A hullámszám szerinti szűrés terepi alkalmazása Szakdolgozat

Miskolci Egyetem Műszaki Földtudományi Kar Geofizikai és Térinformatikai Intézet Geofizikai Intézeti Tanszék

A hullámszám szerinti szűrés terepi alkalmazása Szakdolgozat

szerző: Hubert Adrián szakirány: Műszaki Földtudományi Ipari konzulens: Dr. Gombár László ügyvezető, GEOSEIS Consulting Bt. Tanszéki konzulens: Dr. Ormos Tamás egyetemi magántanár

Miskolc, 2014. I

Eredetiségi nyilatkozat "Alulírott Hubert Adrián, a Miskolci Egyetem Műszaki Földtudományi Karának hallgatója büntetőjogi és fegyelmi felelősségem tudatában kijelentem és aláírásommal igazolom, hogy ezt a diplomatervet / szakdolgozatot meg nem engedett segítség nélkül, saját magam készítettem, és a diplomatervben csak az irodalomjegyzékben felsorolt forrásokat használtam fel. Minden olyan részt, melyet szó szerint, vagy azonos értelemben, de átfogalmazva más forrásból átvettem, egyértelműen, a forrás megadásával megjelöltem."

Miskolc, 2014. május 08.

................................................... a hallgató aláírása

II

Tartalomjegyzék 1.

Bevezetés

1

1.1. Introduction

2

1.2. Történeti áttekintés

3

1.3. Szeizmikus módszerek az olaj és gázkutatásban

4

1.3.1.További szeizmikus technológiák 2.

5

A hullámszám szerinti szűrés

6

2.1. Mérési elv

6

2.1.1. Felbontóképesség

7

2.2. Geofonelrendezések alapjai

7

2.2.1. Kutatási mélység

8

2.3. Geofoncsoportok és a zaj viszonya

8

2.3.1. Zavarérzékenység

8

2.4. A jel és a koherens zaj tulajdonságai az időtartományban 2.4.1. A Nyquist frekvencia

14

2.4.2. Időbeli mintavételezési hiba (temporal aliasing)

15

2.5. A jel és a koherens zaj tulajdonságai a tértartományban

3.

4.

13

16

2.5.1. Látszólagos sebesség

18

2.5.2. Látszólagos hullámhossz

18

2.5.3. Térbeli mintavételezési hiba (spatial aliasing)

19

2.5.4. Térbeli Nyquist frekvencia és hullámhossz

21

2.5.5. Térbeli mintavételezési hiba az idő-távolság tartományban

21

2.5.6. A térbeli mintavételezési hiba hátránya

22

2.5.7. A maximális aliasing-mentes frekvencia

23

Vevő elrendezések

24

3.1. Az elrendezések típusai

24

3.2. Időbeli és térbeli frekvenciaszűrési elrendezések

26

Az egyenközű elrendezés

27

4.1. Lineáris elrendezés kimenő jele

29

I

4.2. A lineáris elrendezés alapvető tulajdonságai

31

4.3. A bemetszések fizikai jelentése

33

4.4. A lineáris elrendezés hatékonysága

33

4.4.1. Az elemek számának (n) hatása a csillapítás mértékére

35

4.4.2. A lineáris elrendezés alkalmazhatósága

35

4.4.3. A lineáris elrendezés hatása a visszavert jelre

35

4.5. Szeizmikus adatok feldolgozásának módjai

36

4.6. Feldolgozott mérések értelmezésének menete

36

A terepi mérés és feldolgozás

5.

38

5.1. A terepi mérés 5.1.1. A mérés helye

38

5.1.2. A méréshez használt felszerelés

39

5.2.

Terepi mérések feldolgozása

41

Összegzés

6. 6.1 7.

38

48

Summary

49

Irodalomjegyzék

50

II

1.

BEVEZETÉS A szakdolgozat a hullámszám szerinti szűrés terepi alkalmazását mutatja be, ez a szeizmikának az érzékelők megfelelő telepítésével foglalkozó része. A sikeres földtani értelmezéshez elengedhetetlen ismerni és alkalmazni a különböző geofoncsoportokat. A dolgozatom első részében a reflexiós szeizmikus kutatás történetével, valamint napjainkban a szénhidrogén kutatásban az ipari alkalmazási területeivel és módszereivel foglalkozok. Itt bemutatásra kerül, hogyan fejlődött és hol tart most ez a kutatási ág. A hullámszám szerinti szűrés működésének megértéséhez elengedhetetlen a jelenség fizikai hátterének ismerése, ezért a dolgozat második része az ehhez szükséges alapokat mutatja be. A méréseket, illetve a jelet befolyásoló zajok megjelenése és viselkedése is itt kerül tárgyalásra, különös tekintettel a mintavételezési hibákra (aliasing). A következő részekben a különböző geofonelrendezések kerülnek bemutatásra. Ezek közül az egyenközű, lineáris elrendezéssel foglalkoztam behatóbban. Ebben a részben a geofoncsoportok szűrőhatását ismertetem. Végül az utolsó részben saját méréssorozatok alapján vizsgálom az egyes elrendezések hatékonyságát. Ehhez terepi mérést és azt követő szoftveres adatfeldolgozást végeztem. Az adatok feldolgozásának lépései valamint a feldolgozott mérések értelmezése is itt kerül tárgyalásra.

1

1.1. INTRODUCTION This thesis describes the field applications by field application of filter by wavenumber, this part is the correct installation of the sensors of seismic method. The successful geological interpretation is essential to recognize and apply various geophone arrays. In the first part of my thesis i dealing with the history of reflection seismic research and exploration industry today, and also with the field of applications and methods. Here is presented, how it evolved and where it takes the research industry right now. Filtering function by wave number needed to understand the knowledge of the physical background of the phenomenon, so the second part of the thesis presents the necessary funds. The appearance and behavior of the noise that affect the measurements and the signal are also discussed, particularly with regard to sampling errors (aliasing). The following sections are presented in a variety of geophone arrays. Among them, the equidistant linear arrangement I looked closely. In this section, I present the geophone array filter effects. Finally, the last section, I examine the performance of each series of measurements on their own layouts. To do this, I made field measurements and thereafter software data processing. Steps for data processing and interpretation of the processed measurements is also discussed in this section.

2

1.2. TÖRTÉNETI ÁTTEKINTÉS A földtani kutatásban és ezen belül a szénhidrogén kutatásban jelentő szerepet tölt be a reflexiós kutatás. A reflexiós szeizmikus kutatás kezdete 1913-ra tehető, ekkor a mérések célja még csak a vízmélység meghatározása és a jéghegyek kimutatása volt akusztikus hullámok segítségével. Az első indukción alapuló geofon megszerkesztése Galitzin (1906) orosz herceg érdeme, az első földtani célú sikeres szeizmikus reflexiós mérés Karcher (1921) nevéhez köthető, aki az agyag alatt elhelyezkedő mészkő reliefjét követte. A CHkutatásban az első eredményt szeizmikus reflexiós módszerrel az oklahomai Maud mező felfedezésével érték el 1927-ben. (Geofizika alapjai: Pethő G., Vass P. (2011)) A Seismos nevű vállalt 1922-ben kezdett méréseket a szénhidrogén közvetett kutatásában fontos sódómok felkutatásában, ez a módszer sikeresnek bizonyult, mivel a kősóban a rugalmas hullámok terjedési sebessége mintegy kétszer nagyobb, mint a környező üledékes képződményekre jellemző sebesség érték, így két robbantó pontot és legyezőszerűen több vevőt alkalmazó mérési elrendezéssel a refrakció révén a sódóm helye kijelölhető volt. Az első siker a texasi Orchard nevű sódóm kimutatása volt 1924-ben. (Geofizika alapjai: Pethő G., Vass P. (2011)) Ezen eredmények után a szeizmikus reflexiós módszer – a rugalmas hullámok visszaverődésének vizsgálata - alkalmazása egyre nagyobb teret hódított a földtani kutatásban. 1932-ben vezették be az automatikus erősítésszabályozást, 1933-ban használtak először geofon csoportot. 1939-ben a zárt "hurkot" képező mérési szelvények alkalmazásával a reflektáló felületek kijelölésének megbízhatóságát sikerült növelni. A második világháború végén tengeri szeizmikus méréseket végeztek a Mexikói-, és a Perzsaöbölben, továbbá a Kalifornia menti shelf területen is. 1953-ben vezették be a fotóregisztrálást felváltó mágnesszalagos regisztrálást. Ugyanebben az évben volt az első vibrátoros rezgéskeltéses szeizmikus mérés. Az 1960-as évektől az adatokat digitális formában rögzítették, ez lehetővé tette a számítógépes feldolgozást, ami az értelmezést egy új szintre emelte, ugyanis olyan feldolgozási műveleteket is el lehetett végezni, ami korábban megvalósíthatatlan volt. Ebben az időben a számítógépek kapacitása nem volt elégséges a 3D-s mérések feldolgozásához, erre egészen a 80-as évekig várni kellett. A telemetrikus mérési rendszer alkalmazása révén a csatornaszám korábbihoz képesti többszöröse lett biztosítható. A mai CH kutató reflexiós mérések több ezres

3

csatornaszámmal dolgoznak. A hardware-s részek folyamatos fejlesztése mellett a megfelelő feldolgozói, értelmezési és az eredményeket megjelenítő software rendszerek is óriási fejlesztéseken mentek keresztül, a 3D-s interaktív munkaállomások lehetővé tették a rezervoár és környezete részletes megismerését. (Geofizika alapjai: Pethő G., Vass P. (2011))

