Giáo trình thăm dò địa chấn trong địa chất dầu khí Chương 4 Xử lý số liệu địa chấn

Thăm dò địa chấn trong địa chất dầu khí

Chơng 4
Xử lý số liệu địa chấn
Xử lý số liệu địa chấn là quá trình áp dụng hệ thống thiết bị máy
tính và các chơng trình phần mềm nhằm khai thác và biến đổi thông
tin nhận đợc từ băng địa chấn để có kết quả các lát cắt, bản đồ địa
chấn phản ánh đặc điểm môi trờng và đối tợng cần nghiên cứu.
Quá trình xử lý số liệu bao gồm các nhiệm vụ nh hiệu chỉnh bất
đồng nhất phần trên lát cắt (hiệu chỉnh tĩnh), hiệu chỉnh khoảng cách
thu nổ (hiệu chỉnh động), lọc tín hiệu, cộng sóng điểm sâu chung, xác
định tốc độ, hiệu chỉnh dịch chuyển địa chấn... Quá trình xử lý số liệu
địa chấn phải đạt đợc mục đích tăng tỷ số năng lợng tín hiệu so với
nhiễu và tăng độ phân giải thời gian. Đây là vấn đề rất phức tạp, đòi hỏi
sự phát triển các thiết bị xử lý và hệ thống chơng trình phần mềm.
Để hình dung khối lợng tài liệu cần tính toán, chúng ta giả sử rằng
mỗi tín hiệu địa chấn đợc mã hoá thành một từ gồm 18 bit, bớc rời rạc
hoá là 2ms, khối lợng thông tin chứa trên một băng địa chấn có 48 mạch
dài 6sec là 6ì18ì500ì48 = 2,5.106 bit. Khối lợng các phép tính số học và
logic cần phải thực hiện khi xử lý theo tổ hợp các chơng trình ở mức độ
phức tạp trung bình là 103 - 104 phép tính cho một từ địa chấn. Nh vậy để
xử lý một băng địa chấn cần thực hiện khoảng 108-109 phép tính. Để nghiên
cứu 1km tuyến địa chấn phải dùng đến 10-20 băng địa chấn, số lợng tính
toán cần sử dụng để xử lý số liệu địa chấn là rất lớn.
Trên cơ sở nh vậy, các trung tâm xử lý cần có các loại máy tính tốc
độ nhanh (>104 - 105 phép tính/sec), tổ hợp các thiết bị ngoài (thiết bị vào ra, máy in, khối nhớ ngoài), có hệ thống chơng trình phần mềm phát triển,
có sơ đồ xử lý tốt và cán bộ trình độ cao.
4.1. Hệ thống thiết bị (phần cứng).

Các trung tâm xử lý thờng gồm các thiết bị nh máy tính điện tử,
máy tính chuyên dụng, các thiết bị vào và ra. Tất cả các thiết bị này tạo

thành phần cứng của các trung tâm xử lý (hình 4.1).
Hệ thống máy tính.
Công nghệ xử lý số liệu địa chấn đòi hỏi khối lợng tính toán rất lớn
nên các trung tâm xử lý đều phải dùng các hệ thông máy tính lớn nh Cray,
Vax, IBM SP2, NEC... Các dàn siêu máy tính này kết hợp nhiều CPU để có
thể xử lý song hành một chu trình xử lý. Để giải phóng máy tính điện tử
khỏi các tính toán cồng kềnh, ngời ta trang bị các thiết bị tính chuyên

55


Mai Thanh Tân

dụng để thực hiện các phép
tính đơn giản với tốc độ
cao nh máy tính tích chập,
tính hàm tơng quan, tính
phổ nhanh.
Các thiết bị ngoại vi
"vào - ra".
Các thiết bị "vào- ra"
cho phép chuyển các thông
tin chứa trong băng địa chấn
vào máy tính và chuyển kết
quả xử lý từ máy tính ra Hình 4.1. Hệ thống phần cứng trong xử lý
ngoài.
số liệu địa chấn
Thiết bị "vào" làm
nhiệm vụ đọc các số liệu từ các băng địa chấn, biến đổi chúng về khuôn
phù hợp để gửi vào bộ nhớ các máy tính. Nếu các băng địa chấn có

khuôn trùng với khuôn các bằng từ máy tính thì thiết bị vào chỉ làm
nhiệm vụ đọc số liệu để gửi vào bộ nhớ của máy tính. Để đa các số liệu
địa chấn trên các băng từ tơng tự vào máy tính, cần sử dụng thiết bị
"vào" đặc biệt. Ngoài hệ thống đọc tín hiệu, thiết bị này còn có bộ dịch
mã tơng tự - số và bộ tạo khuôn để biến số các tín hiệu tơng tự và
sắp xếp các thông tin phù hợp với khuôn của máy tính.
Thiết bị "ra" chuyên dụng cho phép đa ra các kết quả xử lý và in
trên ảnh hoặc trên các bản vẽ có thể quan sát bằng mắt thờng một cách
dễ dàng. Các máy vẽ và máy chụp hình địa chấn thờng gồm bộ nhớ
đệm, bộ giải mã số - tơng tự, mạch đọc và thiết bị vẽ hình.
Băng từ.
Băng từ là phơng tiện lu giữ số liệu thông dụng và tin cậy nhất.
Băng từ đợc sử dụng để ghi số liệu ở thực địa, lu giữ kết quả xử lý và
để vào ra số liệu xử lý trung gian. Có nhiều loại băng từ đã dợc sử dụng
trong công nghệ xử lý. Băng 9 đờng từ đã đợc sử dụng rộng rãi từ
những năm đầu 90 trở về trớc, mỗi băng chứa đợc tối đa 100Mb, mật
độ ghi gồm 800, 1600, 3200 và 6250bpi.. Các loại băng từ 3480, 3490 và
gần đây các loại băng từ 3590 và DLT đợc sử dụng rộng rãi vì dung
lợng lớn và tốc độ đọc- ghi nhanh.
Đĩa từ
Đĩa từ có tốc độ truy cập nhanh gấp nhiều lần so với các loại băng
từ. Tuy nhiên chúng có dung lợng hạn chế hơn. Công nghệ đĩa từ phát
triễn nhanh chóng, góp phần thúc đẩy sự phát triễn của công nghệ xử lý.
W S01

W S02

W S03

H ub

S erv er

P lo tte r

D L T ta p e

56


Thăm dò địa chấn trong địa chất dầu khí

4.2. Hệ thống chơng trình (phần mềm) và các giai đoạn xử lý

Hệ thống chơng trình xử lý là tập hợp các chơng trình xử lý trong
bộ chơng trình. Xu thế chung của các trung tâm xử lý là sử dụng các phần
mềm xử lý thông dụng và viết bổ sung thêm các chơng trình đặc biệt. Quá
trình xử lý số liệu đợc phân thành giai đoạn tiền xử lý và xử lý.
Giai đoạn tiền xử lý: là giai đoạn chuẩn bị số liệu cho quá trình xử lý,
đa các băng địa chấn thực địa vào băng từ của máy tính. Kết thúc giai
đoạn này toàn bộ số liệu cần xử lý đợc sắp xếp trong bộ nhớ theo thứ tự
cần thiết để có thể tiến hành các quá trình xử lý tiếp theo. Quá trình tiền xử
lý thờng đợc tiến hành bằng các thiết bị chuyên dụng không liên quan với
máy xử lý trung tâm.
Giai đoạn xử lý.
Để xử lý các tài liệu địa chấn phản xạ, cần phải sử dụng nhiều
chơng trình khác nhau nhằm thực hiện chức năng nh lọc các loại nhiễu,
tiến hành các hiệu chỉnh nh hiệu chỉnh tĩnh (hiệu chỉnh mức độ uốn lợn
của tuyến, sự thay đổi của đới tốc độ nhỏ, chiều sâu nguồn, chiều sâu hoặc
độ cao đặt máy thu), hiệu chỉnh động (hiệu chỉnh sự thay đổi khoảng cách

