cho định vị ranh giới, vì nó làm phát sinh chuyển loại sóng tại ranh giới phản - khúc xạ.[4][5]

Việc sử dụng phản xạ quá tới hạn (Overcritical) trong khảo sát nông hiện có những ý kiến khác nhau. Trong môi trường có V2>V1 thì các sóng tới ở góc tới hạn isin i = V1/V2, cho ra “tia sóng trượt” ở lớp bên dưới và làm phát sinh sóng đầu (Head Wave). Sóng đầu đến GP trước phản xạ quá tới hạn một quãng ngắn, gây giao thoa với phản xạ. Trong thực tế không thể phân biệt được xung là của sóng nào, nhưng nội dung xung và pha của chúng khác với phản xạ chưa tới hạn, nên khi xử lý CDP có thể gây lỗi. Tuy nhiên trong thăm dò than nâu ở châu Âu đã thực hiện quan sát offset lớn để thăm dò tầm sâu 100m mà vẫn thành công.[6]

Phép phân tích cổ điển[sửa | sửa mã nguồn]

Tập hợp các đường ghi điểm nguồn chung (Common Source Point, CSP) thành băng ghi, dò tìm phản xạ mạnh trước, kết hợp với thông tin địa chất khác để xem đó có phải là phản xạ thật hay không. Sau đó vạch sóng theo các cực trị, rồi hiệu chỉnh về đầu sóng. Đường biểu diễn đầu sóng được gọi là biểu đồ sóng (Travel Time).

Dựa theo công thức của hyperbol thực hiện xấp xỉ biểu đồ sóng để tính ra V và h. Việc xấp xỉ thuận lợi nhất ở vùng lân cận cực tiểu của hyperbol, nên trước đây đo thực địa tiến hành ở cả hai phía của SP. Giá trị V tính được cho các ranh giới sâu gọi là tốc độ trung bình Vmean, đại diện thay thế các lớp phủ bên trên về một lớp.

Ngày nay có thể dùng cách phân tích cổ điển để kiểm tra nhanh tài liệu, ví dụ tại vị trí có hố khoan hoặc kiểm tra kết quả chuyển đổi time-depth của mặt cắt CDP. Biến đổi công thức của hyperbol thành x2 = V2 t2 - 4h2 để xấp xỉ tuyến tính bằng MS Excel. Từ tập hợp trị số của biểu đồ sóng (x,t) tính ra hai cột Yi = [x2] và Xi = [t2]. Khi đó [V2] = Slope{Yi, Xi} và [-4h2] = Intercept{Yi, Xi}. Kết quả tính trực tiếp này tin cậy nếu không bị nhầm vào phản xạ lặp.

Phương pháp điểm sâu chung[sửa | sửa mã nguồn]

Diễn giải Địa chấn Điểm sâu chung

Từ những năm 1960 các máy ghi địa chấn ghi sóng lên băng từ tính, sau đó là máy ghi số ra đời đã tạo thuận lợi cho chuyển sang ứng dụng kỹ thuật mới để xử lý tín hiệu, và phương pháp ưu việt tồn tại đến ngày nay là Phương pháp điểm sâu chung (Common Depth Point, CDP). Nội dung chính của nó là, để làm nổi rõ ranh giới thật ở độ sâu D tại điểm Xc trên mặt cắt, thì thực hiện theo quy trình:

  • Thực hiện n lần phát sóng với các offset khác nhau,
  • Xác định cột tốc độ truyền sóng,
  • Dùng cột tốc độ thực hiện hiệu chỉnh NMO (Non-Move Out) tính chuyển các đường ghi về vị trí Xc,
  • Cộng các đường ghi đó thành đường ghi tổng.

Các xung sóng ứng với ranh giới thật sẽ đồng pha và nổi lên, còn nhiễu ngẫu nhiên và các xung của nhiễu thường trực thì lệch pha và bị triệt/giảm. Mức triệt giảm tùy thuộc vào số n, gọi là bậc cộng, và bước thu d (hoặc offset lớn nhất).