1.3. SZEIZMIKUS MÓDSZEREK AZ OLAJ ÉS GÁZKUTATÁSBAN A szeizmikus hullámok nem csak a földrengések vizsgálatára jók, hanem a felszín alatti szénhidrogén tárolók feltérképezésére is. Szeizmikus hullámokat –ahogyan a földrengések tanulmányozására is – gyakran használnak olaj és földgáz felszín alatti kutatására. Ezek az energiahullámok keresztülhaladnak a felszín alatt, ahogyan a hang is terjed a levegőben. Szénhidrogén kutatásban lökéshullámokat keltünk a földben, amik lehatolnak, majd visszaverődve a felszínre érkeznek. A geofizikusok a beérkezéseket rögzítik és feldolgozzák, hogy az olaj és gázlelőhelyeket lehatárolják. Az energiahordozók kutatásában használt eljárás neve szeizmikus reflexiós módszer. ((Földrengések vizsgálatánál, a hullámok forrása maga a földrengés, amit kutatunk.)) A reflexiós

szeizmikában

szükségünk

van

valamiféle

elfogadható

energiaforrásra

(rezgéskeltés), továbbá megfelelő mennyiségű és módon telepített szeizmikus szenzorra a föld felszínén, ami a visszavert jelet rögzíti. Tehát, a szeizmikus hullámok behatolnak a földbe, visszaverődnek és a felszínen telepített geofonok felveszik ezeket a reflexiókat. Többféle rezgéskeltési mód létezik, a legismertebb és a szárazföldön leggyakrabban használt az úgynevezett vibroseis eljárás. Ezen járművek tömege 27-30 tonna, aljukon egy vibrolappal, amit a felszínhez nyomnak és a járműre épített hidraulikus rendszer segítségével meghatározott frekvencia tartományon rezgetnek. Így a vibroseis – amit forrás-állomásnak is nevezhetünk – lesz a szeizmikus hullámok forrása. A generált hullámtér a forrásponttól három dimenziós hullámként terjed, lehatol, majd visszaverődik. A reflektált hullám minden egyes rétegen áthalad, majd a felszínen telepített szenzorok rögzítik a beérkező jeleket, ezek neve: geofon. A vevők meghatározott geometria szerint vannak elhelyezve a felszínen a vizsgált terület felett. A szenzorokból érkező jelet vizsgáljuk, hogy képet kapjunk a föld belsejéből, nagyon pontos geológiai képet kapva a kérdéses helyről. 4

Amikor a reflektált hullámtér visszaér a földfelszínre, ahol a geofon van, ahogy a föld mozog, úgy mozog a geofon borítása is. A borításhoz egy mágnes van rögzítve, körülötte pedig egy réztekercs van felfüggesztve, így a föld rezgéséből adódóan a tekercs mozog a mágneses mezőben, ami feszültséget indukál. Ez egy nagyon egyszerű berendezés, de mára, annyira érzékennyé vált, hogy pl. 30 km/h szélsebesség mellett nem lehet felvételeket készíteni, mivel a szél mozgatja a növényzetet és ez zajt kelt a felvételen. Ez háttérzajnak minősül, ami nem kívánatos, még a geofon tetején mászó apró bogár is képes zajt kelteni az adott geofonon.

1.3.1.

TOVÁBBI SZEIZMIKUS TECHNOLÓGIÁK

A szárazföldi mérések mellett vannak a tengeri mérések, ezek másfajta technológiát használnak, mint a szárazföldön végzett mérések, mivel a környezetvédelmi szempontok miatt (élőlények), kizárólag airgunt használnak forrásként. Ezeket a berendezéseket a hajó után húzzák, az airgun sűrített levegő segítségével nagy energiájú nyomáshullámot keltünk. A hullám végighalad a víztesten, behatol a tengerfenék alá és átvilágítja az ott található geológiát, majd visszaverődik és a hajó után húzott hidrofonok veszik a beérkező jeleket.

5

2.

A HULLÁMSZÁM SZERINTI SZŰRÉS

2.1.1.

MÉRÉSI ELV

Azon rugalmas rezgések mérése térben és időben, amik a belső akusztikus határfelületekről visszaverődnek vissza. A hullámok forrása lehet impulzusszerűen (pl. robbantás) vagy vezérelt harmonikus forrással (vibroseis) mesterségesen keltett. A rezgéskeltés leggyakrabban a felszínen vagy annak közelében történik, a visszaverődő jelek vételét általában a felszínen elhelyezett érzékelők (szeizmométerek vagy más néven geofonok), biztosítják, gyakran ezeket csoportosan alkalmazva a vett jelet a szeizmikus műszer rögzíti digitális formában. (http://www.mfgi.hu/en/node/432) A reflexiós szeizmika a legköltségesebb, de az alkalmazott geofizikának a legsikeresebb ága az olajkutatásban. A módszer kiválóan alkalmas üledékes medencék így potenciális szénhidrogén tárolók kutatására. Nem véletlen, hogy a mérés technológiáját és alkalmazási eljárásait eredetileg az ipari olajkutatás céljaira fejlesztették ki. A műszerek több ezer talajra telepített vagy tengervízben vontatott rezgésérzékelő-csoport jelét külön digitális csatornákon egyidejűleg rögzítik. (http://www.mfgi.hu/en/node/432) A felszín alatti féltér megismeréséhez a terepi regisztrátumnak bonyolult adatfeldolgozáson kell átesni, az így kapott szerkezeti kép egy szelvénysíkban (vagy 3D blokkban) a reflexiós szeizmikus időszelvény, melyet egy függőleges síkú téglalapként kell elképzelni. Vízszintes iránya a mérés nyomvonalával esik egybe, a függőleges irány pedig a reflexiós idő. Az időszelvényben a belső akusztikus határfelületek reflexiókkal vannak képviselve. A reflexiók annál erősebbek, minél nagyobb a szóban forgó felület alatt és fölött lévő réteg akusztikus impedanciájának kontrasztja. E fizikai mennyiség a közegek sűrűségének és a bennük terjedő rugalmas hullám sebességének függvénye. Az időszelvényből mélységszelvényre történő átszámítás csak akkor ad megfelelő pontosságú eredményt, ha ismerjük az adott kőzetekben a hullámterjedés sebességének eloszlását. Ezen adatok egyéb geofizikai módszerekből, pl. mélyfúrás geofizikai mérésekből megszerezhetők. (http://www.mfgi.hu/en/node/432) A hullámszám szerinti szűrést terepi körülmények között geofoncsoportokkal valósítható meg. A geofoncsoport elnevezés, a szeizmikában, egy sor vevő vagy vevők és rezgésforrások különböző kombinációja, a használható szeizmikus adatok növelésének érdekében. 6

FELBONTÓKÉPESSÉG

2.1.2. A

reflexiós

szeizmikus

kutatómódszer

a

felszíni

kutatómódszerek

közül

nagyságrendekkel kiemelkedik a felbontóképesség tekintetében. Az alkalmazott jelforrások frekvencia-karakterisztikájától függ a felbontóképesség abszolút értéke. A nagyfrekvenciájú jelforrások jelének behatolási mélységét a kőzetek megváltoztathatatlan természetes fizikai tulajdonsága, a frekvencia növekedésével egyre erősödő mértékű csillapítás lényegesen korlátozza. Ezért a felbontást relatív skálán érdemes megadni. Eszerint reflexiós szeizmikus módszerrel 5 km-es mélységben 25 m-es különbségek is kimutathatók, ami 0.5 %-os felbontásnak felel meg. Ez magasabb akusztikus frekvencia tartományú vizsgálatoknál is érvényes, pl. cm-es nagyságrendű inhomogenitásokat is ki lehet mutatni pár m-es behatolási mélység esetén. (http://www.mfgi.hu/en/node/432)

2.2. GEOFONELRENDEZÉSEK ALAPJAI Az elrendezések három célja: 1. A jel/zaj arány javítása többszörözéssel: a véletlenszerű zajok csökkenése egyenes arányban van √𝑛-el ahol „n ” az egyes érzékelők száma 2.

A rögzített adat térbeli aliasingját megakadályozza

3.

Csökkenti a koherens zajokat. Koherens zajoknak nevezzük minden

nemkívánatos lineáris eseményt a szeizmikus felvételen. Habár a jel és a koherens zaj definíció kérdése. A reflexiós kutatások alkalmazásakor az elsődleges visszaverődés hordozza a földtani információt, minden más esemény zajnak minősül. Refrakciós vizsgálatnál a reflexiók nem kívánt módon interferálnak a refrakciós beérkezésekkel, emiatt zajként kezelendő. Ezért e kívánalmak alapján a rögzített szeizmikus hullámok két csoportba oszthatóak: a.

sosem kívánatosak: 1.

Felszín közelben keletkezett lineáris események: felszíni hullám,

széllökés, csapdázódott hullámok, visszaverődött első beérkezéses refrakciók és oldalmozgások a felszíni diszkontinuitások miatt. 2.

Mélyebb keletkezésű lineáris események: reflektált refrakciók és

oldalmozgások eltemetett geológiai szerkezetek hatására

7

3.

nem lineáris események: rövid és hosszú periódusú többszörös és

átalakult hullámok. b.

A vizsgálat módjától és céljától függően kívánatosak vagy nem kívánatosak: 1.

Refrakciók: reflexiós méréseknél zajként, refrakciós méréseknél

jelként jelentkezik. 2.

Diffrakciók: a diffrakciók keletkezése alatti rétegek feltérképezésénél

zaj, hibák meghatározásánál jel. 3.

2.2.1.

első reflexiók: refrakciós mérésnél zaj, reflexiós mérésnél jel.

