ĐỀ TÀI: THĂM DÒ ĐỊA CHẤN

- Phương pháp điạ chấn dựa trên cơ sở ghi nhận thời gian lan truyền của sóng địa chấn qua các lớp có vận tốc khác nhau nằm bên dưới mặt đất, dựa trên việc nghiên cứu sự phân bố của sóng

CHƯƠNG IV ĐỊA CHẤN

I Tổng quan về phương pháp địa chấn

I.1 Cơ sở lý thuyết phương pháp địa chấn

- Cơ sở lý thuyết của phương pháp địa chấn là lý thuyết đàn hồi Sóng địa chấn sẽ lan truyền vào trong lòng đất, khi đó sự lan truyền của sóng địa chấn sẽ phụ thuộc vào tính đàn hồi của môi trường đất đá

- Phương pháp điạ chấn dựa trên cơ sở ghi nhận thời gian lan truyền của sóng địa chấn qua các lớp có vận tốc khác nhau nằm bên dưới mặt đất, dựa trên việc nghiên cứu sự phân bố của sóng đàn hồi do vụ nổ nhân tạo hoặc do tác động cơ học khác gây ra ( ví dụ: sự va đập, )

- Có hai phương pháp thăm dò địa chấn chủ yếu : phương pháp thăm dò địa chấn khúc xạ và phương pháp thăm dò địa chấn phản xạ

- Ranh giới giữa các vùng mà ở đó các hạt chưa chuyển động và các vùng mà ở đó các hạt của môi trường nằm trong trạng thái chuyển động thì gọi là mặt đầu sóng các pháp tuyến với mặt đầu sóng trong môi trường đẳng hướng là các quỹ đạo hay tia địa chấn Khi các tia địa chấn truyền trong môi trường đồng nhất là đường thẳng, còn khi truyền trong trong môi trường đồng nhất này sang môi trường đồng nhất khác thì chúng sẽ bị gãy khúc

- Trong thu nổ của phương pháp phản xạ các tia sóng địa chấn tới gần vuông góc với các ranh giới địa chất, các chuyển đổi (P- S) chỉ nhẹ nhàng Sóng dọc phản xạ là sóng dọc, sóng ngang vẫn là sóng ngang Trái lại trong phương pháp sóng khúc xạ, trong đó góc tới nghiêng sự chuyển đổi ( P- S) là quan trọng, sóng dọc có thể tạo thành sóng ngang khá mạnh Sóng địa chấn sẽ lan truyền từ điểm nổ đến các lớp có vận tốc khác nhau trong lòng đất, sau đó sẽ quay trở lại mặt đất và các geophone sẽ ghi nhận tín hiệu sóng truyền tới

- Những số liệu đo đạc được lưu vào máy địa chấn

sẽ được chuyển vào máy tính để phân tích Các phép phân tích truyền thống được thực hiện bằng cách xây dựng các biểu đồ thời khoảng trên cơ sở các sóng đầu ghi nhận, để từ đó tính toán vận tốc cho các lớp và độ sâu của các lớp Phương pháp địa chấn đã trở thành công cụ đắc lực cho công tác địa chất: nghiên cứu nền móng kết tinh, nghiên cứu tầng sâu của vỏ trái đất, khảo sát nền móng phục vụ cho công tác xây dựng,…

1.2 Các định luật cơ bản của địa chấn

hình học

• Các định luật truyền sóng đàn hồi trong đất đá

có thể nhận được từ các nguyên lý cỏ bản của quang hình học, đó là nguyên lý Huyghen-Fresnel và Fermat Trong đó, một khái niệm thường hay được sử dụng là mặt đầu sóng

được định nghĩa như sau:

• Mặt đầu sóng: là mặt giới hạn giữa miền có

các hạt dao động dưới ảnh hưởng của sóng đàn hồi và miền không bị nhiễu loạn do sóng chưa truyền tới

• a) Nguyên lý Huyghen-Fresnel: Mỗi một điểm của

mặt đầu sóng có thể xét như là một nguồn dao động sơ cấp độc lập Điều đó có nghĩa là: theo mặt đầu sóng ở một thời điểm nào đó, có thể xác định vị trí của nó ở một thời điểm khác bất kỳ, nếu như xây dựng một mặt cầu bao quanh các mặt đầu sóng sơ cấp có tâm nằm trên mặt đầu sóng cho trước ấy

