Спосіб вивчення тектонічних порушень в геологічному середовищі

Корисна модель відноситься до геофізичних, зокрема сейсмічних, способів ви вче н н я м алоа мп лі тудн и х те к тон і чни х п ор уше н ь в ге о ло гі чном у середовищі і може бути використаний при пошуках родовищ нафти та газу. Відомий спосіб виявлення розривних порушень шляхом інтерпретації часови х розрізів, о тримани х методом спільної глибинної то чки (СГТ) [1 ], який дозволяє розрізняти прямі ознаки наявності розривних порушень - різкі вер тикальні зсуви при кореляції опорни х сейсмічни х горизон тів, та опосередковані, що проявляються в локальних змінах стр уктури хвильового поля - зникнення стійких горизонтів та появи нових хвиль, зміні динамічного рівня і спектрального складу коливань на визначеному інтервалі розрізу, не пов'яз ані з повер хне вими се йсмо гео ло гічними умо вами . При ана лізі динамічних часови х та глибинних розрізів в районі порушень відмічаються характерні особливості запису - різке послаблення деякої групи відбиттів, поява подібних по формі коливань з помітним зсувом в часі. В залежності від характеру порушення осі синфазності, що простежуються по обидві сторони від нього, можуть або перекриватись на одній і тій же ділянці профілю, або створювати зону відсутності відбиттів. Інколи спостерігаються дифраговані хви лі від лін і ї роз ри ву шар у. Во ни п роя вля ються у ви гля ді швидк о затухаючих коливань, вісі синфазності яких спряжені з осями синфазності відбиттів. В окремих випадках реєстр уються відбиття від площини скиду зі стрімконахиленими вісями синфазності. В разі незначного по амплітуді п ор ушення з сув ві сі син фа зності може бути незна чн им а бо випадко во можуть співпадати сусідні фази. Такі порушення можуть бути виявлені лише при густій сі тці про філів шля хом проведення динамічного аналіз у. Інколи зони порушень виділяють по затуханню коливань. Недостатня ефективність способу обумовлена наступними факторами: - недостатній рівень послаблення завад, таких як бокові та повер хневі хвилі; - недостатній рівень використання кінематичних особливостей ві дби ти х хви ль пр и зб уджен ні ко ли вань з бок у пі дня то го та оп уще н о го блоків тектонічних порушень; - неврахування в процесі досліджень можливостей тривимірної сейсморозвідки . Ві дом ий сп о сі б ви вчен ня тек тон і чн и х п ор уше н ь н а о сн о ві комплексування сейсмічних методів способу керування фронтами (СУФ) сейсмічних хвиль та дифракційного перетворення даних методу спільної глибинної точки (МСГТ) [2]. Тектонічні порушення виділяються по втраті суцільності кореляції та зсуву го риз он ті в н а сей смічни х зо браження х сере до ви ща, а також по стеже нн ю н а се й смо гр ама х ди фр а го ва н о ї хви лі , що п о в'я за на з неоднорідностями середовища в околі розлому. Недоліки способу: тр уднощі в реалізації СУФ, пов'язані, перш за все, з екологічними наслідками та неврахуванням особливостей хвильового поля в районі порушення при обробці та інтерпретації даних МСГТ. Ві дом ий так ож сп осі б ви вчен ня тек тон і чни х п о р уше нь , як ий передбачає використання крім розрізів СГТ також позиційних сейсмограм СТЗ (спі льна точка зб удження) та СТП (спільна то чка прийому) [3 ]. На о стан ні х п ри н аближе нні до субве р тик а льн о го роз лом у з аз ви ча й спостеріга ється швидке посла блення коливань відби то ї хви лі та поя ва п о ді бни х по формі ко ли вань із з сувом в ча сі по мі рі ві ддалення ві д порушення. В залежності від характер у такого пор ушення осі синфазності, що простежуються з двох сторін від нього, можуть або перекриватись, або утворювати зону відсутності відбиттів. Інколи спостерігаються дифраговані хвилі ві д ліні ї розриву шар у, або відби ті хвилі від площини скидува ча . Ознакою порушення може бути також ступінча та зміна е фективни х і середні х швидкостей та переважаючи х частот. В зоні розлому та поблиз у нього відбиваючі границі на часовому розрізі мають спотворений вигляд. В зв'язку із зниженням швидкості в зоні розлому на часовому розрізі можуть мати місце наступні спотворення: а) різке позірне збільшення потужності шарів при наближенні до зони розлому; б) позірний згин границь в бік розлому; в) позірний прогин границь під порушенням. П ри ан алізі сей см озап и сі в С ТЗ часто вия вля ють ся "ан ома льн і ві дби ття ", які сі чуть о сі син фазно сті з ви чайни х ві дби тті в. Їх п оз ірні шви дко сті мож уть ма ти о би два зн аки і вон и пе ре важно п о в'я за ні з відбиттями від зон розломів. Описаний спо сіб є де що бі ль ш уні вер сальним в порі