KUTATÁSI MÉLYSÉG

A reflexiós szeizmikus kutatási módszer kutatási mélysége két fő tényezőtől függ, az egyik a regisztrálás időhossza, a másik pedig a rezgéskeltés intenzitása, aminek a két szélső esete az atomrobbantás és a kézi kalapács. Az elsőnél a teljes Föld átvilágítható, a másik esetben a behatolási mélység nem éri el a 100 m-t. Köztes behatolású technikák kisebb robbantásokat, súlyejtést, vibrátorokat, elektromos rezgéskeltőket, sűrített gázokat használó eszközöket alkalmaznak. Üledékes kőzetösszletek finomszerkezetének kutatására, víz alatti közegben, a precíziós piezo jelforrások és vevők a legmegfelelőbbek. A regisztrálás idejét az elérni kívánt kutatási mélység határozza meg, pl. 4-6 másodperc hosszúságú felvétel kb. 10 km-es mélységnek felel meg. (http://www.mfgi.hu/en/node/432)

2.3. GEOFONCSOPORTOK ÉS A ZAJ VISZONYA 2.3.1.ZAVARÉRZÉKENYSÉG A mérések pontosságát különböző zavarjelek rontják, ami keletkezhet magából a mérésből, valamint természetes forrásból is. Az utóbbiak véletlenszerű, de mindig jelen lévő rezgések. Mértékét a mérési körülmények befolyásolják (széltől, emberi tevékenységtől, természetes szeizmicitásból, stb. adódó), tehát az értéke széles határok között mozoghat. Kiszűrésükre a leghatékonyabb módszer a zajok rendezetlenségének kihasználása. A szeizmikus reflexiós méréseknél a reflexiók érzékelése nem egyedi geofonokkal, hanem több tucat geofont tartalmazó csoportokkal történik, melyeknek jele elektromosan összegződik, még a felvevő műszer bemenete előtt. Ezáltal az egyidejűleg beérkező

8

koherens hasznos jelek aránya erősen növekszik a véletlen zajokkal szemben. (http://www.mfgi.hu/en/node/432) A gerjesztett hullámtérben olyan koherens hullámcsomagokat tartalmazó zavarjelek keletkeznek, amelyek a szerkezetföldtani elemek geometriai leképezése szempontjából károsak. Ilyenek, pl. a rezgéskeltés nagyintenzitású felszíni zavarhullámai vagy a vetők peremén keletkező diffrakciós hullámok, továbbá a határfelületek között többször visszaverődött úgynevezett többszörös reflexiók. Mivel ezek a hullámok egyes paramétereikben jól elkülöníthetőek a hasznos jelektől, ezért hatékonyan kiszűrhetők a feldolgozás során a jelkészletből. (http://www.mfgi.hu/en/node/432) Zaj az egyik legfőbb probléma a szeizmikus kutatásban. Ha zaj konzisztens, megismétlődő formát mutatna, akkor csökkenteni lehetne a mértékét. A felismert, ismétlődő zaj geofoncsoportokkal megszüntethető. Először meg kell érteni milyen típusú zajok, fordulhatnak elő. Rayleigh vagy felszíni hullám a zajnak az a formája, amikor az erodált réteg rezeg a rezgéskeltés hatására. Ugyanis a felszíni hullám hatására a részecskék kör- ellipszis pályán kezdenek mozogni így a zaj vertikális komponense függőlegesen is mozgatja a geofont ahogy a hullám halad a felszínen. A felszíni hullám koherens zajok soraiként jelenik meg felvételen, ami végigfut az adatokon: ezért a felszíni hullám mintája felismerhető az egyik csatornától a másikig.

9

1. ábra: A test és felületi hullámok együttes szemléltetése (Csókás, 1984) Az 1. ábrán az SV, P, SH testhullámok, továbbá a Rayleigh és a Love felületi hullámok láthatók. A hullám mind az öt esetben balról jobbra, x-irányban halad. Látható továbbá, hogy a nyírási hullámnak is van függőleges irányú komponense, így ez a hullámfajta is zajként jelenik meg a szeizmogrammon. (http://digitalisegyetem.hu/elearning/view.php?subject_ID=MFGFT6001T&lesson_I D=9&imp=3&t1=2&t2=3&t3=4&t4=8)

10

2. ábra: Test és felületi hullámok megjelenése szeizmogramon (Musset, Khan, 2000 alapján) A 2. ábrán egy szeizmogram képe látható, a regisztrálás két horizontális síkban (KNy-i, illetve É-D-i) és vertikálisan (felfelé-lefelé) történt. Az ábráról leolvasható, hogy a felületi hullámok nagy amplitudóval jelentkeznek. . A Rayleigh hullám markánsan jelentkezik a vertikális és a horizontális (jelen esetben K-Ny-i) szeizmométer regisztrátumán, míg a Love hullám csak a horizontális szeizmogramon jelentkezik (itt az ÉD-i regisztrátumon). (http://digitalisegyetem.hu/elearning/view.php?subject_ID=MFGFT6001T&lesson_I D=9&imp=3&t1=2&t2=3&t3=4&t4=8) A nem ismétlődő formában megjelenő zajokat inkoherens vagy véletlenszerű zajnak nevezzük. A véletlenszerű zaj összegzéssel kiszűrhető, ezért általában a legnagyobb gondot az okozza a terepen, hogy hogyan szűrhető ki a koherens zaj a terepi mérésekből. A nagy amplitúdójú koherens zaj olyan mértékű lehet, hogy az alacsony amplitúdójú reflexiókat esetleg elnyomhatják a véges műszerdinamika miatt, ezért célszerű már a terepen a koherens zajok csökkentése. Ezen zajok a szeizmikus felvételen végig megjelennek, míg a véletlen zajok nem mutatják ezt a tulajdonságot, a felvételen időnként megjelenő nagy amplitúdójú csúcsokként jelentkeznek. Az összefüggő és véletlenszerű zaj mellett létezik úgynevezett pszeudo-véletlen zaj, ami akkor jelentkezik, amikor az érzékelők olyan messze vannak egymástól, hogy a koherens zaj nem jeleneik meg a felvétel teljes hosszán. A véletlenszerű zaj csökkenthető,

11

a geofoncsoporton belül az érzékelők távolságának növelésével így az egyes geofonok jeleinek zaja nem korrelál egymással. Például egy szélroham egyszerre érhet két geofont ha túl közel vannak egymáshoz, viszont ha elég távol vannak egymástól csak az egyiket éri ez a hatás és véletlenszerűvé válik a zaj. A geofonok távolságának növelését ilyen megfontolásból végzik, zajcsökkentő faktornak nevezik. A zajcsökkentő faktor: √𝑛 ahol „n” a geofonok száma, ezért a csoportokon belül a geofonok távolságát kell figyelembe venni. A koherens zajok csökkentését, a geofoncsoportok méretét, távolságait, súlyozását és elhelyezkedését szintén figyelembe kell venni. A zajok a felületi hullámokkal együtt, horizontálisan mozognak a rezgéskeltéstől, különböző sebességgel, hullámhosszal és frekvencia karakterisztikával. Ahogy a felületi hullám halad a vízszintes felületen a részecskék mozgása durván elliptikus a terjedésre merőleges síkon. Következésképp a felületi hullám a geofonokat függőleges irányban rezgeti. A geofonok elhelyezhetőek olyan formában hogy az összegzett jelük kiejtse a horizontálisan terjedő zajokat miközben a reflexiók vertikális jeleit hozzáadja.

3. ábra: Adott hullámnál a két geofon együttes jele nullára adódik (Evans, 1997 alapján) A 3. ábrán egyszerű horizontális irányba terjedő hullám és két vevő látható közel egymáshoz, a két érzékelő fél hullámhossz távolságba van egymástól, így ahogy a hullám halad a geofonok teljes vertikális kimenő jelének összege nulla lesz, habár a vertikálisan reflektált beérkező hullám többlet jelet okoz, mivel a hullámfront fázisban van a vevő elrendezéssel. Így lehet csökkenteni vagy elnyomni a vízszintes hullámokat, miközben a hasznos vertikális hullámok jelei erősödnek. Valódi terepi méréseknél a felületi hullám sokféle hullámhosszból áll, továbbá az összetevői a vonal mentén pontról pontra változhatnak. Ezen okból kifolyólag kettő helyett több geofont alkalmaznak a méréseknél. Néhány elrendezés mintája 2-D, hogy a vonal menti zajok mellett az oldalról érkező zajokat is elnyomja, csökkentse. A felületi hullámok sávszélessége ökölszabályként 0,5-1,5szöröse a számított frekvenciának. Emiatt, ha a felületi hullám domináns frekvenciája 20Hz gyakran a sávszélesség 15-30 Hz közötti, míg ha a frekvencia 30 Hz a sávszélesség 15-45 Hz. Ha a geofonok egyforma távolságban, egyvonalban helyezkednek el a csoporton belül, 12

azt egyenközű vagy lineáris elrendezésnek nevezzük. Különböző variációi lehetnek pl. a súlyozott elrendezés. A geofonelrendezések tárgyalása előtt tisztázni kell, hogy a gyakorlatban az elrendezéseknek nem ideális a karakterisztikája. A geofoncsoportok hatékonysága csökkenhet: 1. A geofonok távolságainak hibáiból a terep, vagy a rossz lehelyezés miatt. 2. magasságkülönbségek (szárazföld) kábel mélység különbség (tenger) 3. beérkezési eső különbségek a felszín közeli réteg vastagság különbségei miatt 4. érzékelő érzékenysége és csatolás minősége 5. felszíni hullámok karakterisztikájának változása a felszín közeli réteg litológiai paraméterek változásának hatására Bár a geofoncsoportok alkalmazása csak mérsékelten csökkenti a koherens zajokat, alkalmazásuk mégis fontos lépés, mivel a felületi hullámok kis csökkenése is a jel minőségének növekedését és a jel-zaj arány javulását eredményezi.

2.4. A JEL ÉS A KOHERENS ZAJ TULAJDONSÁGAI AZ IDŐTARTOMÁNYBAN A szeizmikus nyom egy analóg jel, ami a talaj mozgását mutatja az idő függvényében, amplitúdója arányos a föld elmozdulásának mértékével. Digitális adatrögzítésnél az amplitúdókat az idő függvényében tároljuk, egyenközűen mintázva a jelet és a mért amplitúdó értékeket rögzítjük. A mintázás gyakoriságát a mintázási intervallum adja meg 4.ábra.

4. ábra: Egy szeizmikus csatorna diszkrét mintákkal ábrázolva (Pap, 1983 alapján) A szeizmikus jel frekvenciatartománya széles, különböző amplitúdókkal, ezért a frekvenciakomponensek összegével jellemezhető (Fourier komponensek). Minden egyes 13

frekvencia komponens jellemezhető egyetlen hullám meghatározott amplitúdójával és szakaszával 5. ábra.

5. ábra: A frekvencia és a mintázási köz kapcsolata (Pap, 1983 alapján) A

mintázási elmélet szerint két nem nulla minta periódusonként egyértelműen

definiálható valamely frekvencia és a felharmonikusai segítségével. Ezért a pontos mintavételezési gyakoriság meghatározásánál megadható egy maximális frekvencia, ezt „Nyquist frekvenciának” nevezzük.

2.4.1.