• b) Nguyên lý Fermat: Nguyên lý Fermat hay còn

gọi là nguyên lý thời gian cực trị Nó là hệ quả của nguyên lý Huyghen-Fresnel Dạng đơn giản nhất của nó khẳng định rằng: sóng được truyền giữa hai điểm theo đường có thời gian truyền sóng ngắn nhất Kết quả của nguyên lý đó là sự truyền thẳng của các tia trong môi trường có vận tốc truyền sóng không đổi

I.3 Các hệ số đàn hồi

a) Ứng suất: Ứng suất là lực tác dụng lên đơn vị

diện tích (ký hiệu T) Giả sử, khi tác dụng một

lực F lên một vật có diện tích là S thì tỉ số giữa

thay đổi từ điểm này đến điểm khác thì ứng suất cũng sẽ thay đổi

- Ứng suất có thể được gọi là ứng suất pháp tuyến khi mà lực tác dụng vuông góc với diện tích, khi

mà lực tác dụng song song với diện tích thì được gọi là ứng suất tiếp tuyến

- Đối với một hình khối lập phương thì ten-xơ ứng suất tác dụng lên là

zx

yz yy

yx

xz xy

xx

σ σ

σ

σ σ

σ

σ σ

zx

yz yy

yx

xz xy

xx

e e

e

e e

e

e e

e

• Theo định luật Hooke, ta có

u

σ

=(u,v,w): các dịch chuyển các hạt vật chất trong môi trường

w y

v x

∂

∂ +

∂

∂

=

θ

b) Modun Young (E): là hệ số quy định sự liên hệ

giữa lực tác dụng vào vật thể và độ giãn của nó theo các phương tác dụng

c) Hệ số Poison ():đặc trưng cho độ co giãn của

vật thể theo phương vuông góc với lực tác dụng

• Môđun Young và hệ số Poison không phụ thuộc vào hình dạng, kích thước của vật đàn hồi và không phụ thuộc vào nhau mà chỉ phụ thuộc vào tính chất đàn hồi của vật thể

) (

) 2 3

(

µ λ

µ λ

λ σ

+

=

I.4 Sóng đàn hồi, phương trình sóng đàn

hồi, sóng dọc, sóng ngang

• a) Sóng đàn hồi: Giả thử miền O của môi trường bị

kích thích xung lực F Tác dụng lực làm môi trường

bị biến dạng Trước tiên lớp I nằm sát vùng O bị biến dạng: các hạt của nó sẽ bị dịch chuyển Sự dịch chuyển này làm xuất hiện ứng lực nhằm kéo các hạt vật chất trở về vị trí cân bằng ban đầu Nhưng do đặc điểm chuyển động quán tính nên chúng không có khả năng quay ngay về vị trí ban đầu mà tiến hành dao động xung quanh vị trí này

Sự dao động của lớp thứ I làm xuất hiện ứng lực trong lớp thư II sát nó Kết quả tiếp theo lớp I, lớp II rồi lớp III và các lớp xa hơn lần lượt bị lôi cuốn vào quá trình dao động Quá trình dao động lan truyền như trên được gọi là sóng đàn hồi

b) Phương trình sóng

- Vì sóng đàn hồi là hướng dao động của các hạt vật chất nên để mô tả nó chúng ta nghiên cứu đặc điểm phân bố vectơ dịch chuyển của các hạt vật chất môi trường

: là hàm thay đổi trong không gian

và theo thời gian

- Vì trường sóng đàn hồi là trường vecto nên theo định lý Heltmoltz và có thể xem như tổng của 2 trường vector:

: trường thế được đặc trưng bởi thế vectơ

: trường xoáy được đặc trưng bởi thế vectơ

),,,(x y z t u

c) Phương trình sóng dọc và sóng ngang

• Theo Poison và Oxtrogratski : trong trường hợp

lực F phức tạp thì trong môi trường đồng nhất sẽ tồn tại đồng thời hai loại sóng khác nhau.