thu - nổ, hiệu chỉnh dịch chuyển địa chấn (đa điểm phản xạ sóng về đúng
vị trí thực của nó)... Quá trình xử lý bảo đảm cho lát cắt địa chấn phù hợp
nhất với đặc điểm của lát cắt địa chất. Các chơng trình tham gia vào quá
trình xử lý đợc sắp xếp theo một trình tự nhất định đợc gọi là chuỗi xử
lý (qui trình xử lý).
- Chuỗi xử lý chuẩn:
Là chuỗi xử lý đợc sử dụng để xử lý tất cả các tài liệu thuộc vùng
nghiên cứu nhằm giải quyết nhiệm vụ địa chất đặt ra ở mức độ bình thờng
với đặc điểm địa chấn - địa chất có mức độ phức tạp trung bình. Trong
chuỗi xử lý chuẩn thờng nghiên cứu các đặc trng động học của trờng
sóng phản xạ để thu đợc lát cắt thời gian (hoặc lát cắt chiều sâu).
- Chuỗi xử lý đặc biệt:
Chuỗi xử lý đợc sử dụng để xử lý có chọn lọc những tài liệu trên
những tuyến hoặc những đoạn tuyến quan trọng nhằm chính xác hoá và
khai thác thêm các thông tin địa chấn - địa chất hoặc những phần quan
trọng nhất và phức tạp nhất của đối tợng địa chất. Trong chuỗi xử lý đặc
biệt thờng sử dụng những thuật toán và chơng trình phức tạp nhất nhằm
khai thác thêm các thông tin về đặc trng động lực của trờng sóng nh
hình dạng, biên độ, phổ tần số...
4.3. các phép biến đổi trong xử lý số liệu địa chấn

Xử lý số liệu địa chấn thực chất là quá trình biến đổi tín hiệu, nhằm
biến đổi tập hợp số liệu phức tạp từ băng địa chấn (bao gồm cả tín hiệu có
57


Mai Thanh Tân

ích và nhiễu) để có các kết quả thể hiện trên lát cắt địa chấn chỉ chứa các tín
hiệu có ích và loại bỏ các loại nhiễu.

Cơ sở quá trình biến đổi là coi một quá trình phức tạp là tổng của các
quá trình có dạng đơn giản nh dạng sin điều hoà hoặc dạng hàm vuông góc.
Để biến đổi một hàm phức tạp thành một hàm khác theo ý muốn, cần phân
tích hàm này thành tổng của các hàm đơn giản và sử dụng các phép biến đổi
thích hợp để và biến đổi các hàm đơn giản đó, kết quả sẽ có hàm mong
muốn. Hiện nay trong thăm dò địa chấn có thể sử dụng các phép biến đổi tín
hiệu khác nhau nh phép tích chập, biến đổi Fourier, biến đổi Z...
a. Phép tích chập (convolution)
Phép tích chập thực hiện quá trình biến đổi tín hiệu khi coi một hàm
phức tạp là tổng các thành phần có dạng hàm vuông góc. Giả sử gọi hàm cần
biến đổi ở lối vào là x(t), hàm đợc biến đổi theo mong muốn ở lối ra là y(t),
đặc trng của quá trình biến đổi là g(t), các tính toán cho thấy:
+

y (t ) =

x( ) g (t ).d



Tích phân trên đợc gọi là tích chập x(t) với hàm g(t) và đợc ký hiệu:
y(t) = x(t) g(t)
Đây là thuật toán đợc sử dụng rộng rãi trong xử lý số liệu địa chấn.
Trên hình 4.2 nêu thí dụ minh hoạ là có dạng hàm x(t), cần biến đổi chúng
để trở thành hàm y(t) theo ý muốn. Muốn vậy cần tích chập hàm x(t) với
một hàm đặc trng đợc thiết kế là g(t). Kết quả đạt đợc sẽ là hàm y(t) gần
giống với hàm y(t) mong muốn.

y(t

)

x(t)
g(t)

y(t)

Hình 4.2. Thí dụ minh hoạ quá trình tích chập
b. Phép biến đổi Fourier.
Phép biến đổi Fourier thực hiện quá trình biến đổi tín hiệu khi coi
hàm phức tạp là tổng các hàm sin điều hoà có tần số khác nhau từ thấp đến
cao. Trên hình 4.3 minh hoạ một hàm phức tạp và các hàm điều hoà thành
58


Thăm dò địa chấn trong địa chất dầu khí

phần có tần số khác nhau. Các kết quả nghiên cứu đã chỉ ra rằng một hàm
biến đổi trong miền thời gian chẳng hạn nh một mạch địa chấn có dạng
f(t) có thể biểu diễn qua miền tần số dới dạng F(). Nh vậy nếu biết dạng
hàm f(t) thì có thể xác định phổ tần số F() và ngợc lại.
Điều này cho thấy nếu sử dụng một phép biến đổi để làm thay đổi
thành phần phổ trong miền tần số thì có thể biến đổi hàm tơng ứng trong
miền thời gian để trở thành một hàm khác theo ý muốn.
Mối quan hệ giữa hàm f(t) và phổ tần số F() đợc xác định bởi công
thức biến đổi Fourier :

f (t) = 1 F( j)e jtd
2
F( j) =

f ( t )e

j t

dt

Từ mối quan hệ này,
các kết quả nghiên cứu đã
chứng minh đợc rằng bề
rộng của xung theo thời
gian và bề rộng của phổ tần
số là ngợc nhau, có nghĩa
là nếu xung càng kéo dài
thì bề rộng của phổ tần số
càng thu hẹp và ngợc lại.
Trên hình 4.4 nêu
một số thí dụ về mối quan
hệ giữa hàm thời gian và
phổ tần số. Điều này cần
đợc lu ý khi xét các bộ
lọc tín hiệu.
Ngoài
biến
đổi
Fourier và tính chập, trong
xử lý địa chấn còn sử dụng
phép biến đổi Z. Các kết
quả nghiên cứu cho thấy
phép biến đổi Fourier là

một dạng đặc biệt của
phép biến đổi Z với Z =
e -jt

Hình 4.3. Hàm phức tạp và các hàm thành
phần có dạng sin điều hoà

thời gian

tần số

Hình 4.4. Một số thí dụ về quan hệ giữa
hàm theo thời gian và phổ tần số
59


Mai Thanh Tân

4.4. lọc sóng địa chấn
Trong thăm dò địa chấn, các thông tin thu nhận đợc không chỉ có
sóng có ích mà còn bao gồm các loại nhiễu khác nhau. Để nâng cao chất
lợng tài liệu cần phải tách biệt và tăng cờng sóng có ích đồng thời loại
trừ các loại nhiễu. Nói cách khác là phải tăng độ phân giải biên độ (tăng
biên độ sóng có ích so với nhiễu) và tăng độ phân giải về thời gian (tách
biệt rõ sóng có ích trên lát cắt thời gian). Để giải quyết nhiệm vụ này cần
tiến hành quá trình lọc sóng với các bộ lọc một mạch hoặc bộ lọc nhiều
mạch. Lọc một mạch dựa vào sự khác biệt về tần số của các loại sóng
khác nhau cùng đến một điểm thu, cơ sở để thiết kế các bộ lọc là sử dụng
biến đổi Fourier. Lọc nhiều mạch dựa vào sự khác nhau về hớng sóng
đến các máy thu thể hiện qua tốc độ biểu kiến, cơ sở lọc nhiều mạch là