A NYQUIST FREKVENCIA

A Nyquist frekvencia egyenlő a mintázott jel sávszélességének a felével. A mintázott jel spektruma folytonos, a tartományánák kezdőpntja 0Hz. A Nyquist frekvencia a legmagasabb frekvencia ami a mintában szereplő jel egyértelműen képvisel. Az a (legalacsonyabb) frekvencia, amely mellett még a jel legmagasabb (térbeli) frekvenciája sikeresen visszaállítható. A legmagasabb frekvencia, amelyet az adott mintavételezési frekvencia/gyakoriság mellett egy diszkrét jellel ábrázolni tudunk. A Nyquist-frekvencia meghatározza a mintavételezési frekvenciát. A mintavételezési ráta (és általában a mintavételi frekvencia) a Nyquist-frekvencia kétszerese. Nevezik még olykor Nyquist mintavételezési határnak, vagy Nyquist határnak is, vagy egyszerűen csak mintavételezési rátának. 𝑓𝑁 =

1 𝐻𝑧 2∆𝑡

Ahol ∆t egyenlő a mintázási időközzel (ms)

14

IDŐBELI MINTAVÉTELEZÉSI HIBA (TEMPORAL

2.4.2.

ALIASING) A mintavételezésnél a maximálisan visszanyerhető frekvencia a Nyquist frekvencia, ennél nagyobb frekvenciák alacsonyabb frekvenciaként fognak megjelenni. A Nyquist frekvencia feletti frekvenciákat aliasing vagy „áthajlított”frekvenciának nevezik. Időbeli mintavételezési hiba frekvenciáit semmilyen módon nem lehet visszaállítani. Egy mintavételezésre legalább két minta kell, hogy essen, ha a jel frekvenciáját és amplitúdóját vissza akarjuk állítani. A beérkező analóg jel tartalmaz a Nyquistnél magasabb frekvenciákat is (pl. 250Hznél magasabb frekvenciát 2ms mintázási gyakoriság mellett), ezek mintavételezési hibát okoznak. Ha a jelben a Nyquistnél magasabb frekvenciák is találhatóak, akkor az áthajlítással egyenértékű frekvencia mintázva lesz és hozzáadódik a valós frekvenciához, az így keletkező jel amplitúdó spektruma torzulni fog, ahogy a 6. ábrán látszik.

6. ábra: Időbeli mintavételezési hiba az amplitúdó spektrumban (Pap, 1983 alapján) Az antialias szűrő lényege hogy a Nyquist-nél magasabb frekvenciákat legalább 70dBel csökkentse, mielőtt az analóg jel mintavételezésre kerülne. Általános követelmények az antialias szűrő alkalmazásához: 1.

Dőlés=70 dB/ oktáv

2.

Nyquist frekvencia amplitúdóját 70db-el csökkentse.

15

7. ábra: Időbeli mintavételezési hiba (temporal aliasing)(Ashton és társai, 1994 alapján) Időbeli mintavételezési hiba akkor alakul ki, ha egy periódusra kevesebb, mint két minta esik. Elégtelen mintavételezés esetén az 50Hz es és a 200 Hz es jel megkülönböztethetetlen. A 7. ábrán az 50Hz-es jel megfelelően van mintázva, míg a 200Hzes nem.

2.5. A JEL ÉS A KOHERENS ZAJ TULAJDONSÁGAI A TÉRTARTOMÁNYBAN Ha a szeizmikus jel eléri a felszínt és csak egyetlen geofon méri az amplitúdóját, frekvenciáját és fázisát, akkor ezek valós értékek, nincs térbeli összetevőjük, tehát a terjedés iránya nem befolyásolja az értékeket. A gyakorlatban egyetlen jel mérésére ritkán kerül sor. A talajban keltett impulzusokat számos, egyenközűen vagy különböző mintákban terített geofoncsoportok segítségével észleljük. Minden csoport azonos számú, meghatározott mintában terített vevőből áll. Ha egy síkban terített geofoncsoport méri a beérkező jeleket, akkor ez a sík a felszínt képviseli. A térben mintázott hullámtér (jel és koherens zaj) néhány tulajdonságát tisztázni kell, hogy a geofoncsoportokat hatékonyan lehessen használni. Szeizmikus hullám leírható az ampiltúdója, sebessége, frekvenciája, és hullámhossza segítségével. Ezek a meghatározások az amplitúdó kivételével felírhatók a következő alakban: 𝑉 = 𝑓𝜆 ahol: V= sebesség [m/s], f=látszólagos frekvencia [Hz], 𝜆= hullámhossz [1/m] 16

További két kifejezés is használatos: periódus: T [1/s] térfrekvencia: k [1/m] Ezek összefüggései a következők: 𝑇=

1 𝑓

é𝑠

𝑘=

1 𝜆

A szeizmikus adatokat általában az idő-távolság koordinátarendszerben ábrázoljuk. Egy esemény ebben a koordinátarendszerben a hullám helyével jellemezhető, sebessége pedig ennek meredekségével. 𝑉=

𝜆 𝑇

Ha ezt az összefüggést használjuk a sebesség meghatározására, akkor a térbeli periódus (hullámhossz) és az időszakos periódust kell meghatározni. 𝑉=

𝑓 𝑘

A szeizmikus adatokat az f-k (frekvencia) síkon is ábrázolhatjuk, akkor az időbeli frekvencia az ordináta és a térbeli frekvencia az abcissza. Az esemény sebessége annak meredekségével jellemezhető. Minden szeizmikus esemény sebessége mérhető a vevők segítségével a felszínen, ez a sebesség, más néven látszólagos sebesség térbeli tulajdonság és nem szabad összekeverni a függőleges, vagy a geológiai sebességgel. A látszólagos sebesség széles határok között változik a nagyon alacsony értéktől egészen végtelenig, mértéke függ az esemény meredekségétől vagy a beérkezés szögétől.

8. ábra: Hullám terjedési sebességének meghatározása (Pap, 1983 alapján)

17

2.5.1.

LÁTSZÓLAGOS SEBESSÉG

A látszólagos sebesség a hullám terjedés távolsága és annak az időnek (késleltetés) a hányadosa, ami alatt a hullám megteszi a két pont közötti távolságot. A terjedés távolságát derékszögű vetületben adják meg, merőleges irányban. A késleltetés a kereszt korreláció csúcs-idejével jellemezhető. A szeizmikus hullámok általában egyenes mentén terjednek, tehát a jel az epicentrumhoz közelebb hamarabb érkezik be. A hullámfront sebessége adott irányban, általában a vevő menti irányban mérve, jele Va. A látszólagos és valódi sebesség kapcsolata: annak a szögnek a koszinusza, amelyben a hullám a vevőket éri. 𝑉𝑎 = 𝑉(𝑐𝑜𝑠𝜑) ahol: Va =látszólagos sebesség V = a hullámfront sebessége φ a szög amelyben a hullám a vevőket éri. Így: Va=V=∞

2.5.2.

LÁTSZÓLAGOS HULLÁMHOSSZ

A vevők által mért hullámhossz, amikor a hullám bizonyos szögben éri a geofonokat. A tényleges és a látszólagos hullámhossz kapcsolata: 𝜆 = 𝜆0 (𝑠𝑖𝑛𝜑)𝜑 ahol: 𝜆 = hullámhossz 𝜆0= látszólagos hullámhossz 𝜑 = a szög amelyben a hullám a vevőket éri. Vízszintesen terjedő hullám esetén (pl. felületi hullám) a látszólagos sebesség és hulámhossz azonos a felszín alattiakkal, így a látszólagos hullámhossz és sebesség egyenlő a valódi hullámhosszal és sebességgel. Fontos megjegyezni, hogy a térbeli elrendezésű mintavételezésnél a látszólagos hullámhossz (vagy látszólagos térbeli frekvencia) nem egyenlő a hullám terjedési irányában mérhető valós hullámhosszal. Ezért a többvevős mintavételezésnél számolni kell a látszólagos hullámhossz, látszólagos sebesség és térfrekvencia hatásaival.

18

9. ábra: A látszólagos és valós hullámhossz és sebesség kapcsolata (Schuster, 2007 alapján) A 9. ábrán kétdimenziós harmonikus hullámfront terjedés látható Φ beesési szög mellett. Az ábráról leolvasható a látszólagos hullámhossz és sebesség, valamint ezek kapcsolata. A szeizmogram az amplitudót, hullámhosszt λ, perióduidőt T és a látszólagos sebességet ábrázolja x-irányban. A valós terjedés sebessége c=λ/T.

2.5.3.

TÉRBELI MINTAVÉTELEZÉSI HIBA (SPATIAL

ALIASING) Térbeli mintavételezési hiba akkor fordul elő, ha a vevők távolsága egymáshoz képest nagyobb, mint a térbeli hullámhossz fele. Tehát, ez a jelenség akkor jelentkezik, ha a jel egy periódusa kettőnél kevesebbszer van megmintázva. A jelet és a zajt nem lehet 19

megkülönböztetni, ha a mintázásban aliasing lép fel. A 8. ábránál kis aliasing beérkezések figyelhetőek meg közeli offseteknél (bal) az idő múlásával, míg távoli offseteknél ez nehezen észrevehető. Extrém aliasing alkalmával (jobb) úgy tűnik, mintha a beérkezések visszafele haladnának a közeli offsetek felé az idő múlásával. Megfelelő geometriával a jel térbeli mintavételezési hibája elkerülhető, így csökkenteni lehet a zajt, erősíteni a jelet, ami a feldolgozásnál hasznos.

8. ábra: Különböző aliasing megjelenések szeizmogramon (Ashton és társai, 1994 alapján) Tehát, a térbeli jel előállításához a látszólagos térbeli hullámhossz minimum két jelére van szükség periódusonként, így minden esemény, amit két vevő mintáz le egy szeizmikus szakaszon, térbeli jelnek minősül. Eszerint a szeizmikus felvételeknek a mintázási frekvenciáját meghatározza: 

a csoportok közötti távolság



a csoporton belül a geofonok távolsága

Mivel a csoportok távolsága mindig nagyobb, mint a geofonok távolsága, ezért a térbeli mintázás szempontjából a geofoncsoportok távolsága kritikusabb, mint a csoporton belül a vevők távolsága, bár a csoporton belüli a geofonelrendezések hatékonyan használhatók antialias szűrőként.