Dạng biểu kiến của CDP là điểm giữa chung (Common Mid Point, CMP), dẫn đến cách tổ chức thi công trên tuyến 2D là kiểu đo cuốn chiếu hay cuốn dọc (Roll-Along). Cuốn chiếu có hình ảnh là hệ thống cố định gồm SP và các GP nằm một phía và đo di chuyển trên tuyến với bước nổ chẵn d. Ví dụ thu sóng 48 kênh từ offset +2d đến +49d, cuốn với bước nổ 1d, thì khi dựng hình sẽ có bậc cộng 24. Khi đo trên vùng nước thì đó là hệ thống cáp cố kết, được tàu kéo với tốc độ thích hợp, vừa đi vừa phát sóng. Đo trên bộ thì rải các cáp thu phân đoạn (thường là 12 hoặc 24 kênh) và cuốn từng đoạn cáp.

Ngày nay đĩa cứng lưu trữ thoải mái, nên để tránh nhầm lẫn thì trên thực địa ghi sóng theo số kênh của máy, còn việc chọn ra kênh sử dụng thực hiện khi xử lý tài liệu.

Đo CDP 3D phức tạp hơn, cần bố trí hàng ngàn kênh ghi. Trên biển thì đó là hệ thống các dãy cáp dọc/ngang cố kết cho tàu kéo. Trên bộ nó được tính toán thiết kế trước, và thực tế ít dùng 3D thật sự. Thường có là quản lý 3D các tuyến 2D.

Các nguồn phát sóng[sửa | sửa mã nguồn]

Một số dạng xung nguồn địa chấn

Các nguồn sóng có các đặc trưng dạng wavelet, tần số chính, và tổng năng lượng.

Nguồn nổ[sửa | sửa mã nguồn]

Nguồn nổ được dùng phổ biến trên bộ, nổ trong hố khoan ở tầng đất đá ổn định, độ sâu cỡ 1 – 15 m. Nguồn nổ cho ra xung lực gần với dạng hàm Dirac δ, hướng tỏa tròn nên gần như chỉ tạo ra sóng dọc. Nổ trong hố khoan thì cần lèn chặt bằng sét/bùn để không sinh ra sóng âm thanh làm giảm chất lượng tài liệu.

Nhiều nước cấm nổ ở sông biển để bảo vệ môi trường và thủy hải sản.

Nguồn đập búa[sửa | sửa mã nguồn]

Nguồn đập búa được dùng trên bộ, cần có đe đập bằng gỗ/sắt đủ lớn để chống lún. Nguồn cho ra xung lực có hướng mạnh nhất ở hướng đập.

  • Nếu đập đứng sẽ tạo ra cả sóng ngang SV (Shear vertical).
  • Nếu đập ngang phần lớn năng lượng tạo ra sóng ngang SH (Shear Horizontal). Các khảo sát bằng sóng ngang phải dùng nguồn đập búa kiểu này.

Có thể phải cộng tích lũy tín hiệu để băng ghi CSP đủ mạnh dùng được cho phân tích tốc độ. Ví dụ búa máy 80 kg Geometrics PWD-80.[7]

Nguồn rung[sửa | sửa mã nguồn]

Nguồn rung được dùng trên bộ. Có hai dạng:

  • Rung kéo dài (Vibrator), như Sercel Nomad 65 Neo, thực hiện rung dạng sin với tần số biến đổi từ vài Hz đến vài trăm Hz. Khi làm việc thì chọn được các tham số như dải tần phát, phát kiểu tăng/giảm tần, thời gian phát,...[8]
  • Đập búa kiểu Sweep, như Geometrics PSR-3 Coded Seismic Source.[9]

Nguồn rung đáp ứng yêu cầu đo địa chấn trong khu dân cư, không gây phá hủy công trình. Tuy nhiên để hoàn nguyên được đường ghi kết quả tương đương với nguồn nổ, thì đường ghi thực địa dài hơn nó hàng chục lần, và phải ghi được tín hiệu mốc (Reference Signal) chất lượng cao để tính tương quan (Correlation) trong phép hoàn nguyên.

Nguồn súng hơi[sửa | sửa mã nguồn]

Nguồn súng hơi (Air Gun): Bắn trong nước hoặc hố nước. Dùng trên sông biển, có thể dùng trên bộ.[10][11]

Nguồn phóng điện[sửa | sửa mã nguồn]

Nguồn phóng điện (Sparker): Bắn trong nước biển hoặc nước pha muối. Có tần số chính cỡ 100 Hz. Dùng trong khảo sát nông trên sông biển, có thể dùng trên bộ.