cộng sóng theo các quy luật khác nhau.
Quá trình lọc sóng có thể tiến hành trong quá trình thu nổ hoặc trong
xử lý số liệu. Trong quá trình thu nổ có thể sử dụng các bộ lọc một mạch
nh các bộ lọc tần số cao, bộ lọc tần thấp, lọc dải tần số... hoặc các hệ giao
thoa nh ghép nhóm nguồn nổ, ghép nhóm máy thu, hỗn hợp sóng. Trong
quá trình xử lý số liệu có thể sử dụng các bộ lọc một mạch nh các bộ lọc
phát hiện, bộ lọc phục hồi, bộ lọc nén... hoặc lọc nhiều mạch nh cộng
ĐSC, dịch chuyển địa chấn...
4.4.1. Lọc sóng một mạch
Các bộ lọc một mạch đợc thiết kế để hạn chế nhiễu trên từng mạch địa
chấn dựa vào sự khác nhau về tần số giữa tín hiệu và nhiễu.
Trong trờng hợp tín hiệu có ích và nhiễu có dải tần số khác biệt và tách
rời nhau thì cần sử dụng các bộ lọc tần số nh bộ lọc tần cao, bộ lọc tần thấp, bộ
lọc dải. Các bộ lọc này cho phép tăng cờng sóng có ích nằm trong dải tần số
nhất định và hạn chế nhiễu có tần số nằm ngoài dải đó. Tuy nhiên, khi phổ của
sóng có ích và nhiễu không tách biệt nhau một cách rõ ràng thì các bộ
lọc trên sẽ làm méo tín hiệu và hiệu quả lọc sẽ bị hạn chế.
Để bảo toàn sóng có ích và hạn chế tối đa phông nhiễu cần sử
dụng các bộ lọc tối u bảo đảm cho sóng địa chấn sau khi lọc ít sai khác
nhất so với tín hiệu có ích mong muốn. Cơ sở để thiết kế các bộ lọc tối
u này dựa vào phơng trình Wiener bảo đảm giữa tín hiệu đợc lọc và
tín hiệu có ích mong muốn có sai số bình phơng trung bình nhỏ nhất. Bộ
lọc này đợc gọi là bộ lọc Wiener.
Trong quá trình lọc, để tăng biên độ sóng có ích cần nén những
thành phần phổ của nhiễu, muốn vậy phải thu hẹp dải phổ của sóng có
ích để tách biệt với phổ của nhiễu. Tuy nhiên việc giảm bề rộng của phổ
tín hiệu dẫn tới tăng chiều dài xung, điều này làm giảm độ phân giải về

60

Thăm dò địa chấn trong địa chất dầu khí

thời gian. Nh vậy, khả năng phân giải về biên độ và phân giải về thời
gian có các đòi hỏi ngợc nhau và cần phải tìm ra giải pháp thoả đáng.
Trong những điều kiện cụ thể, tuỳ vào tơng quan về biên độ giữa tín
hiệu có ích và nhiễu mà sử dụng các tiêu chuẩn tối u khác nhau.
- Trờng hợp tín hiệu rất yếu so với nhiễu thì cần tập trung tăng độ
phân giải biên độ để phát hiện ra tín hiệu có ích mặc dù có thể giảm độ
phân giải thời gian. Khi đó tiêu chuẩn tối u của bộ lọc là phải đạt giá trị
cực đại của tỉ số cờng độ tín hiệu so với nhiễu. Bộ lọc đợc xây dựng trên cơ
sở tiêu chuẩn tối u đó gọi là bộ lọc phát hiện tối u
- Trờng hợp tín hiệu mạnh hơn nhiễu thì cần u tiên tăng độ phân
giải về thời gian mặc dù có thể giảm khả năng phân giải về biên độ. Tiêu
chuẩn đặt ra là sau khi lọc bề rộng của xung là hẹp nhất. Bộ lọc này đợc
gọi là bộ lọc nén xung. Bộ lọc tăng khả năng phân giải về thời gian này
còn gọi là bộ lọc ngợc vì đặc trng tần số của chúng gần nh ngợc với
phổ tín hiệu. Thí dụ so sánh lát cắt địa chấn trớc và sau khi sử dụng bộ lọc
ngợc đợc minh hoạ trên hình 4.5.
Đối với một số loại nhiễu nh sóng nổ lặp, sóng vệ tinh, sóng lặp từ
đáy biển... thờng xuất hiện tiếp theo sóng có ích và làm cho dạng xung kéo
dài... Từ dạng tín hiệu đã biết có thể dự báo dạng nhiễu xuất hiện tiếp theo
và triệt tiêu chúng bằng bộ lọc ngợc tiên đoán.

a

b

Hình 4.5. So sánh lát cắt địa chấn trớc (a) và sau (b) khi sử dụng lọc ngợc
Đặc điểm thay đổi phức tạp của môi trờng địa chất và sự không ổn

định của điều kiện thu nổ làm cho hình dạng các xung dao động địa chấn
liên hệ với một sóng nhất định dọc tuyến quan sát không đồng đều. Điều
này làm cho việc theo dõi chúng phức tạp và giảm hiệu quả cộng sóng. Để
tạo ra các mạch địa chấn có dạng xung đồng đều, cần dùng bộ lọc chỉnh
dạng. Bộ lọc này đợc xây dựng theo tiêu chuẩn là xung địa chấn sau khi
lọc có hình dạng gần giống nhất so với một xung chuẩn. Các bộ lọc trên

61


Mai Thanh Tân

đợc xây dựng để đạt đợc các xung địa chấn ở lối ra theo tiêu chẩn mong
muốn nên đợc gọi là các bộ lọc tối u.
4.4.2. Lọc nhiều mạch
Lọc sóng nhiều mạch là một hệ thống cộng sóng, cho phép cộng
dao động của các sóng đến các điểm quan sát trên tuyến với các hớng
sóng đến khác nhau nhằm tăng cờng sóng có ích so với nhiễu. Lọc sóng
nhiều mạch có thể thực hiện bằng công tác thực địa (ghép nhóm máy thu,
hỗn hợp sóng, thu sóng chỉnh hớng...) hoặc bằng quá trình xử lý số liệu
(cộng sóng điểm sâu chung, dịch chuyển địa chấn...)
Các sóng có ích và nhiễu có tốc độ khác nhau nên hớng sóng đến
máy thu cũng sẽ khác nhau. Nếu xác định đợc quy luật tốc độ của sóng có
ích thì khi cộng sóng đúng theo quy luật tốc độ ấy sẽ cho phép tăng tỷ số
biên độ sóng có ích so với các loại nhiễu khác (có quy luật tốc độ khác với
sóng có ích).
Mặt khác khi cộng sóng trên nhiều mạch còn cho phép tăng hiệu ứng
thống kê để hạn chế các loại nhiễu ngẫu nhiên.
4.5. Hiệu chỉnh tĩnh
Trong quá trình thăm dò địa chấn, các điều kiện thu phát sóng trên

mặt (độ sâu phát sóng, địa hình đặt máy thu, bề dày và tốc độ của lớp phủ
bở rời sát mặt đất...) thờng không đồng nhất nên ảnh hởng xấu đến chất
lợng tài liệu. Để giải quyết vấn đề này cần hiệu chỉnh để đa điểm nổ và
các điểm thu về cùng một mức chuẩn. Lợng hiệu chỉnh này nh nhau đối
với các sóng xuất hiện ở các thời gian khác nhau nên gọi là "hiệu chỉnh
tĩnh. Loại hiệu chỉnh này rất cần đợc quan tâm khi khảo sát trên các vùng
có địa hình phức tạp đất liền, Khi
đo địa chấn biển, cần hiệu chỉnh
C
chiều sâu đặt nguồn phát và chiều 1
hth
V1
sâu cáp thu.
2

ht
O
Trên hình 4.6 mô tả hình ảnh .
h
hiệu chỉnh tĩnh khi khảo sát trên
O
đất liền. Giả sử phát sóng tại điểm
V2
O và thu sóng tại C. Lớp đất đá bở
rời gần mặt đất (lớp này đợc gọi là
R
lớp tốc độ nhỏ) có tốc độ truyền
1. mặt đất, 2. đáy đới tốc độ nhỏ,
sóng là v1, nhỏ hơn so với lớp đá
Hình 4.6. Hiệu chỉnh tĩnh trên đất liền

phía dới có tốc độ v2. Cần hiệu

62


Thăm dò địa chấn trong địa chất dầu khí

chỉnh để đa các điểm nổ và thu về trên cùng mức chuẩn. Gọi tn và tt là
lợng hiệu chỉnh thời gian tại điểm nổ và điểm thu. Giá trị hiệu chỉnh tĩnh
đợc tính là:
t = tn + tt
Vì điểm nổ nằm dới đáy lớp tốc độ nhỏ nên cần hiệu chỉnh điểm nổ:
tn =

hn
v2 n

Trong đó hn là khoảng cách từ điểm nổ đến mặt mức, v2n là tốc độ
tại điểm nổ.
Hiệu chỉnh điểm thu đợc
tính theo công thức:
h
ht
tt = t +
v1t
v2 t
Trong đó: ht là bề dày lớp tốc độ nhỏ tại điểm thu, ht là khoảng cách
từ đáy lớp tốc độ nhỏ đến mặt mức, v1t và v2t là tốc độ truyền sóng của lớp
tốc độ nhỏ và của lớp đất đá phía dới tại điểm thu.
Để tính hiệu chỉnh tĩnh, ngoài địa hình tuyến khảo sát cần biết đặc