20

2.5.4.TÉRBELI NYQUIST FREKVENCIA ÉS HULLÁMHOSSZ Ha a csoportok közötti távolság Δx akkor a térbeli Nyquist hullámhossz (a legnagyobb megengedhető látszólagos hullámhossz egy szekcióban) 2Δx és a térbeli Nyquist frekvencia (a legnagyobb megengedhető „k” a szeizmikus szekcióban vagy terepi mérésben) akkor a kN-nél nagyobb frekvenciáknál aliast okoz. 𝑘𝑁 =

2.5.5.TÉRBELI

1 2Δx

MINTAVÉTELEZÉSI

HIBA

AZ

IDŐ-

TÁVOLSÁG TARTOMÁNYBAN Alacsony szögben beérkező jel látszólagos térbeli hullámhossza a végtelenhez tart (k=0), így a jel térbeli aliasingja értelmezhetetlen. Ahogy az esemény a szeizmikus szekcióban mélyebbre kerül, (látszólagos sebesség csökken) a térbeli hullámhossz csökken és kisebb lehet Nyquist hullámhossznál, így „k ≥ kN”, tehát a mélység térbeli aliast szenvedhet. Egy szekció dőlése, ami egyenlő a látszólagos sebesség reciprokjával kifejezhető egy bizonyos moveout és csatorna hányadosával: 𝑑ő𝑙é𝑠 =

1 ∆𝑡 = 𝑉𝑎𝑝𝑝 ∆𝑥

ahol Δt= moveout csatornánként másodpercben Δx = csoportok távolsága méterben Ezt felhasználva: 𝑘𝑁 =

1 𝑓 é𝑠 𝑘 = 2∆𝑥 𝑉𝑎𝑝𝑝

ahol a minimum sebesség korrelál a „kN”-el A legkisebb megengedhető sebesség adott frekvenciánál a térbeli mintavételezési hiba megelőzésé érdekében (más néven a Nyquist sebesség adott frekvenciánál): (𝑉𝑎𝑝𝑝 )𝑚𝑖𝑛 =

𝑓 𝑓 = = 2𝑓∆𝑥 1 𝑘𝑁 2∆𝑥

(𝑉𝑎𝑝𝑝 )𝑚𝑖𝑛 = 2𝑓∆𝑥

21

A maximum vizsgálható dőlés, vagy a maximálisan megengedhető moveout csaatornánként: 𝑀𝑎𝑥 𝑑ő𝑙é𝑠 =

1 (𝑉𝑎𝑝𝑝 )𝑚𝑖𝑛 ∆𝑡𝑚𝑎𝑥 =

=

∆𝑡𝑚𝑎𝑥 1 = ∆𝑥 2𝑓∆𝑥

1 2𝑓

„Δtmax” megfelel a Nyquist térfrekvenciának, „kN” és csak az adat időbeli frekvenciájától függ.

2.5.6.

A TÉRBELI MINTAVÉTELEZÉSI HIBA HÁTRÁNYA

Két egymásnak ellentmondó mélység esetén a migráció, az összesített sebesség meghatározás és az automatikus statikus programok megbízhatatlanok. A koherens zajok sebessége nem meghatározható. A 9. ábrán az aliast szenvedett felületi hullámok láthatók. A fázissebességek ismerete fontos a geofoncsoportok tervezésénél. Az aliasing csökkenti az f-k szűrés hatékonyságát és megnehezíti az f-k függvény analízisét.

9. ábra: Szeizmogram aliast szenvedett felületi hullámokkal (Pap, 1983 alapján) 22

Feldolgozás által a térbeli mintavételezési hiba kizárólag akkor szüntethető meg, ha csak „eltemetett” aliasing van jelen (a pre-domináns frekvenciák nem szenvedtek aliasingot). Ez az eljárás a területi mintázási köz csökkentésével extra csatornákat hoz létre, az interpolációs eljárás multi-csatorna kereszt korrelációja alapján. Ha az adat erősen aliast szenvedett, ahogy a 9.ábrán látható, a kereszt korrelációs eljárás képtelen alias mentes extra csatornákat létrehozni.

2.5.7.

A MAXIMÁLIS ALIASING-MENTES FREKVENCIA 𝑓𝑚𝑎𝑥 =

𝑉 2∆𝑥

Az fmax-nál magasabb frekvenciák aliasingot fognak szenvedni. Az alias mentes sebesség (V) meghatározható: 𝑉=

𝑓∆𝑥 𝑉𝑎 + 𝑓∆𝑥

Ahol f a frekvencia, V a terjedési sebesség és Δx a geofonok távolsága.

23

3.

VEVŐ ELRENDEZÉSEK A vevő elrendezések – ahogy a bevezetőben is – geofonok csoportja különböző minták

szerint terítve. A csoportok tervezésénél és alkalmazásánál több tényezőt figyelembe kell venni, e csoportok céljai: 1. A jel/zaj arány növelése többszörözéssel 2.

Megfelelő mennyiségű adat nyerhető a folyamatos felvételezéshez

3. A koherens zajhullámok csökkentése

3.1. AZ ELRENDEZÉSEK TÍPUSAI: A távolságok és az elemek súlyozása alapján a lineáris elrendezések három csoportba oszthatók: 1. egyenközű vagy lineáris elrendezés, 2. lineárisan kúpos elrendezés 3. nem lineárisan kúpos vagy súlyozott elrendezés. A vonal menti 1-D-s mérések mellett alkalmaznak 2-D-s terítéseket is, ezek változatos mintát vehetnek fel attól függően, hogy milyen méréstípust követel meg egy-egy feladat. Terepi gyakorlatban a leggyakrabban az egyenközű vagy lineáris elrendezés használatos, mivel ez a fajta terítés mód a leggyorsabb és a leghatékonyabb a szénhidrogén kutatás ipari alkalmazásánál. A 10. ábrán különböző geofon elrendezések láthatóak, a csoport elemei üres karikával vannak jelölve továbbá a háromszögek és a számok a hatékony elemek helyét és súlyozását mutatják különböző irányokból; a sor iránya vízszintes minden példában. (a) soros; (b) perpendikuláris; (c) kereszt; (d) 3x3 gyémánt; (e) X-elrendezés; (f) négyzetes elrendezés; (g) „varjúláb elrendezés”; (h) „furcsa szárú” csillag; (i) „halcsont” elrendezés; (j) „szélmalom” elrendezés.

24

10. ábra: Különböző 2D terítések súlyozással (Asten, 1984) A 10. ábrán bemutatott elrendezéseken kívül igen sok telepítési mintázat létezik még; mivel a dolgozatban legfőképp az egyenközű, lineáris elrendezés kerül tárgyalásra, így nem kerülnek bemutatásra további mintázatok. Az elrendezések tervezésénél Asten és Henstridge (1984) szerint négy feltételnek kell teljesülnie: 1. Az elrendezés átmérője „D” legyen legalább akkora, mint a legnagyobb mérni kívánt hullámhossz 2. Bármely irányból nézve, a vevők távolsága fele legyen a legrövidebb hullámhossznak az aliasing elkerülése érdekében.

25

3. A geofonok száma legyen nagyobb, mint az elrendezést egyszerre elérő síkhullámok száma. Egyszerű módszerrel meghatározható az elrendezést érő síkhullámfront és számítható a terjedés iránya és a látszólagos sebesség. 4. Az elrendezés telepítésének logisztikailag kivitelezhetőnek kell lennie.

3.2. IDŐBELI ÉS TÉRBELI FREKVENCIASZŰRÉSI ELRENDEZÉSEK A csoport detektálható jele az egyes geofonok által mért amplitúdók összege. Az adott csoport által mért jel függ a zaj látszólagos hullámhosszától: nagy hullámhossznál az összes vevő ugyanabból az irányból méri a földmozgást, nagy amplitúdójú beérkezést eredményezve. Bár ha a látszólagos hullámhossz olyan, hogy a vevő egyenlőnek érzékeli a felfelé és lefelé történő elmozdulást, akkor annak a geofoncsoportnak a jele nullára adódik. Azt az elrendezést, ami egy bizonyos látszólagos hullámhossz megkülönböztetésére alkalmas területi vagy térbeli frekvencia szűrőnek nevezzük. Ha szűrőkről beszélünk az idő-távolság síkon az elrendezés kifejezés használatos. Mivel az elrendezések térbeli frekvencia szűrőknek minősülnek az f-k tartományon, a „területi frekvencia szűrő” kifejezést a frekvencia síkon lévő szűrőre használjuk. A látszólagos hullámhossz az időbeli frekvencia függvénye: 𝜆𝑎 = elrendezés időbeli frekvencia szűrő. Ezek alapján az elrendezéseknek kettős hatásuk van az adatra: 1. Térbeli frekvencia (vagy hullámhossz) szűrés, 2.

Időbeli frekvencia szűrés.

26

𝑉𝑎 𝑓

, ezért az

4. AZ EGYENKÖZŰ ELRENDEZÉS A lineáris elrendezés egy sor egyenközűen elhelyezett egyenlő érzékenységű vevőt tartalmaz, általában a rezgéskeltéssel egyvonalban (vagy az értelmezés céljából egyenes vonalra vetítve). A lineáris elrendezés a legáltalánosabb vizsgálat, a gyakorlatban 80%-ban ezt a típus használják. A 29. ábrán a geofoncsoportok alapvető kifejezései láthatóak: „n” az elemek száma, „Δx” az elemek köze, „Δl” az elrendezés tényleges hossza és „L” az effektív hosszúság.