Súng hơi và Sparker có wavelet kéo dài và có các đỉnh thứ cấp do quá trình dãn - nén của khối khí gây ra (Ghost và Residual Bubble Pulses). Cần thu được dạng wavelet để phục vụ lọc ngược.[12]

Các đầu thu sóng địa chấn[sửa | sửa mã nguồn]

Đầu thu sóng địa chấn kiểu cơ điện[sửa | sửa mã nguồn]

Đầu thu sóng địa chấn kiểu cơ điện (Geophone): Nó giống cái loa nghe nhạc, có thể tháo xem. Điểm khác là màng đỡ được thay bằng vành đàn hồi, phía đáy có chân cắm vào đất, gia cố cách nước, và giải pháp kỹ thuật để chế loạt lớn nhưng đồng nhất về các chỉ tiêu kỹ thuật: Tần số riêng, đặc tuyến tần số, hệ số cơ điện. Dùng cho thu sóng trên bộ. Trở kháng ra của máy nhỏ, cỡ 300Ω, có thể yên tâm ngâm điểm đấu dây và đầu thu trong nước suối khi đo đạc. Đầu thu là loại có hướng, thu thành phần dọc trục cuộn dây, và có hai phiên bản: thu thành phần dao động đứng Z, thu thành phần dao động ngang H. Ví dụ: GeoSpace GS-20DM.[13]

Thu phản xạ sóng dọc P dùng đầu thu thành phần dao động đứng Z. Thu phản xạ sóng ngang SH dùng đầu thu thành phần dao động ngang H, đặt trục đầu thu vuông góc với tuyến đo.

Đầu thu sóng địa chấn kiểu điện áp[sửa | sửa mã nguồn]

Đầu thu sóng địa chấn kiểu điện áp hay đầu thu gốm (Piezoelectric sensor), là mảnh cắt tinh thể gốm, thường là titanat bari, gắn điện cực. Nó chuyển sóng áp suất (sóng dọc) sang điện áp, được dùng cho thu sóng trong môi trường nước nên gọi là Hydrophone. Đầu thu này không có tính hướng. Chúng được ghép thành cáp đa kênh, đặt trong ống nhựa chứa dầu khoáng, thường gọi là con lươn/rắn (Eel Cable). Trở kháng ra của đầu gốm cao, nên phải có tiền khuếch đại tại đầu cáp. Geometrics còn đặt luôn khối số hóa trong cáp, truyền số liệu về máy tính trung tâm, như Digital Marine Streamer System DMS-1.[14]

Máy của địa chấn

Máy ghi địa chấn[sửa | sửa mã nguồn]

Bài chi tiết: Máy ghi địa chấn

Từ những năm 1990 các máy ghi địa chấn (Seismograph) số hóa và điều hành bằng máy tính PC ra đời, giải quyết nhiều khó khăn của thời kỳ trước. Số liệu được số hóa bằng các chip ADC nhanh, ghép ít hoặc không ghép kênh (Multiplex), và lưu trữ trên đĩa cứng. Các mẫu máy đều phủ kín đòi hỏi kỹ thuật của tất cả các dạng đo trong thăm dò địa chấn. Tuy nhiên khi đo ghép nhiều máy, thì chúng hoạt động độc lập và nối với nhau bằng đường khởi động đo (Trigger) để thống nhất thời điểm t=0. Ví dụ Terraloc Mark-6 (Thụy Điển), Seistronix RAS-24 (Mỹ).[15]

Sau đó ra đời các máy ghi địa chấn có kết nối mạng LAN, như Geometrics Geode, truyền số liệu về máy tính trung tâm điều khiển. Nó cho phép kết nối hàng trăm máy, trong đó mỗi máy đảm nhận một đoạn, để lập ra hệ thống hàng ngàn kênh đo.

Để phục vụ khảo sát ở vùng rải dây khó khăn, một số hãng đưa ra mẫu máy ghi địa chấn 1 hoặc 3 kênh, ghi kết quả vào bộ nhớ bán dẫn, có kết nối qua sóng radio hoặc Wi-Fi. Ví dụ Sercel Unite (Pháp)[16], Sigma Observer (Nga)[17]. Số liệu có thể được chuyển sang máy tính tại thực địa, hoặc sau khi kết thúc ngày đo đạc.