điểm truyền sóng của môi trờng sát mặt đất. Với mục đích này cần khảo
sát lớp tốc độ nhỏ bằng phơng pháp vi địa chấn giếng khoan. Trong đó,
chiều dày và tốc độ truyền sóng của lớp tốc độ nhỏ đợc xác định dựa vào
kết quả đo thời gian truyền sóng dọc thành giếng khoan. Các dao động sóng
đợc tạo ra bằng cách nổ các kíp mìn dọc thành giếng khoan với khoảng
cách giữa các điểm nổ khoảng 1 - 2m. Dao động sóng đợc thu nhận bằng 3
- 5 máy thu đặt trên mặt đất, cách miệng giếng khoan từ vài mét đến vài
chục mét. Các tham số của trạm địa chấn đợc điều chỉnh để ghi rõ sóng
đầu tiên xuất hiện ở điểm đặt máy thu.
Phơng pháp vi địa chấn giếng khoan cho phép nghiên cứu lớp tốc độ
nhỏ một cách tin cậy. Tuy nhiên trong phơng pháp ĐSC còn sử dụng các
số liệu đo thời gian truyền sóng từ điểm nổ tới miệng giếng khoan gọi là
thời gian thẳng đứng.
Thời gian thẳng đứng đợc ghi nhận nhờ máy thu thẳng đứng cắm
ở miệng giếng khoan nổ. Tín hiệu từ máy thu đợc ghi trên mạch thẳng
đứng của băng địa chấn. Dựa vào thời gian thẳng đứng xác định đợc, tính
hiệu chỉnh tĩnh theo công thức:

63


Mai Thanh Tân

t = ttd

ht hn

v2t
v2 n

ở đây ttd là thời gian thẳng đứng xác định ở điểm thu, ht là khoảng
cách từ đáy giếng khoan nổ đặt tại điểm thu đến mặt mức, hn là khoảng
cách từ đáy giếng khoan nổ đến mặt mức.
Vì địa hình tuyến khảo sát, chiều sâu nổ mìn, thời gian thẳng đứng,
tốc độ... cha xác định đợc một cách tỉ mỉ, nên hiệu chỉnh sơ bộ cha thật
chính xác. Để khắc phục tình trạng trên, sau khi hiệu chỉnh tĩnh sơ bộ cần
tinh chỉnh hiệu chỉnh tĩnh. Qúa trình tinh chỉnh hiệu chỉnh tĩnh đợc tiến
hành trên máy tính bằng các chơng trình khác nhau và đợc thực hiện theo
nguyên tắc quay vòng nhiều lần nhằm nâng cao độ chính xác của quá trình
tinh chỉnh. Để xác định sai số của phép hiệu chỉnh sơ bộ, cần thống kê các
thông tin của băng địa chấn thu nhận đợc dọc tuyến quan sát.

a

b

Hình 4.7. So sánh lát cắt địa chấn trớc(a) và sau hiệu chỉnh tĩnh(b)
Trên hình 4.7 nêu một thí dụ so sánh lát cắt địa chấn trớc và sau
hiệu chỉnh tĩnh, rõ ràng các mặt ranh giới trên lát cắt địa chấn sau hiệu
chỉnh tĩnh đợc thể hiện rõ ràng hơn.
4.6. Hiệu chỉnh động và phân tích tốc độ.

4.6.1. Hiệu chỉnh động.
Trong quá trình thu sóng, thời gian truyền sóng đến các máy thu có
khoảng cách tới nguồn nổ khác nhau sẽ khác nhau. Máy thu đặt càng xa
nguồn nổ thì quãng đờng truyền sóng càng lớn và thời gian ghi nhận
sóng cũng tăng lên, điều này đợc thể hiện trên biểu đồ thời khoảng có
dạng hypebol. Nh vậy có sự khác biệt giữa thời gian truyền sóng t(x)
khi máy thu đặt xa nguồn nổ một khoảng x so với thời gian t0 sóng truyền
theo tia pháp tuyến đến máy thu đặt trùng với điểm nổ. Sự sai khác thời

gian này là: t = t(x) - t0
64


Thăm dò địa chấn trong địa chất dầu khí

Để tiến hành cộng đồng pha các dao động trên biểu đồ thời khoảng
cần tiến hành hiệu chỉnh động. Đây là quá trình hiệu chỉnh ảnh hởng của
sự thay đổi khoảng cách thu nổ nhằm đa các điểm thu ở các vị trí khác
nhau về trùng với điểm nổ. Thực chất của hiệu chỉnh động là hiệu chỉnh
thời gian để biến đổi các trục đồng pha (BĐTK) có dạng hypecbon của các
sóng phản xạ có ích t(x) về đờng thẳng t = t0 = const. Nếu hiệu chỉnh
đúng thì sóng phản xạ từ cùng một mặt ranh giới trên các mạch khác
nhau sẽ đợc cộng đồng pha, biên độ sau khi cộng lớn hơn hẳn so với các
loại nhiễu khác và việc xác định vị trí các ranh giới phản xạ sẽ rõ ràng và
có chất lợng tốt hơn nhiều.
Giả sử môi trờng có n lớp với các mặt ranh giới phản xạ R1, R2,.. Rn.
Trong hệ toạ độ (t,x) ta có n biểu đồ thời khoảng. Các BĐTK này có thời
gian t0 tơng ứng là t01, t02, t03, ... t0i ... t0n. Tốc độ truyền sóng tơng ứng với
các mặt ranh giới này là v(t01), v(t02), v(t03),... v(t0i), ... v(t0n) (hình 4.8)
t
tn(x)
t0n
ti(x)
t0i
t0
t1(x)

t01
0

t0n

S(x)

v(t01)

R1

x = const
v(t0i) R
i

t0i
t01

v(t0n) R
n

tn

ti

a

t1

t

b

Hình 4.8. Hiệu chỉnh động

a. Mô hình môi trờng và biểu đồ thời khoảng, b. Đồ thị t =f(t0)

Giả sử thời gian t0i tơng ứng với chiều sâu mặt ranh giới hi. Nh
vậy, trên lát cắt thời gian, sự liên kết các pha tơng ứng với t0i(x) sẽ phản
ánh mặt ranh giới Ri, với mối quan hệ:

hi =

v(t 0i )t0i
2

Tại điểm quan sát S(x), thời gian sóng phản xạ từ mặt ranh giới Ri là

65


Mai Thanh Tân

x2
ti = t + 2
v ( t 0i )
2
0i

Lợng hiệu chỉnh động ti(x) đợc tính là:

x2
ti ( x) = t + 2

t0i
v (t0i )
2
0i

Từ công thức trên, nếu biết qui luật tốc độ tăng dần theo chiều sâu
v(t0) thì hoàn toàn có thể xác định qui luật t(t0) giảm dần theo qui luật
hàm số mũ. Do lợng hiệu chỉnh t thay đổi theo thời gian t0 nên có tên gọi
là hiệu chỉnh động.
ứng với t0i nhất định, lợng hiệu chỉnh động tăng dần theo khoảng
1
t i ( x) =
x2
cách gần nh theo qui luật parabol:
2
2t0i .v (t0i )
Sử dụng công thức này có thể tính gần đúng hiệu chỉnh động của
mạch (i) theo giá trị hiệu chỉnh động của mạch (k) bằng công thức:

t (xi)= t(xk) [ xi/xk] 2
Để làm sáng tỏ vấn đề này có thể xem xét quá trình cộng điểm sâu
chung nêu trên hình 4.9. Trong đó hình 4.9a mô tả sơ đồ tia của hệ thống
điểm sâu chung, hình 4.9b là hình ảnh biểu đồ thời khoảng điểm sâu chung
tơng ứng. Sau khi hiệu chỉnh động, biểu đồ thời khoảng đợc nắn thẳng
(hình 4.9c), từ đó cho phép cộng đồng pha và mạch tổng sẽ có biên độ cực
đại (hình 4.9d).
Để phân tích hiệu quả hiệu chỉnh động ta xét thí dụ trên hình 4.10.
Với 3 giá trị tốc độ khác nhau sẽ cho kết quả cộng khác nhau. Chỉ khi chọn
giá trị tốc độ đúng (tơng ứng với đờng số 2) mới bảo đảm cộng đồng pha,
mạch tổng đạt giá trị cực đại. Khi chọn giá trị tốc độ không đúng (nhỏ hơn

giá trị thực tơng ứng đờng số 1, hoặc lớn hơn giá trị thực, tơng ứng với
đờng số 3) đều cộng không đồng pha và kết quả cho giá trị biên độ nhỏ.