11. ábra: Geofoncsoportok alapvető elemei (Pap, 1983 alapján) Mivel a hullámok bármely irányból érhetik az érzékelők csoportját ezért a csoport jelkarakterisztikája általában 3-D-s probléma. Itt az egyszerűbb, 1-D modell lesz tárgyalva. A felszínen egyenes vonalban elhelyezett geofonok csoportjával vizsgálható milyen hatással van a horizontálisan és párhuzamosan haladó hullám a geofoncsoportra. Ennek jellemzésére felhasználható a horizontális hullámszámmal, k, ami reciproka a hullám hullámhosszának. Így a következő összefüggés adódik: 𝜆 = 1/𝑘 = 𝑉/𝑓 Ahol: λ a hullámhossz, k a hullámszám, V a hullám terjedési sebessége, f pedig a frekvencia Megjegyzés: ha k=0, akkor a hullámhossz végtelenre adódik. Ez akkor fordulhat elő, ha a hullám sebessége végtelen, vagy azért, mert a hullám frekvenciája nulla. A területi paraméterek meghatározásához a következő kritériumoknak kell megfelelni: 1. A maximális offset nagyobb egyenlő legyen a legmélyebb vizsgált zónánál. Ez hiperbolikus NMO-t generál, ami a sebesség analízis és migráció vizsgálatára elegendő. 27

2. A minimális offsetet a lehető legkisebbre kell választani, de nem kisebbre, mint a legsekélyebb vizsgálni kívánt zóna. 3. A geofonok távolsága a csoporton belül a domináns felületi hullámhossz felével legyen egyenlő. 4. A geofoncsoport távolsága 3-5-szöröse legyen a domináns felületi hullám hosszának. 5. A vevők távolsága a szükséges CMP távolság duplája legyen Az 1-D- s elrendezés válaszának kiértékelése előtt, érdemes megjegyezni, hogy még úgy is használható, hogy a hullámok két dimenzióban terjednek. Az 12. ábrán néhány hullám útja látható a vertikális síkban az 1-D-s elrendezés alatt. Nyílván való, hogy az így terjedő hullámoknak két komponense van: egy vízszintes és egy horizontális. Az 1-D elrendezéses beérkezések vizsgálatánál a horizontális komponenseket használjuk. A geofizikai gyakorlatban

gyakran

használják

a

„látszólagos”

szót

együtt

a

horizontális

komponenssekkel. Így a hullám látszólagos sebessége vagy látszólagos hullámhossza megegyezik a sebesség és a hullámhossz vízszintes irányú összetevőjével. A függőlegesen terjedő hullámoknak nulla a hullámszáma és végtelen a látszólagos sebessége. Ez azt jelenti, hogy a függőleges hullámfront egyszerre éri el az összes felszíni geofont.

12. ábra: A hullámfront terjedése különböző utakon és a látszólagos sebesség (Evans, 1997 alapján) 13. ábrán ötelemű horizontális lineáris elrendezés látható, az egyes geofonok egyenközűen vannak elhelyezve távolságuk: d. Az ábrán hat különböző hullámhosszúságú hullám csillapítása látható, λ=∞-től λ=0.8-ig.

28

13. ábra: Öt tagú geofoncsoport válasza különböző hullámhosszoknál (Evans, 1997 alapján) Ha tovább csökkentjük a hullám hosszát, akkor egy ponton hullámhossz megegyezik két geofon távolságával. Ezen pont alatt a 0.0-1.0 hullámszám tartományba eső hullámok azonosnak adódnak, ez az úgynevezett alias pont, ahol a rövidebb hullámhosszúságú jelek hosszabbnak jelentkeznek. Ez a nemkívánatos helyzet azt jelenti, hogy az elrendezés elérte azt a pontot ameddig megfelelő csillapítást biztosít.

4.1. LINEÁRIS ELRENDEZÉS KIMENŐ JELE Mivel a rögzített szeizmikus hullámcsomag a szinuszos hullámok összege, ezért az elrendezés válasza a megfelelően késleltetett szinuszos hullámok összegével írható le. Az antenna feltevés szerint az elrendezés „relatív amplitúdója” (normalizált) „n” elem esetén a következő egyenlőséget adja: 𝑛 ∅ 1 𝑠𝑖𝑛 (1 − 𝑛 ∗ 2 ) 𝐴𝑟 = [ × ] 𝑛 𝑠𝑖𝑛 ( 1 ∗ ∅) 𝑛−1 2 ahol: „Φ” a fázis váltás (statikus váltás vagy késleltetés) az elrendezés mentén és „n” a geofonok száma. ∅ = 2𝜋𝑓∆𝑡 ahol: f = időbeli frekvencia Δt = késleltetés az elrendezés mentén 29

A fenti („Ar”) egyenlet kifejezhető „s”, „L”, és „λa” függvényében. ∆𝑡 =

∆𝑙 (𝑛 − 1)𝑠 = 𝑉𝑎 𝑉𝑎

Az elrendezés teljesítménye (Ar) a maximális amplitúdó százalékos formában kifejezve (amikor az összes vevő egyszerre rögzíti a jelet, így nincs az elrendezésben időbeli késleltetés). A százalékos érték kifejezhető „dB” formában is, a maximális output „0 dB” és a kisebb outputok negatív „dB”-t vesznek fel, így egy „dB” csökkenés tapasztalható a maximális output felől. Speciális esetben, amikor n∞ (nagyszámú geofon) esetén a („Ar”) egyenlet „szinkron függvény” lesz. A csoport teljesítményét, vagyis a csillapítás mértékét megadó dB érték a következőképp értelmezhető: 𝑎𝑚𝑝𝑙𝑖𝑡ú𝑑ó 𝑣á𝑙𝑎𝑠𝑧 (𝑑𝐵) = 20 𝑙𝑜𝑔

sin(𝜋 × 𝛥𝑥 × 𝑛) 𝑛 × 𝑠𝑖𝑛(𝜋 × 𝑑 × 𝑘)

ahol: Δx az elemek távolsága, k a hullámszám, d a csoport távolsága és n az elemek száma.

𝐴𝑟 = [

∅ sin 2 ∅ 2

]

Megjegyzés: Ha az adott csoport hossza n ∞ Δl  L. Továbbá, az adott csoport hossza n ∞ s0, ezért a területi Nyquist  ∞ és a válasz sosem ismétlődik.

14. ábra: Hattagú, öt méteres geofonközű geofoncsoport válasza horizontális komponensű hullám esetén (Evans, 1997 alapján) 30

4.2. A LINEÁRIS ELRENDEZÉS ALAPVETŐ TULAJDONSÁGAI A 15 és 16. ábra egy n elemes elrendezés válaszát mutatja. A relatív amplitúdó dB-ben kifejezve a függőleges tengelyen. A különböző variációk a vízszintes tengelyen vannak ábrázolva. A 15. ábra az effektív csoport hosszát ábrázolja (L) a látszólagos hullámhossz (λa) vagy az időbeli frekvencia (f) függvényében. A 15. ábra a leggyakrabban használt térbeli frekvenciát (k) mutatja a dimenzió nélküli mennyiség, (D) függvényében. Néhány alapvető tulajdonság leolvasható a két ábráról (15-16. ábra). Az első bemetszés az effektív csoport hosszánál jelentkezik (λa=L) és a következő pedig L/2, L/3, stb.. Ha a tér frekvencia független változó, akkor az első bevágódás 1/L-nél és ezt követően 2/L, 3/L, stb. jelentkezik. Ha „D” az x tengelyen van ábrázolva az első bemetszés 1/n, ezután 2/n, 3/n, és így tovább jelentkezik. Ebből adódik, hogy a bevágások száma n-1. A beérkezések szimmetrikusak a térbeli Nyquist frekvenciára (2L/n=2s vagy k=1/2s vagy D=0,5). Az elrendezés a Nyquistnál nagyobb frekvenciákat átengedi, bár ezek a frekvenciák aliasingot szenvednek és alacsonyabb frekvenciaként jelennek meg. A beérkezés visszahajolhat a Nyquistnél, így meghatározza a térbeli frekvenciát.

15. ábra: Amplitúdó válasz „n” elemű geofoncsoport esetén (Pap, 1983 alapján)

31

16. ábra: Amplitúdó válasz „n” elemű geofoncsoport esetén (Pap, 1983 alapján) A válasz fő része az átmenő sáv. Az első bevágástól az utolsóig terjedő részt szűrt sávnak nevezik, ennek a szélessége: A hullámhosszt (λa) vagy a hatékony csoporthosszat felhasználva: 𝑠𝑧ű𝑟𝑡 𝑠á𝑣 =

𝑛(𝑛 − 2) 𝑠 𝑛−1

térbeli frekvenciákban ábrázolva: 𝑠𝑧ű𝑟𝑡 𝑠á𝑣 =

𝑛−2 1 × 𝑛 𝑠

„D” felhasználva: 𝑠𝑧ű𝑟𝑡 𝑠á𝑣 =

𝑛−2 𝑛

Nyilvánvaló, hogy a vevők számának „n” növelésével a szűrt sáv szélessége növekedhet („s” konstans), a hatékony csoport hossza szintén növekszik. Az áteresztett sáv szélessége a csoport hosszának növelésével csökken. A csoport effektív hosszát állandónak választva és a gefonok számát „n” növelve, az elemek távolsága „s” kisebb lesz, így az áteresztett sáv konstans, míg a szűrt sáv növekedni fog.

32

4.3. A BEMETSZÉSEK FIZIKAI JELENTÉSE A bemetsződésnél az elrendezés outputja nulla. Az „relatív amplitúdó” alapján az első ív negatív amplitúdóval, a második pozitívval, stb. jelentkezik (bal oldalt). Ezért a bemetszéseknél előjelváltás történik. A fázisváltás 0° és 180° között a 17. ábrán látható.

17. ábra: A bemetszések jelentése az amplitúdó válasz grafikonon (Pap, 1983 alapján)

4.4.

A LINEÁRIS ELRENDEZÉS HATÉKONYSÁGA

A terepi elrendezések célja átengedni a hasznos jeleket és kiiktatni koherens zajokat. Ezen zajok amplitúdója gyakran 40-50dB-lel magasabb a jelnél. Ezért minimum 40dB-es csökkentés szükséges a szűrt sávban.

33

18. ábra: Egyenközű elrendezés válasza különböző tagszámú geofoncsoport esetén (Fischer, 2009 alapján) A 18. ábrán egyszerű lineáris elrendezés látható 6 illetve 12 elemmel. A csoportokon belül az érzékelők számának növelésével a teljes csillapítás mértéke növekszik, valamint élesednek a válasz csomópontok. Érdemes figyelembe venni néhány paramétert a geofoncsoportok tervezésénél: 1. az érzékelők sorba vannak kötve (hurkok), így egy csoportban a geofonok száma a sorba kötött érzékelők egész számú többszörösének kell lennie. 2. véges számú hurok lehet, általában 4-6 elég csoportonként 3. az érzékelők közötti vezeték hossza véges, így maximalizálva van az érzékelők közötti távolság 4. ha magassági különbség van az egyes geofonok között a csoportok használata nem javasolt 5. a hurkok csatlakozása legyen egyszerű, ez meggyorsítja a munkát és csökkenti a hibák lehetőségét 6. kétdimenziós terítés nem mindig alkalmazható a terep vagy tereptárgyak miatt 7. az geofonok nem tökéletesen egyenlő érzékenységűek, így a kimenő jel rosszabb lehet a vártnál Következésképp, a bonyolult elrendezések tervezése és terepen való alkalmazása (telepítés, használat, stb.) idő és energiapazarlás!