Xử lý phân tích[sửa | sửa mã nguồn]

Các xử lý đơn kênh và đa kênh được thực hiện xen nhau trong quá trình chung. Việc lựa chọn trình tự và công đoạn tùy thuộc vào kiến thức và kinh nghiệm của người thực hiện.

Hiệu chỉnh cường độ tín hiệu[sửa | sửa mã nguồn]

Tín hiệu sóng suy giảm nhanh theo độ dài đường truyền, nên giá trị hàm s(x,y,t) ở các vùng gần và xa nguồn có thể chênh lệch hàng ngàn lần. Các biến đổi Fourier hay xử lý đa kênh khi thực hiện cộng trừ các giá trị đó với nhau sẽ gây sai lệch. Để thông tin thể hiện bình đẳng nhau thì cần cân bằng cường độ tín hiệu.

Hiệu chỉnh này nên thực hiện sau khi đã làm trơn và khử phông tần thấp bằng Dewow cho đường ghi, nhằm loại trừ nhiễu và sốc ở khuếch đại nếu có.

  • Hiệu chỉnh phân kỳ, thường dùng là nhân tử tN với N ≈ 2, thực hiện cho từng đường ghi. Nó là hiệu chỉnh không phá hủy thông tin về quan hệ tương đối giữa các ranh giới.
  • Hiệu chỉnh kiểu AGC, thực hiện cho từng đường ghi. Hiệu chỉnh này phá hủy thông tin về quan hệ tương đối giữa các ranh giới.
  • Hiệu chỉnh cân bằng cường độ các đường ghi (x- hoặc xy-Scaling), thường chọn đoạn tính cân bằng là sau First Break lớn nhất đến trước thời gian quan tâm lớn nhất.

Hiệu chỉnh tĩnh[sửa | sửa mã nguồn]

Vì nhiều lý do trời đất mà vị trí và tình trạng các điểm phát và thu sóng không đồng nhất. Hiệu chỉnh tĩnh (Static Correction) chỉnh các tình trạng trên. Nó có bản chất là sửa lại mốc t=0 của từng đường ghi.

  • Đo trên vùng nước: Mực nước thay đổi do thủy triều, do mưa/điều tiết nước sông hồ. Hiệu chỉnh dựa theo quan trắc mực nước để đưa về mặt quan sát thống nhất, áp dụng cho loạt đường ghi trong thời giờ nhất định, thường dùng menu BulkShift.
  • Đo trên mặt đất: Do ảnh hưởng của lớp tốc độ thấp trên mặt vốn không đồng đều về hình thái, tốc độ truyền sóng, bề dày,... Hiệu chỉnh thực hiện theo menu tương ứng của phần mềm phân tích: Vạch các sóng tới đầu tiên (First Break picking) và lập mặt cắt bề mặt theo phương pháp sóng khúc xạ, sau đó hiệu chỉnh các đường ghi về mặt quan sát quy ước, thường là mặt phẳng nằm dưới lớp tốc độ thấp.
  • Các sai lệch cá biệt do thi công: điểm phát/thu đặt lệch vị trí, đặt phải nơi có trạng thái đất đá quá cứng hoặc quá rời rạc hơn bình thường, do đường dây khởi động bị nhiễu,... Hiệu chỉnh thực hiện cưỡng bức theo trực quan, sao cho đường First Break trơn tru.

Các phần mềm hiện đại có thêm quy trình chuyên sâu hơn, thực hiện nhận dạng các phản xạ đánh dấu trong kết quả CMP Stack tiên nghiệm, và tính tương quan với số liệu ban đầu để xác định lượng hiệu chỉnh, sau đó xử lý lại. Quy trình này cần đến máy tính đủ mạnh.

Phân tích tốc độ trong địa chấn nông bằng V-Anal. Interactive Menu

Phân tích tốc độ truyền sóng và hiệu chỉnh NMO[sửa | sửa mã nguồn]

Phân tích tốc độ truyền sóng (Velocity Analysis) nhằm xác định các cột tốc độ, từ đó lập ra Cơ sở dữ liệu (CSDL) 2D/3D tốc độ để nội/ngoại suy tốc độ trung bình Vmean dùng cho hiệu chỉnh NMO và cho tính chuyển kết quả CDP Stack sang độ sâu (time-depth). Kết quả tốc độ cần có kiểm chứng bằng tài liệu của Địa chấn mặt cắt thẳng đứng (Vertical Seismic Profiling, VSP), tài liệu khoan và bằng kinh nghiệm phân tích.