66


Thăm dò địa chấn trong địa chất dầu khí

Hình 4. 9. Hiệu chỉnh động và cộng sóng điểm sâu chung
a. Sơ đồ tia; b. Biểu đồ thời khoảng điểm sâu chung, c. Biểu đồ thời
khoảng sau hiệu chỉnh động; d. Mạch tổng sau khi cộng

67


Mai Thanh Tân

Hình 4.10. Xác định phổ tốc độ
4.6.2. Phân tích tốc độ
Trong quá trình hiệu chỉnh động nếu giá trị tốc độ v(t0i) đợc chọn
đúng thì việc xác định t0i sẽ chính xác và kết quả cộng các mạch đồng pha
sẽ cho biên độ cực đại. Ngợc lại nếu tốc độ đợc chọn (vch) lớn hơn hoặc
nhỏ hơn giá trị thực vi thì BĐTK không đợc nắn thẳng và biên độ của
mạch cộng giảm đi. Việc xác định qui luật tốc độ v(t0) có ý nghĩa rất quan
trọng không chỉ nhằm nâng cao hiệu quả hiệu chỉnh động mà còn cần thiết
để chuyển lát cắt thời gian thành lát cắt chiều sâu.
Để xác định quy luật tốc độ, có thể dùng các phơng pháp khác nhau
nh quét tốc độ không đổi hoặc cộng parabol.
a. Phơng pháp quét tốc độ không đổi.
Các phân tích ở trên đã khẳng định nếu chọn quy luật tốc độ chính

xác thì bảo đảm cộng sóng đồng pha và kết quả mạch tổng có giá trị biên
độ cực đại. Nh vậy, trên một đoạn tuyến nào đó nếu kết quả cộng sóng cho
giá trị cực đại thì có thể suy luận rằng quy luật tốc độ đã đợc chọn đúng.
Đây là cơ sở cho các phơng pháp xác định quy luật tốc độ.
Trong phơng pháp quét tốc độ, cần tiến hành cộng sóng điểm sâu
chung những đoạn tuyến nhất định. Qúa trình cộng sóng đợc tiến hành lặp
lại nhiều lần với các giá trị tốc độ khác nhau để thu đợc tập hợp nhiều mặt
cắt thời gian. Trong đó mỗi mặt cắt ứng với những giá trị hiệu chỉnh động
đợc tính với một tốc độ không đổi nhất định.
Vì mỗi giá trị tốc độ đợc chọn chỉ phù hợp với một sóng phản xạ
nhất định, nên chỉ có sóng này đợc cộng đồng pha và biên độ đạt cực đại.
Các giá trị tốc độ đợc chọn không phù hợp thì sóng đợc cộng không đồng
pha và biên độ yếu. Vì tốc độ truyền sóng phản xạ tăng dần theo chiều sâu
nên khi quan sát các mặt cắt thời gian lần lợt từ tốc độ nhỏ đến tốc độ lớn,
chúng ta sẽ thấy các sóng phản xạ nông mờ dần, còn các sóng phản xạ sâu
rõ dần lên. Phân tích các trục đồng pha xuất hiện trên các mặt cắt ở các thời
điểm t0 khác nhau sẽ chọn ra đợc quy luật tốc độ vĐSC (t0) phù hợp để chạy
các chơng trình hiệu chỉnh động.
Hình ảnh so sánh các lát cắt với giá trị tốc độ khác nhau đợc minh
hoạ trên hình 4.11. Kết quả phân tích tốc độ đợc minh hoạ trên hình 4.12.
Ngoài việc chọn quy luật tốc độ vĐSC (t0), quét tốc độ còn cho phép
phát hiện các sóng nhiễu trên băng ghi. Sóng nhiễu phản xạ nhiều lần
xuất hiện đồng thời với sóng phản xạ một lần song do liên quan đến các
mặt ranh giới nằm ở nông hơn nên tốc độ nhỏ hơn so với sóng phản xạ
68


Thăm dò địa chấn trong địa chất dầu khí

một lần. Vì vậy việc xuất hiện các dị thờng biên độ với tốc độ nhỏ hơn

so với quy luật trên lát cắt phản ảnh sự tồn tại của nhiễu này (hình 4.12.)
v(m/s)

t(s)
Hình 4.11. So sánh các lát cắt với giá trị tốc độ khác nhau

a

b

c

Hình 4.12. Kết quả phân tích tốc độ: a. Băng địa chấn;
69


Mai Thanh Tân

b. Quy luật tốc độ; c. Biên độ sau khi cộng sóng

b. Phơng pháp cộng parabol
Sau khi hiệu chỉnh động, do việc chọn tham số tốc độ cha thật chính
xác nên biểu đồ thời khoảng của các sóng phản xạ cha đợc nắn thẳng về
đờng t0 mà chỉ là đờng cong parabol và có sự sai khác với t0 :
t = t0 + t(x)
Qúa trình tinh chỉnh hiệu chỉnh động đợc thực hiện bằng cách cộng
nhiều lần các dao động của những băng điểm sâu chung đã hiệu chỉnh sơ bộ
theo các parabol khác nhau. Phân tích sự thay đổi biên độ sóng trên băng
tổng ở các thời gian t0 khác nhau có thể xác định đợc giá trị t(x) cần
thiết để tinh chỉnh.

4.7. Dịch chuyển địa chấn.

Trong thăm dò địa chấn, độ sâu đợc tính theo tia sóng thẳng góc với
mặt ranh giới phản xạ, tuy nhiên điểm phản xạ lại đợc biểu diễn trên lát
cắt theo phơng thẳng đứng. Trong trờng hợp mặt phản xạ nằm ngang thì
việc xác định vị trí mặt phản xạ là chính xác, song nếu ranh giới nằm
nghiêng thì vị trí mặt phản xạ xác định theo phơng thẳng đứng sẽ sai lệch
so với vị trí thực. Ngoài ra trong những điều kiện phức tạp còn nhiều yếu tố
khác nữa cũng có ảnh hởng làmdịch chuyển vị trí các ranh giới thực trên
lát cắt.
Hiện tợng dịch chuyển địa chấn dẫn đến việc xác định sai lệch về
hình dạng, vị trí các mặt ranh giới phản xạ, thậm chí còn làm xuất hiện
những cấu tạo giả trong những vùng có cấu trúc địa chất phức tạp. Do đó
cần phải hiệu chỉnh để loại bỏ hiện tợng dịch chuyển địa chấn này. Việc
hiệu chỉnh nhằm chuyển vị trí các yếu tố phản xạ về vị trí thực đợc gọi tắt
là dịch chuyển địa chấn.
Dịch chuyển địa chấn là bớc xử lý quan trọng trong mỗi chu trình
xử lý. Dịch chuyển địa chấn không những đa các yếu tố phản xạ về vị trí
thực mà còn có tác dụng tích luỹ tín hiệu và là một bộ lọc nhiễu nhiều
mạch. Trong điều kiện địa chất phức tạp, qui luật vận tốc biến đổi nhanh
theo chiều ngang và chiều đứng, việc lựa chọn phơng pháp dịch chuyển
hiệu quả đóng vai trò quan trọng trong việc nâng cao chất lợng mặt cắt địa
chấn. Dịch chuyển địa chấn đòi hỏi khối lợng tính toán lớn. Sự phát triển
mạnh mẽ của công nghệ máy tính đã thúc đẩy sự phát triển nhanh của công
nghệ dịch chuyển địa chấn.
Để làm sáng tỏ vấn đề này có thể xét mô hình trên hình 4.13. Giả
sử trong lát cắt có một mặt ranh giới nằm nghiêng với góc , nếu phát

70

Thăm dò địa chấn trong địa chất dầu khí

sóng tại 2 vị trí A và B trên mặt quan sát thì tơng ứng với yếu tố phản
xạ CD trên mặt ranh giới (hình 4.13a). Tuy nhiên kết quả ghi đợc theo
chiều thẳng đứng sẽ phản ánh trên lát cắt vị trí mặt ranh giới CD có độ
nghiêng nhỏ hơn độ nghiêng thực của ranh giới (hình 4.13b).