34

4.4.1.

AZ ELEMEK SZÁMÁNAK (N) HATÁSA A

CSILLAPÍTÁS MÉRTÉKÉRE A 19. ábrán látható 2-4-8 elemű geofoncsoportok válasza egymásra vetítve, állandó hatékony csoporthossz mellett. Látható, hogy a csoport elemszámainak növelésével nő a bemetszések száma valamint növekszik a csillapítás mértéke.

19. ábra: Különböző tagszámú elrendezések válasza (Al-Sadi, 1980 alapján)

4.4.2.

A LINEÁRIS ELRENDEZÉS

ALKALMAZHATÓSÁGA Ha a jel és a zaj jól elkülöníthető egymástól a térbeli frekvencia tartományban, akkor a lineáris elrendezés a legideálisabb választás. A csökkenés mértéke a szűrt sávban 25dBnél nem nagyobb az egyes leggyakrabban előforduló grofoncsoportoknál.

4.4.3.

A LINEÁRIS ELRENDEZÉS HATÁSA A

VISSZAVERT JELRE A jobb feldolgozás – nagyobb felbontás - érdekében egyre nagyobb és nagyobb frekvenciákat használnak. Ezért az elrendezést nem szigorúan csak a zaj csökkentésére kell tervezni, de a reflektált jel minőségét is figyelembe kell venni. A geofoncsoportok idő-

35

távolság függő területi szűrők, a csökkentés amplitúdója lényegében csak hat paramétertől függ: 1. Reflexió idő 2. távolság 3. frekvencia 4. sebesség 5. dőlés (réteg) 6. csoport hossza Kisebb mértékben a csoport/geofonszámtól is függ. Elrendezések tervezésénél biztosra kell venni, hogy a reflektált jel csillapítása 6 dB-nél nem nagyobb, ami a legnagyobb megengedhető csillapítás.

4.5. SZEIZMIKUS ADATOK FELDOLGOZÁSÁNAK MÓDJAI A szeizmikus mérési eredmények értelmezését a szeizmikus reflexiós mérési adatok feldolgozása teszi lehetővé. A feldolgozás menetét alapvetően befolyásolja a mérési elrendezés, illetve a közeg, melyben a mérés történt (pl. tengeri vagy szárazföldi mérés). A feldolgozás során a mérési rendszerből adódó korrekciókat (pl. statikus, dinamikus korrekció)

végezik

el,

a

szeizmikus

forrás

jelformájának

figyelembevételével

előfeldolgozást végeznek (pl. vibrátoros jelgerjesztés esetén korreláció). A szűrések alkalmasak a véletlen és a koherens zajok kiszűrésére valamint a hasznos jelek kiemelésére (sávszűrés, f-k szűrés, dekonvolúció). A szeizmikus reflexiós mérést többszörös fedéssel végzik (vagyis egy adott reflexiós pontról több különböző sugárúton haladó jelbeérkezést is rögzítenek különböző hullámbeérkezési szög mellett), ezeket a csatornákat összegzik, megfelelő korrekció alkalmazása mellett, a jelkiemelés céljából. Az időszelvény egy csatornája ennek az összegzésnek az eredménye lesz. A migráció elvégzése után a reflexiós beérkezések helyes térbeli és időbeli képe kapható. (http://www.mfgi.hu/en/node/432)

4.6. FELDOLGOZOTT

MÉRÉSEK

ÉRTELMEZÉSÉNEK

MENETE A

migrált

idő-

és

mélységszelvények

reflexiós

értelmezése

többnyire

szelvényhálózaton, esetleg korszerű szabályos 3D blokkon történik. A szelvények alapvető 36

értelmezése a manuálisan kijelölhető szerkezeti alapelemek (réteghatárok és vetőknek) alapján történik, melyeket az értelmező a gyakorlati tapasztalata alapján, a reflexiós szelvényen felismer. Az egyes elemek kijelölését nagyban segíti a terület földtani objektumainak és fejlődéstörténetének előismerete. (http://www.mfgi.hu/en/node/432) A szerkezeti alapelemek kijelölése és térbeli leképezése sokkal megbízhatóbb, ha nem csak egy egyedi szelvény vagy szeparált szelvények állnak rendelkezésre, hanem egy olyan szelvényhálózat, melynek nyomvonalai egy vagy több zárt sokszögvonalat is tartalmaznak. Ez lehetővé teszi a keresztező szelvényeken át, a zárt poligon mentén követett határfelületek "visszazárását" egy kiindulási pontra. (http://www.mfgi.hu/en/node/432) Az értelmezőnek nem csak a reflexiós határfelületek követésére kell törekednie, hanem a teljes szeizmikus kép egyéb jellemzőit is figyelembe kell vennie, mint pl. a lehatárolandó egységek alakja, viszonya a környezethez, a nagy határfelületek települési jellemzői (diszkordancia típusok), a köztes (alsóbb rendű) határfelületek sűrűsége, intenzitása, követhetősége, alakja stb.. A kutatott térrészen kialakítandó földtani modell a szelvénysíkba vagy ahhoz közel eső kutatófúrás adatait figyelembe véve lehet megbízható. A szerkezeti alapelemek kijelölésén és sztratigráfiai azonosításán túl, ezek és egyéb külső ismeretek alapján felállított valószínűsíthető fejlődéstörténet az értelmezés minőségileg magasabb, elérendő szintjét jelenti. (http://www.mfgi.hu/en/node/432)

37

5. A TEREPI MÉRÉS ÉS FELDOLGOZÁS 5.1. A TEREPI MÉRÉS A geofoncsoportok működésének megértéséhez, az elméleti ismereteket alapul véve, a Miskolci egyetemi parkban saját terepi méréssorozatot végeztünk. A méréshez szükséges felszerelést a Geofizikai Tanszék biztosította. A mérésből származó adatok számítógéppel kerültek feldolgozásra.

5.1.1.A MÉRÉS HELYE A mérés a Miskolci Egyetem parkjában a Főbejárattól az A/1-es épület felé vezető betonozott járdától délre, egy megközelítőleg észak-déli szelvény mentén történt.

20. ábra: A mérés helye és a mért szelvény (a szerző saját szerkesztése) A mérési szelvény helye a 20. ábrán látható. A helyszín kiválasztásánál fontos szempont volt, hogy a terep sík, valamint tereptárgyaktól mentes legyen, ami gyorsabb, egyszerűbb, hatékonyabb mérést és feldolgozást tesz lehetővé.

38

5.1.2.A MÉRÉSHEZ HASZNÁLT FELSZERELÉS A talaj mozgásainak érzékeléséhez 10Hz-es önfrekvenciájú, S-típusú, vertikális geofonokat használtunk (21. ábra). SUMMIT II. Plus korszerű 48 csatornás digitális telemetrikus műszer, digitális roll-along switch, 24 bit felbontás (Delta-sigma), 20-8000 Hz átvitel, számítógépes mérésvezérlés és adatgyűjtés. INFORMATIKA: terepi hordozható számítógép (GoBook-III., beépített GPS-el) a SUMMIT II Plus szeizmikus műszer vezérlésére és adatgyűjtésre, valamint terepi adatfeldolgozásra, laborszámítógépek adatgyűjtés

illetőleg

szeizmikus

adatfeldolgozás

céljára.

(http://www.uni-

miskolc.hu/~geofiz/5_3_Szeizmikus_Lab.pdf)

21. ábra: S-típusú 10Hz es geofon (a szerző saját szerkesztése) A méréshez használt geofon 10Hz-es önfrekvenciájú, S-típusú és annak csatlakozója. A rezgéskeltés kalapácsos módszerrel történt, a szeizmikus mintavételezést egy indító geofon (piezo) biztosította.

39

22. ábra: Rezgésforrás eszközei, háttérben

23. ábra:A mért szelvény és a méréshez

a terítéssel (a szerző saját szerkesztése)

használt felszerelés (a szerző saját szerkesztése)

Balra a rezgéskeltéshez használt kalapács illetve üllő, ennek hátterében, valamint a jobb oldali ábrán a terítés és az ehhez szükséges eszközök láthatóak. A mérésre helyének kiválasztása után a mérni kívánt szelvény meghatározása következett. A szelvény menti távolságok egy 50 m-es mérőszalaggal kerültek lemérésre. A kezdőpont a szelvény déli végén volt, innen egyenközűen, 50 cm-enként, 46 geofon telepítése történt meg. A szelvény teljes hossza 23m volt.

24. ábra: Reflexiós szeizmikus kutatás sematikus ábrája (a szerző saját szerkesztése) 40

A 24. ábrán a rezgéskeltés sematikus ábrája és a keletkező hullámok láthatóak. A rezgéskeltési pontok szelvénye egybeesett a geofonok szelvényével, a jelforrások a geofonok szelvényéhez viszonyítva rendre -6m, -3m, -0.5m, 3,25m, 6,25m, 9,25m, 12,25m, 15,25m, 18,25m, 21,25m, 24,25m volt. A terepi számítógép által rögzített mérési adatok ezután a tanszéki szeizmikus laboratórium számítógépén kerültek feldolgozásra.

5.2.

TEREPI MÉRÉSEK FELDOLGOZÁSA

Terepen mért adatok feldolgozása az erre kifejlesztett Reflex szoftverrel történt. A nyers adatok beolvasása után az egyes geofon csatornák jeleit Matlab szoftver segítségével került összegzésre. Így kerültek kialakításra a hármas, ötös valamint a hetes tagszámú geofoncsoportok. A csoportosított geofonok jelei további feldolgozása a Reflex szoftverrel történt. Egy szeizmikus felvétel 46 geofonnal, a felvételezés 400ms-ig tartott. A feldolgozás szempontjából minden nem felületi hullám zajnak minősül, így első lépésben ezeket kell kijelölni.