Trong menu tương tác, chọn tập con đường ghi theo CSP (hoặc CMP), chỉnh cột mô hình tốc độ lớp, sao cho có ranh giới và biểu đồ sóng tính ra tương ứng phải trùng vào trục đồng pha của các “phản xạ thật” trên băng. Xem Phép phân tích cổ điển.

Hỗ trợ cho phân tích là Submenu tạo ra băng ghi quét tốc độ, chọn trong hai cách Semblance hay UnnormCorr. Đó là biến đổi Radon cho hàm s(x,t) với đường tích phân hyperbol có tham số V cách đều và hạn chế trong dải 300–5000 m/s đối với sóng dọc, rồi biểu diễn trong hệ (V,τ). Các trục hyperbol đồng pha nổi lên thành điểm cực trị cường độ, có thể bấm chọn để ấn định ranh giới trong cột tốc độ, chú ý tránh cực trị của Multiple. Sử dụng hỗ trợ này khi chưa có mẫu cột tốc độ; khi đã có thì tìm cách copy rồi chỉnh lại. (Phần mềm như Sandmeier Reflexw lưu trữ cột tốc độ cho từng SP ở Text file riêng, có thể chép file số 1 từ tuyến lân cận sang thư mục của tuyến cần phân tích)

Các thăm dò sâu có số đường ghi CSP/CMP gather lớn, nên quét tốc độ cho ra biểu diễn Semblance mịn, cho phép ước lượng tốc độ tự động (Automatic velocity estimate using semblance).[18]

Hiệu chỉnh NMO thực hiện tính chuyển đường ghi về offset 0 theo công thức hyperbol, với tốc độ được suy theo cách nào đó từ CSDL tốc độ. Nếu xác định tốc độ sai, hoặc thiếu điểm phân tích tại đoạn có ranh giới không bình ổn, thì NMO sẽ không chính xác. Lỗi này thể hiện trên băng CMP:

  • Tốc độ lớn hơn thật thì trục đồng pha cong lên,
  • Tốc độ nhỏ hơn thật thì trục đồng pha cong xuống (giống như phản xạ lặp).

Nội dung như trên cho thấy Phân tích tốc độ truyền sóng có vai trò quyết định đến thành công của xử lý tài liệu. Trong thăm dò sâu như thăm dò dầu khí sử dụng tần số thấp cỡ 10-30 Hz, các bất đồng nhất bề mặt ảnh hưởng đến Phân tích tốc độ không nhiều. Trong thăm dò nông sử dụng tần số cao hơn, thì bất đồng nhất bề mặt ảnh hưởng rất mạnh.

Xử lý đơn kênh[sửa | sửa mã nguồn]

Xử lý đơn kênh phát triển có sự tương tác với lý thuyết xử lý tín hiệu khác, đặc biệt là loại có dạng xung phản xạ như radar, sonar,... Mục tiêu của xử lý là rút ngắn xung wavelet về dạng ngắn nhất có thể, và lọc bỏ nhiễu.

Trong lý thuyết truyền thống, tín hiệu s(t) là quá trình liên tục, thường được xử lý trong miền tần số thông qua Biến đổi Fourier liên tục, S(ω), trong đó ω là tần số. Bộ lọc có đặc tuyến lọc F(ω) nào đó được áp dụng để tách tín hiệu khỏi nhiễu, cho ra phổ tín hiệu ra Y(ω) = F(ω)S(ω). Bộ lọc thường được thực thi bằng mạch điện tử với các mắt lọc cắt tần cao (thông thấp) và cắt tần thấp (thông cao), đặc trưng bởi giới hạn tầnđộ dốc của sườn đường abs[F(ω)] tại đó, thường có hai mức Hi/Low. Các biến đổi Fourier ngược của F(ω) và Y(ω) cho ra quan hệ tín hiệu ra y(t) = s(t) ¤ f(t); trong kỹ thuật điện tử thì thường xét tác động lọc tới tín hiệu vào có dạng nhảy bậc 1(t), và gọi là quá trình quá độ.