• Loại sóng thứ nhất là loại sóng do tác dụng của

lực Fp và lan truyền trong môi trường với tốc độ:

sóng này được gọi là sóng dọc

• Loại sóng thứ hai sự hình thành của nó có mối

liên hệ chặt chẽ với lực Fs, lan truyền với vận

Tính chất: sóng dọc có mối liên hệ chặt chẽ với

sự biến dạng của thể tích Do đó sóng dọc còn được gọi là sóng co giãn.Sóng ngang hoàn toàn không liên hệ với sự biến dạng thể tích; đối với sóng dọc không tồn tại sự quay các hạt môi trường, môi trường sẽ không bị biến dạng về hình dạng trong khi đó, sự quay của các hạt vật chất lại gây ảnh hưởng đối với sóng ngang, và

có mối liên hệ chắt che với sự biến dạng về hình dạng nên có thể gọi sóng ngang là sóng méo dạng

Giá trị vận tốc sóng dọc V p , sóng ngang V s và mật độ của một số đất đá

II Phương pháp thăm dị địa chấn

khúc xạ

Phương pháp thăm dị địa chấn khúc xạ là dang thăm dị cơ bản dùng phương pháp tương hỗ các sĩng khúc xạ Chủ yếu dùng để nghiên cứu khu vực ,nhằm nghiên cứu bề mặt tầng nền (địa chấn nơng) và các ranh giới sâu hơn trong vỏ Trái đất

Điểm đầu M

Điểm nổ

S

i21h

Hình II.1 Sóng khúc xạ

Mặt đất

Ranh giới khúc xạ R

V1

V2

II.1 Ứng dụng PHƯƠNG PHÁP ĐỊA CHẤN

• Địa chấn công trình : là lĩnh vực ứng dụng địa chấn khúc xạ giải quyết nhiều nhiệm vụ khác nhau,xác định chiều sâu thế nằm và địa hình mặt nền đá gốc Phát hiện và nghiên cứu các đới nứt nẻ, các đới cacto, các vùng thấm nước Xác định nước ngầm Xác định các tham số cơ lý của đất đá ở thế nằm tự nhiên.

II.2 Ưu nhược của phương pháp địa chấn

khúc xạ

– Ưu điểm

• Phương pháp địa chấn khúc xạ là một trong những phương pháp quan trọng nhất trong số các phương pháp thăm dò địa vật lý do tính ưu việt của nó trên nhiều khía cạnh khác nhau mà trước hết chủ yếu là khả năng về độ chính xác cao,độ phân giải cao độ xuyên thấm sâu

• Ngưòi ta còn dùng phương pháp địa chấn khúc

xạ trong lĩnh vực hải dương học ,tìm kiếm nước ngầm, địa chất công trình, xác định độ sâu tới các tầng đá đáy để kết nối với công trình nhà cao tầng,đê điều cầu cống,đường cao tốc và các hải cảng

• Nhược điểm

– Ngoài ra trở ngại chính của của việc sử dụng địa chấn khúc xạ để nghiên cứu móng kết tinh là sự có mặt của các lớp đá vôi hay các trầm tích có vận tốc cao nằm trong lớp phủ ( gọi là lớp ẩn) Khi các lớp này có chiều dày lớn thì chúng có thể trở thành màn chắn gây trở ngại thậm chí không cho phép nghiên cứu móng kết tinh nằm dưới nó( gọi là lớp mù).

– Một số bất lợi do đặc điểm tính chất đặc trưng của sóng khúc xạ :

– Khoảng cách ghi nhận sóng giữa các nguồn sóng tới còn chịu ảnh hưởng của nhiễu.

– Địa chấn khúc xạ chỉ được sử dụng tốt khi vận tốc lớp thứ n luôn lớn hơn lớp thứ n-1.

– Địa chấn khúc xạ được quan sát và minh giải dựa trên cơ sở là trong không gian các lớp là đồng nhất bằng phẳng Nhưng trên thực tế các lớp có thể nghiêng hoặc có đặc trưng riêng về địa hình.