Hình 4.13. Sự sai lệch vị trí mặt ranh giới trên lát cắt
do ảnh hởng mặt ranh giới nghiêng
Ta xét mối quan hệ giữa các điểm C,D trên lát cắt và toạ độ các
điểm phản xạ thực C, D.
Giả sử gốc toạ độ tại A. Thời gian ghi sóng ở A và B là t01 và t02 . Toạ
độ điểm C(x,z) đợc xác định là: C(0, vt01/2).
Toạ độ điểm C đợc xác định nh sau:
vt 01
vt 01
sin
cos )
C(
2
2
Có thể xác định góc theo: sin = v(t01- t02)/2AB
Thay thể giá trị góc vào công thức trên, ta có toạ độ điểm C (x,z) là:
vt 01
C(vt01 t/2AB,
2

v t
1

l

2

)

Với t = (t01 - t02)/2
Các công thức trên đợc sử dụng để xác định toạ độ thực của các
điểm phản xạ.
Xử lý dịch chuyển địa chấn mà kết quả là lát cắt thời gian gọi là dịch
chuyển thời gian. Trong trờng hợp vận tốc có sự biến đổi lớn theo chiều
ngang ta cần dùng dịch chuyển chiều sâu và lát cắt thu đợc là lát cắt theo
chiều sâu. Dịch chuyển chiều sâu đợc coi nh là xử lý nhận dạng
Dịch chuyển địa chấn đòi hỏi khối lợng tính toán lớn nên mặc dù
hiện tợng dịch chuyển và các thuật toán hiệu chỉnh dịch chuyển đã đợc
phát hiện từ lâu nhng chỉ khi kỹ thuật máy tính và công nghệ thông tin
phát triển các thuật toán này mới đợc ứng dụng có hiệu quả vào thực tế.
71


Mai Thanh Tân

Hình ảnh so sánh lát cắt địa chấn trớc và sau khi áp dụng thuật toán
dịch chuyển địa chấn đợc minh hoạ trên hình 4.14, ảnh hởng của nhiễu
tán xạ đã đợc loại bỏ. mặt ranh giới ở t =1.5s đợc thể hiện rõ hơn.

a

b

Hình 4.14. So sánh lát cắt địa chấn trớc (a) và sau dịch chuyển
Căn cứ vào thời điểm dịch chuyển có thể chia ra dịch chuyển trớc
cộng và sau cộng. Phân chia theo mục đích có dịch chuyển thời gian và
dịch chuyển chiều sâu. Phân chia theo thuật toán có 3 nhóm phơng pháp
dịch chuyển:
- Phơng pháp dịch chuyển tần số - số sóng F-K
- Phơng pháp Kirchhoff (phơng pháp biến đổi tán xạ hay biến đổi D)
- Phơng pháp dịch chuyển trờng sóng (dịch chuyển vi phân hữu hạn).
Ngày nay các kỹ thuật xử lý nh dịch chuyển thời gian trớc khi
cộng (PSTM), dịch chuyển chiều sâu trớc khi cộng (PSDM) đã đợc thực
hiện mang tính thơng mại.
4.7.1. Phơng pháp dịch chuyển tần số - số sóng F-K
Dịch chuyển F-K do Stolt đề xuất 1978 để thực hiện biến đổi trờng
sóng tán xạ. Phơng pháp dịch chuyển này sử dụng biến đổi Fourer 2 chiều
để biến đổi lát cắt địa chấn từ miềm t-x sang miền F-K (miền tần số- số
sóng). Tần số F là thành phần biến đổi Fourer theo thời gian và số sóng K là

72


Thăm dò địa chấn trong địa chất dầu khí

thành phần biến đổi Fourer theo không gian. Việc hiệu chỉnh dịch chuyển
đợc thực hiện trong miền F-K.
Trong môi trờng vận tốc không đổi, phơng pháp dịch chuyển F-K
có thể dịch chuyển chính xác các mặt phản xạ có góc nghiêng tới 900.
Trong điều kiện địa chất có mô hình vận tốc ít thay đổi, phơng pháp F-K
rất có hiệu quả vì sẽ giảm đợc đáng kể thời gian dịch chuyển. Trong
trờng hợp cấu trúc địa chất phức tạp, mô hình vận tốc thay đổi nhanh theo

chiều sâu và theo không gian phơng pháp dịch chuyển F-K không thật
chính xác.
Phơng pháp dịch chuyển F-K có thể thực hiện trớc hoặc sau khi
cộng ĐSC.
4.7.2. Phơng pháp dịch chuyển Kirchhoff (Biến đổi D).
Phơng pháp này có độ chính xác cao, ngoài hiệu chỉnh dịch chuyển
địa chấn còn có thể có khả năng khai thác chúng để nghiên cứu trờng sóng
tán xạ trong môi trờng đất đá nứt nẻ.
Cơ sở của phơng pháp dịch chuyển Kirchhoff dựa theo nguyên lý
Huyghen-Fresnel đợc mô tả bởi phơng trình Kirchhoff, khi đó có thể xem
mặt phản xạ nh tập hợp các điểm tán xạ. Theo nguyên lý Huyghen, sóng
truyền trong môi trờng đàn hồi không đồng nhất có thể xem nh sự cộng
chồng của các sóng tán xạ xuất hiện từ tập hợp các điểm của đối tợng khi
sóng tới (sơ cấp) đập vào chúng.
Dịch chuyển Kirchhoff đợc thực hiện bằng phép cộng các dao động
dọc theo BĐTK hyperbol của sóng tán xạ. Kết quả cộng đợc ghi vào đỉnh
BĐTK sóng tán xạ.

Phơng pháp biến đổi D
đơn giản nhất đợc tiến hành
nh sau:
Giả sử ta có băng địa
chấn nhiều mạch với các đờng xD
ghi yx(t) và sự phân bố tốc độ
đã biết v(x,z). Lấy trên lát cắt
điểm D bất kỳ có toạ độ (xD, zD)
và xét nh một yếu tố gây tán
ZD
xạ (hình 4.15)
Theo toạ độ điểm nổ và

thu ta tính đợc BĐTK lý
Hình 4.15. Mô hình biến đổi tán xạ
73


Mai Thanh Tân

thuyết của sóng tán xạ x. Sau đó cộng các mạch dọc theo đờng trùng với
BĐTK này

y ( xD , z D ) = y x ( XD + x )
x

ở đây x = x - xD là hiệu chỉnh động. Biên độ tổng y đợc đa lên
điểm D trên lát cắt thời gian. Đối với một tập hợp các điểm D khác nhau trên
mặt phẳng (x,z) ta thu đợc một bức tranh sự phân bố các yếu tố tán xạ dới
dạng lát cắt độ sâu động lực.
Thực vậy, trong các trờng hợp xảy ra, nếu điểm D chọn trùng với
điểm bất đồng nhất thực của môi trờng thì đờng cong trùng với BĐTK
sóng tán xạ và biên độ tổng cộng y có cờng độ lớn. Nếu điểm D không
phải là tâm tán xạ thì dọc theo đờng cong theo qui luật ngẫu nhiên hy vọng
y sẽ bằng 0.
Phơng pháp biến đổi D đòi hỏi khối lợng tính toán lớn và phải thực
hiện trên MTĐT. Khi đó lát cắt sâu tơng tự lát cắt thời gian động lực từ
các mạch tổng thẳng đứng với xD = const. Việc cộng sóng trong biến đổi D
tơng tự trong phơng pháp điểm sâu chung, chỉ khác là hiệu chỉnh động tơng
ứng với sóng tán xạ.
Khi xử lý tài liệu, Phơng pháp biến đổi D không chỉ từ băng địa chấn
mà còn có thể từ lát cắt thời gian ĐSC. Điều đó cho phép không chỉ xét
những phần khổi lợng tính toán mà còn phát huy u điểm của phơng