Số hóa rời rạc tín hiệu dẫn đến khái niệm gọi nó là chuỗi thời gian (Time Series), hữu hạn, có bước số hóa (bước rời rạc) đều và đơn nhất cho một CSDL. Phép tính phổ tổng quát dẫn đến phép biến đổi Laplace, và một biểu diễn mới là Biến đổi Z (Z-transform), làm nền tảng cho xử lý số các chuỗi thời gian. Nó dẫn đến biến đổi Z của một Time Series có dạng đa thức của toán tử trễ, và kết quả của một phép lọc là tích của đa thức tín hiệu với đặc trưng cho bộ lọc Y(z) = F(z)S(z).

Trong xử lý số, các phép lọc trong miền tần số vẫn được chỉ định bằng các tần số/độ dốc tại giới hạn, nhưng có thể phần mềm thực thi theo cách nào đó, chẳng hạn tính ra chuỗi F(z) và thực hiện tích chặp. Lưu ý rằng xử lý số tác động như nhau với t và (-t), ví dụ với cùng một bộ lọc, xung nhảy bậc 1(t) lọc bằng phần cứng (bộ lọc của máy) cho ra xung chỉ ở t≥0, còn lọc số cho ra cả xung về quá khứ.

Phép lọc ngược[sửa | sửa mã nguồn]

Phép lọc ngược (Deconvolution)[19] được Norbert WienerNorman Levinson đưa ra năm 1950, xác định wavelet và thực hiện lọc ngược Y(ω) = S(ω)/W(ω) để hoàn nguyên dãy xung sự kiện E(t). Tuy nhiên do băng tần và quan sát hữu hạn và có nhiễu, nên việc lọc về xung Dirac δ là bất khả thi. Các nghiên cứu wavelet dẫn đến khái niệm gọi là kiểu pha của w(t). Đối với chuỗi W(z) triển khai sang dạng tích ∏(ri-z), trong đó ri là nghiệm của phương trình W(z)=0, và (ri-z) gọi là Couplet, kiểu pha thể hiện ở các giá trị ri này (theo biểu diễn geophysical trong Z-transform). Các dạng pha wavelet có:

  • zero-phase: phổ có trị pha =0.
  • minimum phase: w(t) ngắn, năng lượng tập trung ở đầu, và s(t)=0 ở t≤0 (dạng causal), phổ có trị pha <π, modul(ri)>1.
  • maximum phase: Ngược với minimum, phổ có trị pha >π (sau khi nối trơn), modul(ri)<1.
  • mixed-phase:

Triển khai ∏(ri-z) cho thấy chỉ cần một Couplet có modul(ri)≤1 thì đã là max-phase.

Việc giải toán tử lọc W(z)−1 có thể hội tụ với zero- và min-, nhưng không hội tụ với mix- và max-phase, là dạng phổ biến trong thực tế. Để giải quyết thì một lượng nhiễu trắng cỡ 0,5 đến 10% được cộng vào phép giải, và chấp nhận chỉ có thể rút gọn về ngắn nhất có thể. Trường hợp tốt nhất là đưa được wavelet về dạng Ricker.

Phép lọc Dự báo[sửa | sửa mã nguồn]

Phép lọc Dự báo (Predictive Deconvolution) là thuật toán được Kalman R. E. đưa ra năm 1960 [20] và gọi là Kalman Filter. Thuật toán này đưa ra mô hình cho rằng giá trị tương lai của một Time Series chứa hai phần: phần dự báo được (predictable) và phần không thể. Phần dự báo được có thể tính từ các trị trước tương lai, thông qua việc giải phương trình tính ra toán tử lọc. Ví dụ vui kinh điển là dự báo giá vàng ở thị trường New York, và kết quả khá sát.

Trong địa chấn ứng dụng đơn giản nhất là bộ lọc khử nhiễu ngẫu nhiên cho đường ghi, số liệu ra là lai ghép theo hệ số ghép α nào đó: trị lọc = α x[trị quan sát] + (1- α) x[trị dự báo].