II.3 MƠ HÌNH SĨNG ĐỊA CHẤN KHÚC XẠ

( V1) Ranh giới khúc xạ(R)

A B (V 2 )

Điểm nổ S M(điểm đầu) Mặt đất

Mơi trường hai phân lớp ngang, cĩ

bề dày là h (cịn gọi h là chiều sâu pháp tuyến), cĩ vận tốc V2 > V1 và mặt ranh giới khúc xạ thẳng và nằm ngang (R).

Khi tia sĩng đi từ nguồn nổ S xuống

(R) dưới gĩc tới hạn i (hoặc i 21 ) : , thì nĩ bị khúc xạ trong lớp V 2 dưới dạng tia trượt AB, sự kích động của tia này làm xuất hiện sĩng đầu khúc

x

II.4 BIỂU ĐỒ THỜI KHOẢNG CỦA MÔI

TRƯỜNG HAI PHÂN LỚP NGANG.

• T1 , T2 là hai Hodograph sóng thẳng lần lượt có hệ

số góc là , ; còn gọi

T1 là biểu đồ thời khoảng của sóng truyền trực tiếp đến máy thu, còn T2 là biểu đồ thời khoảng của sóng khúc xạ.

h i

Tổng quát, dựa vào tọa độ của điểm đầu M (xM), thời gian sóng xuất hiện sóng tại M của biểu đồ thời khoảng và góc nghiêng, với V được gọi là vận tốc biểu kiến

h

T SAM

cos 2

1

Đây là phương trình của biểu đồ thời khoảng của môi trường hai phân lớp ngang.

x

T

T x

2

cos

2

T V

i

h V

T x

i

V

T V

V

V V

T h

V

i

h T

T

cos 2

2

cos

2 )

0 (

1 0 2

1

2 2

2 1 0

1

2 0

II.5 BIỂU ĐỒ THỜI KHOẢNG CỦA MÔI

TRƯỜNG HAI LỚP NGHIÊNG.

x

(V 1 ) (R) (V 2 )

=

−

=

) (

cos

cos 2

'

) (

cos

cos 2

'

) cos(

sin 2 sin

tan cos 2

) cos(

sin 2

1 1

2 2 1

2

1 1

1 1 1

1

2 1 2 1

ϕ ϕ ϕ ϕ

ϕ

ϕ ϕ

ϕ ϕ

i V

h V

M

SB V

M S T

i V

h V

M

SB V

M S T

i

i h i

h x

i

i h x

M M M M

sử dụng khái niệm Vận Tốc Biểu Kiến : ; ta đi tìm

phương trình biểu đồ thời khoảng Ở đây, góc ϕ được gọi

là góc nghiêng của ranh giới so với phương ngang ( khi ranh giới chìm dần so với điểm nổ thì ϕ > 0, còn khi ranh giới nâng dần lên so với điểm nổ thì ϕ < 0 ).

x V

2 2

x v

t v

x x

t

t x

cos(

2 )

sin(

) cos(

cos

2 )

cos(

sin 2

) sin(

1 1

1 1

ϕ

ϕ ϕ

ϕ

ϕ

ϕ ϕ

ϕ

+

− +

v

h v

i x

i v

h i

i

h x

v

i t

1 1

cos 2

cos 2

i x

t = −ϕ +

II.6 PHÂN TÍCH TÀI LIỆU ĐỊA CHẤN

KHÚC XẠ

Các dao động sóng khúc xạ quan sát ngoài thực địa được ghi giữ lại trên các băng địa chấn, chúng giúp cho chúng ta có thể hiểu được cấu trúc địa chất dưới sâu qua quá trình phân tích theo các bước cơ bản sau :

II.6.1 Liên kết sóng

Trong phương pháp địa chấn khúc xạ thì quá trình

liên kết sóng được phân thành : Liên kết đơn

(liên kết sóng trên cùng một băng địa chấn) và

liên kết ghép (liên kết sóng giữa các băng địa

chấn khác nhau)

Quá trình liên kết sóng được dựa trên các chỉ tiêu về hình dạng sóng, vận tốc biểu kiến, cường độ sóng và thời gian tương hỗ…

Các chỉ tiêu liên kết sóng đơn gồm:

– Các xung sóng cùng liên hệ với một ranh giới khúc xạ phải có hình dạng giống nhau hoặc thay đổi từ từ dọc tuyến