pháp ĐSC là hạn chế một cách đáng kể sóng nhiễu ngẫu nhiên không có qui
luật đặc biệt là phản xạ nhiều lần.
Trên băng điểm sâu chung theo tuyến x (hình.4.16), BĐTK sóng tán
xạ ĐSC tại điểm xD, zD, thực tế
trùng với BĐTK sóng phản xạ
từ mặt ranh giới phẳng đi qua
diểm D với góc nghiêng
(x x )
D
= arctg
. Khi x = xD
zD
thi BĐTK điểm sâu chung sóng
tán xạ và phản xạ trùng nhau
ĐSC = tĐSC. Điều đó bảo đảm
cộng đồng pha sóng tán xạ trên
các điểm tâm ĐSC nằm trên
yếu tố tán xạ ở tâm ĐSC.

Hình 4.16. Biến đổi tán xạ từ lát cắt ĐSC

74


Thăm dò địa chấn trong địa chất dầu khí

Càng ra xa D thì thời gian cực tiểu 0 của BĐTK ĐSC sóng tán xạ càng
tăng lên và càng doãng ra khác với BĐTK ĐSC sóng phản xạ. Vì vậy điều kiện
cộng sóng tán xạ bằng phơng pháp ĐSC sẽ xấu đi. Trên lát cắt thời gian sóng
tán xạ có dạng hypecbon theo BĐTK 0x, cực tiểu của chúng nằm ở điểm có

toạ độ xD. Cờng độ sóng tán xạ trên lát cắt thời gian động lực giảm dần về 2
phía của điểm xD này.
Trong phơng pháp biến đổi D lát cắt thời gian ĐSC đối với xD =
const, tính định lợng ox đối với các đờng ghi yx(t0) trong một đáy cộng.
Nếu tốc độ thay đổi theo chiều sâu Vtb(z) thì hiệu chỉnh tính theo công thức

ox =ox ox =


( x xD
2Z D
1 +

Vtb ( z )
zD


2


1




Khi đa hiệu chỉnh, ta cộng các đờng ghi theo hệ số trọng số dx và
đa kết quả y lên điểm D của lát cắt theo chiều sâu.

y (x D z D ) =

d y (
x

x

x

ox D

+ ox )

Trong đó dx = d(x - xD) giảm dần khi x - x0 tăng. Điều này cho phép
giảm cờng độ sóng tán xạ ở xa điểm tán xạ. Điều đó cũng cho phép hạn
chế ảnh hởng sóng tán xạ.
Phơng pháp Kirchhoff có thể thực hiện dịch chuyển theo thời gian
và theo độ sâu. Để chính xác hoá phơng pháp biến đổi tán xạ trên, ta cần
chú ý xung sóng tán xạ phụ thuộc vào hớng truyền sóng. Điều này là do sự
khác biệt giữa nguồn điểm và tâm tán xạ. Nguồn điểm tạo dao động truyền
theo mọi hớng với biên độ bằng nhau còn tâm dao động tạo ra dao động có
biên độ phụ thuộc vào hớng truyền sóng. Để hiệu chỉnh góc lệch, ta lấy
biên độ tại mạch cần hiệu chỉnh chia cho cos. Ngoài ra biên độ của sóng
tán xạ cũng chịu ảnh hởng khuyếch tán mặt sóng. Cuối cùng ta cần chú ý
rằng tâm tán xạ không phát một xung mà phát một dao động với tần số và
pha xác định.
Phơng pháp dịch chuyển Kirchhoff theo thời gian tính đờng
hyperbol tán xạ theo công thức từ mô hình vận tốc. Khi áp dụng dịch
chuyển theo độ sâu đờng cong hyperbol tán xạ đợc xác định theo phơng
trình tia sóng.
Trên hình 4.17 lấy thí dụ so sánh lát cắt địa chấn trớc và sau khi áp
dụng dịch chuyển theo phơng pháp biến đổi tán xạ. Trờng sóng phản xạ ở

phần dới lát cắt thời gian ở t = 1.5 2.0 s đợc thể hiện rõ ràng hơn sau
khi tiến hành dịch chuyển địa chấn.

75


Mai Thanh Tân

a

b

Hình 4.17. So sánh lát cắt địa chấn trớc (a) và sau dịch chuyển
theo biến đổi tán xạ (b)
4.7.3. Phơng pháp dịch chuyển trờng sóng (Dịch chuyển vi phân hữu hạn)
Phơng pháp dịch chuyển trờng sóng đợc thực hiện bằng cách sử
dụng giá trị sóng tán xạ ghi đợc ở một khoảng cách nào đó để ngoại suy
xuống vị trí nguồn phát sóng tán xạ. Khi đó BĐTK sóng tán xạ sẽ đợc quy
tụ về một điểm và đó chính là điểm sau dịch chuyển.Vậy ta vẫn coi ranh
giới phản xạ là tập hợp các tâm tán xạ và bắt đầu từ trờng sóng ghi đợc
trên mặt ta tìm trờng sóng tại các chiều sâu tăng dần. Nó chính là bớc hạ
trờng xuống dới. Sau mỗi bớc hạ trờng, trờng sóng nh đợc dịch
chuyển về vị trí máy thu hay tơng đơng với các máy thu đợc chuyển
xuống gần tâm tán xạ.các bớc dịch chuyển này đợc thực hiện liên tiếp
nhau. Số liệu đầu ra của mỗi bớc đợc lấy làm số liệu đầu vào ở bớc tiếp
theo và toàn bộ số liệu của trờng sóng sau quá trình dịch chuyển đó đợc
biểu diễn dới dạng mặt cắt đã dịch chuyển. Phơng pháp dịch chuyển
trờng sóng khác với dịch chuyển F-K hoặc Kirchhoff vì nó thực hiện dịch
chuyển theo nguyên tắc khối, trong đó số liệu địa chấn 2D đầu vào là lớp
trên cùng của khối dữ liệu và nhiều quá trình xử lý khác nhau đợc thực

hiện để tính các lớp dới tiếp theo. Việc chuyển trờng này đợc thực hiện
cho tới khi cả khối dữ liệu đã đợc xây dựng. Mỗi một lát cắt ở một bớc hạ
trờng có thể đợc cho là số liệu địa chấn thu đợc nếu nguồn nổ và máy
thu đợc đặt ở độ sâu đó. Nhóm dịch chuyển theo phơng pháp chuyển
trờng sóng sử dụng một số thuật toán nh sai phân hữu hạn FD, phơng
pháp F-X, dịch pha.
Phơng pháp dịch chuyển FD truyền thống sử dụng phơng pháp sai
phân hữu hạn để giải phơng trình sóng do Claerbout đề xuất.
Thuật toán FD này sử dụng vận tốc thay đổi theo thời gian và không
gian vrms(x,t). Hiệu chỉnh sự thay đổi vận tốc theo chiều ngang chỉ là gần
đúng nên phơng pháp FD của Claerbout chỉ thực hiện dịch chuyển theo
76


Thăm dò địa chấn trong địa chất dầu khí

thời gian. Phơng pháp dịch chuyển FD bao gồm 2 bớc: ngoại suy trờng
sóng và quy tụ. Bớc ngoại suy bao gồm hạ trờng sóng thu đợc ở bề mặt
theo phơng trình sóng. Mỗi bớc hạ trờng sóng tơng tự nh dịch chuyển vị
trí của các máy thu. Các bớc dịch chuyển đợc tiến hành kế tiếp nhau. Số liệu
đầu ra của mỗi bớc dịch chuyển đợc lấy làm số liệu đầu vào của bớc dịch
chuyển tiếp theo.
Để tính đợc trờng sóng tại các chiều sâu (thời gian truyền sóng) khác
nhau ta áp dụng phơng pháp vi phân toàn phần để giải phơng trình sóng của
Cleabout:
2
2
1 2
2 + 2 + 2 2 P( x, z, y ) = 0
x z t