Trong địa chấn vùng nước nông, lọc dự báo được ứng dụng để khử sóng lặp của lớp nước, trong đó thực hiện loại trừ khỏi số liệu phần xung dự báo được.[21] Thuật lọc này sử dụng nhận dạng đa kênh, nên có sự sai khác với lọc dự báo thuần túy.

Lọc ngược tương tự cao nhất[sửa | sửa mã nguồn]

Lọc ngược tương tự cao nhất (Maximum Likelyhood Deconvolution, MLD)[22] là phép lọc do Mendel J.M. đưa ra năm 1983, thực hiện lặp (iteration) phép ước lượng wavelet và dãy xung phản xạ, đến khi có được đường ghi tổng hợp gần với đường ghi thực tế nhất. Tuy nhiên ít thấy ứng dụng vào các phần mềm xử lý hiện đại.

Xử lý đa kênh[sửa | sửa mã nguồn]

Biến đổi F-K[sửa | sửa mã nguồn]

Biến đổi F-K là biến đổi Fourier hai chiều (2D Fourier transform) thực hiện cho hàm tín hiệu từ miền (x,t) sang miền (k,f), trong đó f - tần số, k - số sóng (Wavenumber), với k = 2π/λ trong đó λ là bước sóng. Trong miền (k,f) các sóng cùng tần số nhưng khác nhau về tốc độ biểu kiến sẽ hiện ra ở vùng khác nhau. Áp dụng bộ lọc triệt giảm vùng của nhiễu rồi thực hiện biến đổi F-K ngược để thu về kết quả.[23][24]

Biến đổi Radon[sửa | sửa mã nguồn]

Biến đổi Radon (Radon transform)là phép biến đổi toán học dạng tích phân hàm số do Johann Radon đưa ra năm 1917.[25] Nó được vận dụng vào xử lý địa chấn với đường tích phân có dạng parabol, hyperbol (như trong quét tốc độ), và đường thẳng (như trong biến đổi Tau-p).

Biến đổi Tau-p[sửa | sửa mã nguồn]

Biến đổi Tau-p còn gọi là Slant Stack, do Tatham R., Keney J. và Noponen I. đưa ra năm 1982[26], áp dụng cho CSP, CMP gather hay từng đoạn CMP Stack. Nó là trường hợp vận dụng biến đổi Radon, trong đó phép tích phân hàm tín hiệu s(x,t) lấy theo đường thẳng t = px + τ, với p gọi là độ chậm (Slowness), và biểu diễn tại điểm (p,τ). Độ chậm là p = 1/Va, với Va là tốc độ biểu kiến.

Trong thực tế thường tính từ p=0 (tức Va=∞) đến pmax (hoặc ±pmax) nào đó, có thể là 1/1450 s/m (tốc độ sóng trong nước). Các trục đồng pha thẳng sẽ hiện thành điểm, còn hyperbolic hiện thành ellip trong hệ (p,τ).

Sau đó áp dụng bộ lọc tốc độ. Nó gồm vùng thông qua, thường là vùng p nhỏ, và vùng triệt (cắt) ở p lớn. Giữa hai vùng trên là vùng ráp nối, để hệ số lọc chuyển dần từ 1 tới 0. Biến đổi Tau-p ngược sẽ cho lại băng ghi đã lọc bớt các sóng có tốc độ biểu kiến thuộc vùng triệt, thường ứng với sóng lặp (Multiples) hay nhiễu thường trực khác.

Biến đổi Tau-p không động chạm đến đặc trưng pha.

Stack và Migration[sửa | sửa mã nguồn]

CDP Stack là công đoạn quan trọng nhưng đơn giản, thực hiện cộng các đường ghi về một đường ghi tổng cho điểm thu. Nó được thực hiện sau khi các xử lý đơn/đa kênh đã cho kết quả vừa ý. Phần mềm có thể nội suy ra các đường ghi sau CDP Stack theo giãn cách đều.

Các dạng Stack khác và Migration là chủ đề hàn lâm cao, được đề cập ở trang riêng.

Tính chuyển sang độ sâu[sửa | sửa mã nguồn]

Kết quả CDP cuối cùng có thể được tính chuyển từ trục thời gian sang độ sâu (time-depth), để thuận tiện trong biểu diễn, so sánh với kết quả của các phương pháp khác đặc biệt là địa tầng khoan. Trong chuyển đổi này tốc độ trung bình Vmean cho vị trí tại đường ghi được nội/ngoại suy từ CSDL tốc độ, và chuyển đổi.