– Thời gian xuất hiện (tại mặt sóng hay mặt pha nào đó) của các xung dao động cùng liên hệ với một sóng phải thay đổi từ từ dọc tuyến Các đường nối dao động có cùng pha (các trục đồng pha) của cùng một sóng phải song song nhau

–Các xung dao động liên hệ với mặt sóng khúc xạ nhất định phải được tách với các sóng xuất hiện trước và sau nó bằng các vùng “lặng sóng” có cường độ yếu

Quá trình liên kết ghép cũng được tiến hành dựa

trên một số chỉ tiêu như sau :

–Thời gian tương hỗ

–Mức độ song song của các biểu đồ thời khoảng đuổi nhau

–Thời gian gối đầu

–Hình dạng sóng

II.6.2 DỰNG BIỂU ĐỒ THỜI KHOẢNG

– Dựng biểu đồ thời khoảng quan sát về thực chất chính là quá trình đưa các trục đồng pha đã được vạch sẵn trên các băng địa chấn khi liên kết sóng lên giấy dưới dạng đồ thị.

– Biểu đồ thời khoảng thường được dựng trên giấy kẻ

ly và được biểu diễn trong hệ tọa độ Descartes Trục hoành của biểu đồ biểu diễn tọa độ x của các điểm quan sát, trục tung biểu diễn thời gian truyền sóng từ điểm nổ đến các điểm quan sát tương ứng

– Tỷ lệ dựng biểu đồ được chọn phụ thuộc mức độ tỉ

mỉ của việc nghiên cứu và chiều dài khoảng nổ (thông thường tỷ lệ đứng được chọn 1cm = 0.01 – 0.15sec ; còn tỷ lệ ngang thì được chọn 1cm = 10 – 200m)

II.6.3 DỰNG RANH GIỚI KHÚC XẠ

– Để ứng dụng biểu đồ thời khoảng cho việc quan sát các lát cắt địa chất dưới sâu, dựa vào biểu đồ thời khoảng đã được xác lập bên trên, ta có thể tiến hành xây dựng ranh giới khúc xạ Các ranh giới khúc xạ cùng nằm trên một tuyến thường được biểu diễn trên cùng một bản vẽ dưới dạng mặt cắt địa chấn khúc xạ

– Mặt cắt địa chấn khúc xạ thường được dựng trên giấy kẻ ly (với tỷ lệ đứng và tỷ lệ ngang có thể khác nhau hoặc bằng nhau) Phụ thuộc vào mức độ chi tiết và chiều sâu của các ranh giới khúc xa Phương pháp phổ biến dùng cho việc

xây dựng ranh giới khúc xạ là phương pháp To

II.6.4 Phương pháp To

– Phương pháp To được sử dụng để dựng ranh giới khúc xạ khi:

– Sóng quan sát được là sóng đầu.

– Bán kính cong của các ranh giới lớn hơn nhiều so với chiều sâu của nó.

– Vận tốc truyền sóng của môi trường lót mặt khúc xạ không thay đổi quá đột ngột dọc mặt ranh giới.

X

D P

B H

– gọi t là thời gian xuất hiện sóng tại P xác định trên biểu

đồ thuận G ; t’ là thời gian xuất hiện sóng tại P xác định trên biểu đồ ngược G’ , thì ta

– trong đó:

V1 : vận tốc truyền sóng trong môi trường phủ R.

V2 : vận tốc truyền sóng trong môi trường lót R.

– Vậy biểu đồ Thời khoảng t o

2 2

cos

V

i

h t

t

i V

h t

t

BH BD

DP BP

0 1

2

1 1

cos 2

sin 1

i

V i

V

h T

[t t T]

K t

K V

V

t i

cos

2 2

2 1

0 0

1

Quá trình dựng ranh giới khúc xạ

– Dựng đường to(x) : to(x) = t(x) – [T – t’(x)]

– Do đó để dựng nó tại mỗi điểm

C của đoạn tuyến FE ta sẽ sử dụng compa đo để xác định độ lệch : ∆ (t) = T – t’(x)

– Đặt đoạn ∆ t về phía đường G

ta sẽ dựng được điểm to tại C Tiến hành như vậy đối với các điểm quan sát khác nhau ta sẽ

vẽ được đường to(x).