Trờng sóng ghi đợc ở bề mặt là P(x,0,t), từ giá trị này ta dựa vào
phơng trình này ta cần tính giá trị P(x,z,0) là trờng sóng tại chiều sâu z ở
thời điểm t = 0
Trên hình 4.18 so sánh sự khác biệt giữa lát cắt địa chấn trớc và sau
khi áp dụng dịch chuyển theo phơng pháp dịch chuyển trờng sóng. Chất
lợng lát cắt đợc nâng lên rõ rệt sau khi áp dụng dịch chuyển địa chấn, các
sóng tán xạ ảnh hởng đến lát cắt đã đợc loại bỏ.
Thuật toán dịch chuyển FD đòi hỏi khối lợng tính toán khổng lồ.
Trong quá trình giải phơng trình sóng, nhiều giả thiết đơn giản hoá phơng
trình sóng đã đợc sử dụng nhằm giảm thiểu thời gian máy tính cho quá trình
dịch chuyển. Vì vậy có các thuật toán dịch chuyển FD 150, 300, 450 và 650.
Dịch chuyển địa chấn theo phơng pháp chuyển trờng sóng có thể
thực hiện trong điều kiện môi trờng vận tốc thay đổi. Tuy nhiên góc dịch
chuyển tối đa thờng chỉ đạt tới 650 và đợc thực hiện sau khi cộng điểm
sâu chung. Phơng pháp dịch chuyển theo thời gian trớc khi cộng F- K sử
dụng qui luật vận tốc không đổi hoặc chỉ thay đổi theo độ sâu nên trong
điều kiện địa chất phức tạp sẽ có những hạn chế đối với dịch chuyển các
mặt phản xạ nghiêng.

77


Mai Thanh Tân

a

b

Hình 4.18. So sánh lát cắt địa chấn trớc (a) và

sau dịch chuyển theo phơng trình sóng (b)
Gần đây phơng pháp dịch chuyển F-X sử dụng bộ lọc thay đổi theo
thời gian và không gian đợc phát triển và áp dụng. Dịch chuyển F-X có thể
áp dụng trong dịch chuyển thời gian và dịch chuyển chiều sâu và chính xác
hơn phơng pháp FD truyền thống.
Dịch chuyển địa chấn đòi hỏi khối lợng tính toán khổng lồ. Vì
vậy khi lựa chọn phơng pháp dịch chuyển này hay phơng pháp khác
phụ thuộc vào mức độ phức tạp của cấu trúc địa chất thời hạn và kinh phí
xử lý. Phơng pháp Kirchhoff, F-X có khả năng hiệu chỉnh dịch chuyển
với độ chính xác cao, tuy nhiên lại đòi hỏi thời gian máy gấp nhiều lần so
với dịch chuyển F-K. Vì vậy áp dụng kết hợp dịch chuyển F-K hoặc
Phase-Shift (bớc 1) với dịch chuyển F-X hoặc Kirchhoff (bớc 2) sẽ
nâng cao đợc hiệu quả của xử lý, dịch chuyển chính xác với thời gian
dịch chuyển nhanh hơn.
4.8. Các biện pháp hạn chế sóng nhiễu phản xạ nhiều lần.

Trong môi trờng địa chất phức tạp, khi các đối tợng cần khảo sát nằm ở
độ sâu lớn thì tín hiệu phản xạ thu đợc thờng rất yếu so với nhiễu. Một
trong số các loại nhiễu ảnh hởng lớn đến chất lợng tài liệu địa chấn phải
kể đến loại nhiễu phản xạ nhiều lần (PXNL). Nhiễu PXNL cũng là sóng
phản xạ nhng lặp lại nhiều lần trên các mặt ranh giới khác nhau nên việc
nhận biết và loại trừ chúng rất khó khăn, rất dễ nhầm lẫn trong minh giải tài
liệu. Loại sóng này có chu kỳ lặp khá phức tạp và có biên độ khác nhau tuỳ
thuộc vào đặc điểm các mặt ranh giới phản xạ có liên quan. Cho đến nay
mặc dù đã có nhiều biện pháp khắc phục song còn nhiều vấn đề cha giải
quyết tốt. Nghiên cứu lựa chọn các phơng pháp hạn chế sóng PXNL nhằm
nâng cao tỉ số tín hiệu/nhiễu không những trực tiếp góp phần cải thiện chất

78

Thăm dò địa chấn trong địa chất dầu khí

lợng tài liệu mà còn ảnh hởng tích cực đến quá trình xây dựng mô hình
tốc độ và chọn tham số xử lý.
Để hạn chế sóng PXNL, có thể đựa vào các đặc điểm sau:
- Dựa vào chu kỳ lặp: Sóng PXNL thờng lặp lại có tính chu kỳ, vì vậy
có thể dự báo thời gian xuất hiện và sử dụng bộ lọc tiên đoán và sai số tiên
đoán (trong miền T-X hoặc trong miền Tau-P) để loại trừ chúng.
- Dựa vào sự khác biệt về tốc độ truyền sóng: Khi xuất hiện đồng thời
với sóng phản xạ 1 lần từ các tầng sâu, sóng PXNL đã lặp lại từ các mặt
ranh giới nằm nông hơn nên tốc độ nhỏ hơn so với sóng phản xạ một lần.
Điều này cho phép hạn chế PXNL bằng cộng sóng điểm sâu chung, bộ lọc
F-K, lọc Radon.
- Dựa vào ảnh hởng của mặt thoáng: Sóng phản xạ một lần chỉ liên
quan đến các mặt ranh giới trong môi trờng, trong khi đó nhiều loại
sóng PXNL còn bị phản xạ từ mặt thoáng, vì vậy có thể hạn chế PXNL
trên cơ sở sử dụng lý thuyết trờng sóng.
4.8.1. Hạn chế sóng PXNL dựa vào tính chu kỳ
a. Lọc ngợc tiên đoán trong miền T-X:
Có những loại sóng PXNL xuất hiện có tính chu kỳ và có thể dự báo
đợc chu kỳ đó (sóng kèm, sóng vang từ đáy biển, sóng PXNL toàn phần từ
cùng một mặt ranh giới địa chất...). Để loại trừ các sóng PXNL loại này cần
sử dụng bộ lọc tiên đoán để dự báo thời gian xuất hiện sóng PXNL và bộ
lọc ngợc sai số tiên đoán để loại bỏ chúng. Bộ lọc này thực hiện trong hệ
toạ độ thời gian (t) và khoảng cách (x) nên đợc gọi là bộ lọc trong miền TX. Tính chất chu kỳ của sóng PXNL thờng chỉ đúng với các tia sóng đến
thẳng góc với mặt ranh giới, nghĩa là bộ lọc chỉ có hiệu quả với các mạch
gần nguồn nổ. Với các mạch xa thì chu kỳ lặp của sóng PXNL có sự thay
đổi, vì vậy trong điều kiện địa chất phức tạp cần phải kéo dài khoảng cách
thu nổ để sử dụng các mạch xa thì bộ lọc này bị hạn chế. Điều này đợc

khắc phục bằng sử dụng bộ lọc Tau-P.
b. Lọc ngợc tiên đoán trong miền Tau-P:
Để khắc phục những hạn chế của lọc tiên đoán trong miền T-X, trong
những năm gần đây ngời ta đã nghiên cứu và áp dụng thành công phơng
pháp cọng nghiêng, hay là lọc tiên đoán trong miền Tau- P. Biến đổi Tau-P
đợc sử dụng với những mục đích xử lý khác nhau, ở đây chỉ xét ứng dụng
biến đổi Tau-P để lọc sóng phản xạ nhiều lần.
Trong biến đổi Tau-P, trờng sóng đợc phân tích thành các
thành phần sóng phẳng. Từ nguồn phát, sóng đợc truyền đi theo mọi
hớng, sóng phản xạ từ mặt ranh giới đến các máy thu đặt cách nguồn
79