25. ábra: Terepi mérés 46 geofonnal 0,5m-es geofonközzel (a szerző saját szerkesztése) Egy szeizmikus felvételen egy felületi hullám kijelölése némítással (muting). Ennek segítségével csak a szükséges hullámcsomag kerül feldolgozásra. 41

26. ábra: A 25. ábrán lévő felvétel muting után (a szerző saját szerkesztése) A szeizmogram kimute-olása után következett az egyes csatornák domináns hullámhosszának meghatározása (λ*). A hullámhossz a fázissebesség (Vf) és domináns frekvencia (f) hányadosa: 𝜆∗ = 𝑉𝑓 /𝑓

27. ábra: Szeizmogramon egy hullám fázissebességének meghatározása Reflex segítségével (a szerző saját szerkesztése) A 27. ábrán egy fázis sebességének meghatározási módja látható. A sebesség meghatározásánál az amplitúdó maximumok 0 vonalra levetített pontjait közelítettem két egyenessel és az így keletkezett egyenesek által meghatározott sebességek átlaga adta egy fázis sebességét (Vf). A terítésből adódóan az egyes geofonok közötti távolság (Δx). Ezen 42

értékek és a csoportok tagszámából (n) kiszámolható a geofoncsoport relatív válasza (Φ(n)) az alábbi képlet alapján: (n)

Φ

∆x sin × n × π × ∗ Δx λ | ∗| = ∆x λ n × sin × π × ∗ λ

28. ábra: Hét tagú geofoncsoport abszolút amplitúdója (a szerző saját szerkesztése) A 28. ábrán hét tagú geofoncsoport relatív válasza látható az érzékelő távolság/hullámhossz függvényében.

29. ábra: Felületi hullám burkológörbéje (a szerző saját szerkesztése) „Amplitúdó-modulált és SSB modulált jeleknél a nagyfrekvencia a hang ütemében változtatja erősségét (feszültség, áramerősség). Ha egy képzeletbeli vonallal összekötjük a nagyfrekvenciás jel csúcsait, megkapjuk a burkológörbét, amely megfelel a moduláló jel alakjának. Ha ez a burkológörbe nem szabályos, torzításokat jelez. Különösen erős torzítás 43

lép fel, ha a burkológörbe csúcsait levágja az adó, vagy ha a moduláció olyan nagymértékű, hogy

a

burkológörbe

nullát

is

elér

időközönként.”

(http://www.kislexikon.hu/burkologorbe.html)

30. ábra: Háromtagú geofoncsoportok

31. ábra: Öttagú geofoncsoportok

csillapítása Δx=0,5m (a szerző saját

csillapítása Δx=0,5m (a szerző saját

szerkesztése)

szerkesztése)

32. ábra: Héttagú geofoncsoportok csillapítása Δx=0,5m (a szerző saját szerkesztése) A 30-31-32. ábrán rendre 3,5,7 tagú geofoncsoportok felületi hullám csillapítási képességét mutatják Δx=0,5 m-es geofontávolság mellett. Az egyes szimbólumok a különböző lövéseket jelentik. Az ábrákról leolvasható, hogy ilyen rövid geofontávolságok esetén (Δx=0,5m) a csoportok jelei mindhárom esetben az áteresztett sávban vannak, ez azt jelenti, hogy a 44

felületi hullámokat a geofoncsoport átereszti. Számításaim szerint ez az elrendezés függően a az egyes csoportokban lévő érzékelők számától kb. 0,1-1 dB-es csillapítást ér el. Ezek alapján megállapítható, hogy a felületi hullámok kiszűréséhez 0,5 m-nél mindenképpen nagyobb geofontávolságot szükséges választani. A fenti számolásokat 1m es érzékelő távolságoknál elvégezve a következő eredményeket kaptam:

33. ábra: Háromtagú geofoncsoportok

34. ábra: Öttagú geofoncsoportok

csillapítása Δx=1m (a szerző saját

csillapítása Δx=1m (a szerző saját

szerkesztése)

szerkesztése)

35. ábra: Héttagú geofoncsoportok csillapítása Δx=1m (a szerző saját szerkesztése) 45

Az 1m-es geofonközzel összeállított csoportok is elégtelen csillapítást biztosítanak a felületi hullámokkal szemben, ahogy az a 33-34-35. ábrákon látszik. Ebben az esetben az elérhető csillapítás mértéke 2-5dB között változik.A relatív amplitúdó értékek az átmenő sávban vagy annak közvetlen közelében szórnak, tehát 1 méternél nagyobb érzékelő távolságot szükséges választani a felületi hullámok kiszűréséhez.

36. ábra: Háromtagú geofoncsoportok csillapítása Δx=2m (a szerző saját szerkesztése)

37. ábra: Öttagú geofoncsoportok csillapítása Δx=2m (a szerző saját szerkesztése)

38. ábra: Héttagú geofoncsoportok csillapítása Δx=2m (a szerző saját szerkesztése) Az általam végzett kísérletek közül a Δx=2 m-es geofonközzel végzett mérések bizonyultak a leghatékonyabbnak a felületi hullámok csillapítása szempontjából. Az itt

46

elérhető csillapítás már az 6-15 dB értékek között van, tehát a saját méréssorozataim közül ezek az elrendezések használhatóak leginkább a felületi hullámok kiszűréséhez. Nyári szakmai gyakorlatom során szénhidrogénkutatás céljából végzett szeizmikus kutatás terepi részével ismerkedhetem meg. Az ott alkalmazott terítés is egyenközű lineáris elrendezés volt az egyes érzékelők közötti távolság 1,6m. Az alkalmazott geofoncsoportok célja nem a felületi hullámok vizsgálata volt, hanem az adott földtani közeg megismerése és potenciális szénhidrogén-tárolók kijelölése. Ehhez mindenképpen szükséges a megfelelő jelzaj arány elérése, ami a geofoncsoportok megfelelő alkalmazása teszi lehetővé.

47

6. ÖSSZEGZÉS Dolgozatomban a hullámszám szerinti szűrés terepi alkalmazását mutattam be. Hogyan fejlődött a szeizmika az elmúlt száz évben és miként használják ma a reflexiós kutatásokat a szénhidrogéniparban. A sikeres alkalmazáshoz az analóg hullám diszkrét vevőkkel való megmintázásának fizikai korlátai és hibái kerültek bemutatásra. Milyen zajok, vagy zajnak minősített események, továbbá milyen mintavételezési hibák nehezítik a felvételek értelmezését. Ezeknek a megértéséhez a fizikai alapokat ismertettem. Vevőelrendezések tervezésénél elengedhetetlen ezek ismerete. A számos elrendezés közül az egyenközű lineáris elrendezés bemutatására került a hangsúly. 2013 nyarán az Acoustic Geofizikai Kft.-nél töltöttem a kötelező szakmai gyakorlatomat, ott ismerkedtem meg először a geofoncsoportok terepi alkalmazásával. A technológia ipari alkalmazása más szempontokat követel meg, mint a kísérleti mérések, habár céljuk közel azonos. Az egyes elrendezések hatékonyságának vizsgálatához elengedhetetlen volt saját méréssorozat elvégzése is. A mérést követő adatfeldolgozás lehetővé tette a Reflex szoftver megismerését. Szeizmogramok és „amplitúdó válasz függvények”

segítségével

bemutattam

az

hatékonyságát.

48

egyes

geofoncsoportok

csillapításának

6.1.

SUMMARY

I presented my thesis field application of the filtering by wave number. How has the seismic methods over the past century and is used today as a reflection studies of the hydrocarbon industry. The successful application of the analog wave sampled into discrete receivers physical limitations and flaws were presented. What kind of noise, or noise qualified events, and any sampling errors complicate the interpretation of the images. I presented the understanding of the basics of physical of errors. Receiver arrays planning is essential to a knowledge of them. The number of equidistant arrangement of the linear layout of the thesis was in the focus. I spent the summer of 2013 Acoustic Geophysical Ltd. summer practice , my first time there I got to know in the field using of geophone arrays . Industrial application of the technology required by other aspects such as experimental measurements, although almost the same purpose. Arrays for testing the effectiveness of each measurement was essential to carry out my own series. The measurement data post-processing has enabled the understanding of Reflex software. Seismograms and "amplitude response functions" was shown the effectiveness of individual geophone arrays attenuation.

49

7. IRODALOMJEGYZÉK 

Evans B. J (1997): A Handbook For seismic Data Aquisition In Exploration (Society of Exploration Geophysicists, 1997) 45-50.



Gadallah M. R., Fisher R (2009): Exploration Geophysics. (Springer Houston, 2009) 40-44.



Gerard T. Schuster (2007): Basics of Seismic Wave Theory (University of Utah, 2007) 7.



http://crystal.isgs.uiuc.edu/sections/geophys/images/reflection_surveying.gif letöltés időpontja: 2014.01.08.



http://digitalisegyetem.hu/elearning/view.php?subject_ID=MFGFT6001T&lesson_ ID=9&imp=3&t1=2&t2=3&t3=4&t4=8 letöltés időpontja: 2014.04.11.



http://earthsky.org/earth/bob-hardage-using-seismic-technologies-in-oil-and-gasexploration Hardage B.: Using seismic technologies in oil and gas exploration, letöltés időpontja: 2013.12.10.



http://faculty.kfupm.edu.sa/es/ashuhail/Undergraduate/GEOP315/Notes/Chapter6/ Ch6-2010.pdf letöltés időpontja: 2013.11.10.



http://faculty.ksu.edu.sa/4862/Documents/Seismometers.pdf Havskov J., Alguacil G. Instrumentation in Earthquake Seismology 236-244. letöltés időpontja: 2014.01.15.



http://www.dnr.state.oh.us/tabid/8170/Default.aspx letöltés időpontja: 2013.11.10.



http://www.kislexikon.hu/burkologorbe.html letöltés időpontja: 2014.02.20.



http://www.ldeo.columbia.edu/res/fac/omo/planning/images/p19_32.pdf Aston C. P., Bacon B. 3D Seismic Survey Design, letöltés időpontja: 2013.12.15.



http://www.mfgi.hu/en/node/432 letöltés időpontja: 2014.03.19.



http://www.mfgi.hu/en/node/432 Szeizmikus reflexiós mérésések , letöltés időpontja: 2013.12.05.



http://www.uni-miskolc.hu/~geofiz/5_3_Szeizmikus_Lab.pdf letöltés időpontja: 2014.03.12.



Pap A. (1983): Source and receivers array (Report complied for Amoco Research as the knowledge base for an Expert System, Amoco Canada, 1983)



Pethő G., és Vass P. (2011): Geofizika alapjai 9 (Digitális Tankönyvtár, 2011) 2-3. 8-9. 50