3.4.2 Годограф прямой волны

Поместим общий источник возбуждения сейсмических волн в центр кругового профиля наблюдений радиуса R и выберем такую систему полярных координат (R,Θ), чтобы полярная ось проходила вдоль простирания вертикальной слоистости, а полюс совпадал с точкой возбуждения, предполагая при этом - в целях симметрии результатов -, что последняя находится в центре межпластового пространства. Очевидно, что при такой системе наблюдений искомая функция - азимутальное время наблюдений t_R0-будет контролироваться числом пересечений пластов по выбранному азимуту, который в среднем равен 26⁰ В рамках принятых выше допущений можно заменить эту совокупность пластов одним толстым пластом с эквивалентной мощностью H_e=R<ρdsinΘ и расположить его в центре линии, соединяющей точку возбуждения О и точку приема Р с полярными координатами R и Θ (Рисунок 3.10).

Рисунок. 3.10 - Модель тонкого пласта для расчета времени первых вступлений

С учетом того, что скорости волн в основной породе и в тонких пластах равны V_oи V_iсоответственно, можно сразу же получить общее выражение для искомого азимутального времени прохождения прямой волны из точки О в точку P :

t_R,Θ = t_op = t_oA + t_AB + t_BP= OA / V_o + AB / V_i + BP / V_o. (3.1)

При этом очевидно, что AB=H_e/cosα₁, а из центральной симметрии рисунка следует, что OA=BP и OA + BP = 2S/sine = 2S/cosα, где 2S = PP'-H_e = RsinΘ-RρdsinΘ, e- угол выхода прямой волны из точки возбуждения, α- угол падения волны на эквивалентный пласт, αα₁–угол преломления на тонком пласте, определяемого из известного закона преломления.

3.5. Механическая модель волноводов по данным инструментальных наблюдений

3.5.1. Пространственное распределение землетрясений относительно пункта наблюдений

В процессе моделирования на ЭВМ рассматривалась возможность ис­пользования полученных выше формул для изучения влияния на сейсмическую анизотропию различных физических и пространственных характери­стик трещиноватых сред, таких как азимут простирания трещин, угол паде­ния и мощность, пространственная плотность и относительная скорость волн. Отрабатывалась также оптимальная схема наблюдений, методика обработки полевых данных и представления результатов.

Выяснилось, что при изучении анизотропии проходящими, волнами вопрос, связанный с выбором землетрясений, играет заметную роль.

Очевидно, что это наиболее естественная система выбора связана с группированием сейсмических событий вдоль и поперек структур. В процессе обработки выяснилось, что отношения амплитуд продольных и поперечных волн для землетрясений отличаются в два раза (Рисунок 3.11).

Рисунок 3.11 - Отношение амплитуд продольных и поперечных волн в азимутах 0-360⁰

Из общих соображений ясно, что при изучении азимутальной сейсмической анизотропии информация о параметрах анизотропии содержится в разностном поле времен At = t_a - t_n, где t_a- наблюдаемое поле времен при наличии анизотропии, t_n- нормальное поле времен, в отсутствие анизотропии. Отличие отношений амплитуд в два раза не может быть случайным, а отражает общие свойства неоднородностей земной коры. Для первого квадранта в азимутах от 0⁰ до 90⁰ отношение амплитуд P и S волн составляет порядка 6. Для второго квадранта это отношение равно в среднем 4. Для третьего это отношение равно в среднем 4. Для четвертого – 3.5

Это означает, что видимые времена пробега S волн отличаются от фактических вдоль и поперек тектонических структур.

Это соответствует строению земной коры вблизи пункта наблюдений (Рисунок 3.12), тектонические нарушения которой представлены меридиональными (Лимурчанскими) разломами, а также разломами северо-восточного простирания (Удыльский разлом).

Рисунок 3.12 - Схема тектонических нарушений вблизи пункта наблюдений /27/