Nếu cột tốc độ có biến thiên lớn, kết quả CDP có thể có vẻ ngoài khác thường, không thuận tiện cho xác định ranh giới địa chấn bán tự động trên băng số.

Đối tượng nghiên cứu[sửa | sửa mã nguồn]

Xem thêm[sửa | sửa mã nguồn]

Tham khảo[sửa | sửa mã nguồn]

  1. ^ Yilmaz Öz, Seismic Data Analysis. Society of Exploration Geophysicists, Tulsa, 2001.
  2. ^ Sheriff R. E., Geldart L. P., Exploration Seismology. Cambridge University Press, 2nd Ed., 1995.
  3. ^ Seismic Waves. Truy cập 15 Jan 2015.
  4. ^ Milkereit B., Stümpel H., Rabbel W. Shear-wave reflection profiling for near-surface lignite exploration. Geophysical Prospecting, Vol 34, No 6 (1986), p. 845 - 855.
  5. ^ Haines S. S. et al. Seismic Shear Wave Reflection Imaging at the Former Fort Ord, Monterey, California. USGS, 2007. Truy cập 25 Dec 2014.
  6. ^ Karp T. et al. Hochauflösende 3D-Seismik zur Vorerkundung eines Braunkohle-Tagebaufeldes. Energie und Rohstoffe, Goslar, 2009.
  7. ^ Seismic Source PWD. Geometrics Brochure, 2013.
  8. ^ Nomad Seismic Vibrator. Sercel Brochure, 2014. Truy cập 25 Dec 2014.
  9. ^ PSR-3 Coded Seismic Source and Acquisition System. Geometrics Brochure, 2013.
  10. ^ WHSC Seismic Profiling systems. Woods Hole Coastal and Marine Science Center, USGS, 2014.
  11. ^ Water Gun. Seismic Systems Inc. Truy cập 25 Dec 2014.
  12. ^ Duchesne M.J. et al., 2007. Strategies for waveform processing in sparker data. Mar Geophys Res. DOI 10.1007/s11001-007-9023-8. Truy cập 25 Dec 2014.
  13. ^ GS-20DM The Small Digital Grade Geophone. Geometrics Brochure, 2013.
  14. ^ Digital Marine Streamer System DMS-1. Geometrics Brochure, 2013.
  15. ^ Seistronics RAS-24 Exploration Seismograph.
  16. ^ Sercel Unite. Mitcham Industries, Inc., 2013. Truy cập 25 Dec 2014.
  17. ^ Sigma Cableless Seismic System. iSeis, 2014. Truy cập 25 Dec 2014.
  18. ^ Vista Seismic Data Processing Package v.11 Manual. Gedco, 2011.
  19. ^ Enders A. Robinson, Sven Treitel, 2008. Digital Imaging and Deconvolution: The ABCs of Seismic Exploration and Processing. SEG Books. p. 163, 375–376. ISBN 9781560801481.
  20. ^ Kalman R. E., 1960. A New Approach to Linear Filtering and Prediction Problems. Journal of Basic Engineering, 82 (1), p. 35–45.
  21. ^ Predictive deconvolution for multiple and ghost removal within Reflexw. Sandmeier geophysical software - Reflexw guide, 2005. Truy cập 18 Feb 2015.
  22. ^ Mendel J.M., 1983. Optimal Seismic Deconvolution An Estimation-Based Approach. Chapter 5 - Maximum-Likelihood Deconvolution, p. 107-119. ISBN 978-0-12-490780-5.
  23. ^ Introduction to Fourier Transforms and F-K Filters. Retrieved 15 Jan 2015.
  24. ^ F-K Filter. ProMAX Software Reference, Halliburton. Truy cập 15 Jan 2015.
  25. ^ Durrani T.S., Bisset D. The Radon transform and its properties. Geophysiscs, Vol. 49, No. 8 (1984), p. 1180-1187.
  26. ^ Tatham R.H., Keney J., Noponen I., 1982. Application of the tau-p transform (slant stack) in processing seismic reflection data: Presented at the 52nd Annual International SEG Meeting, Sep 1982, in Dallas, Texas.

Liên kết ngoài[sửa | sửa mã nguồn]