внянн і з [1 ], зокрема , біль ш е фек ти вно викори сто вуються кін ематичн і о собли во сті відбитих хвиль, проте основні недоліки способу зберігаються. Н а й бі ль ш близ ьки м до з ап р оп о но ва н о ї к ор и сно ї мо де лі є спо сі б ін терп ре та ці ї тек тоні чн и х п ор ушень , як ий ба з уєть ся на ге оло гі чн и х уя влення х про ме ханізм їх утворе ння [4 ]. В якості тако го пі дходу використовують співставлення інтерпретаційних тектонічних моделей з їх експериментальними аналогами, залучаючи до процесу інтерпретації дані експериментальної тектоніки. Зокрема, виконане в [4] співставлення даних МСГТ 2D та МСГТ 3D показало, що структурні плани побудовані за цими двома методами є доси ть схожими, том у осно вний приріст ін формації о триманий за рахунок даних про тектоні чн у будо ву площі до сліджень. Показано, що структурно-тектонічна будова ділянки (між Уралом та За хі дн о ю-С и бі р ськ о ю п ли то ю) в ці ло м у п о в'я з а на з те к то ні чн им утворенням, яке можна визначити як грабен гравітаційного просідання. В [4] виді лення роз ри вни х по р ушень викон ано як по традицій ни х ознака х хвильового поля на розрізах - зміщення по лінії розлому осей синфазності, зменшення інтенсивності відбиттів так і шляхом застосування процедури аналізу відбиваючого горизонту, зокрема, обчислення кутів нахилу, азимутів, а з им уті в на хи лу, по будо ви ди ферен ціа льни х к ар т по лін ія х і тра са х, кар т виділення границь, аналізу горизонтальних слайсів. З огляду на складну конфігурацію порушень, наявність окремих "штри хів" в їх будові, слід підви щувати горизонтальну роздільну здатність сейсморозвідки по меншій мірі на окремих інтерпретаційних профілях. Недоліком способу [4] є недостатня вертикальна роздільна здатність сейсмічних розрізів, обумовлена застосуванням потужних інтерференційних систем (ІС) та недостатнє використання кінематичних особливостей відбитих хвиль, не залучено також повнохвильове сейсмічне моделювання, важлива роль якого у вирішенні поставленої задачі навряд чи може викликати сумнів. В осно ву к ори сн о ї мо де лі п оста влено з адачу удо ско на ли ти спо сі б [4 ] вивчення тек тоні чни х пор ушень в гео ло гічн ом у сере до ви щі шля хом підви щення горизон тально ї та вер тикальної роз дільчо ї здатно сті при сей смічн и х дослідження х, пі дви щення рі вня си гнал/за ва да при о бробці дани х, більш повного використання кінематичних особли востей відбити х хвиль та залучення в процесі досліджень повнохвильового моделювання. Поставлена задача досягається тим, що: - в запропонованому способі вивчення тектоні чни х пор ушень в геологічному середовищі, що включає проведення сейсмічних досліджень по те хно ло гі ї тр и вимі рно ї се й сморо з ві дки (3 D) з р еєстрац і єю прямо ї та зворотньої гілок годографів відбитих хвиль, обробку та інверсію даних з наступним виділенням на сейсмічних розрізах (зображеннях) тектонічних порушень на підставі відомих критеріїв (порушення структури запису, часові зсуви осей синфазності, зникнення стійких горизонтів та поява нових хвиль, характерна поведінка сейсмічних атрибуті в, поява дифрагованих хвиль на сейсмозаписах або вузлів дифракції на часових розрізах, субвертикальна "штрихува тість" зображень), згідно корисної моделі, обробку та інверсію даних 3Dсейсморозвідки виконують окремо по ближній та дальній частинах прямої і зворотної гілок годографів відбитих хвиль, співставляють отримані дані та виділяють тектонічні пор ушення на підставі ознак, що характериз ують порушення при відпрацюванні зазначених вище ділянок годографів відбитих хвиль, трасують зони і лінії порушень та проводять їх геометризацію шляхом побудови азимутальних розрізів та горизонтальних зрізів з кубу інвертованих даних ЗD-зйомки, після чого задають деталізаційні профілі СГТ впоперек виділених порушень, складають швидкісні моделі вздовж цих профілів та проводять повнохвильове моделювання з кроком між сейсмоприймачами DCs £ DCп / 2 , де DCп - ширина порушень, в подаль шом у відпрацьо вують задані дета лізаційні про фі лі з реєстраці єю да льньої ча стини го догра фа відбити х хвиль з бок у оп ущеного крила порушення та гр уп уванням сейсмоприймачів і джерел коливань впоперек їх пролягання, отримані сейсмозаписи обробляють із застосуванням способів вилучення поверхневих та кра тни х хви ль-зава д, після чого будують сейсмічні зображення субгоризон тальни х та субвер тика льни х гран иць бе з перекр и ття та з п ер екр и ттям п о ві дби ва ючи х гр а ни ця х, я кі п ор і вн юють з да ним и моделювання , по зображеннях субгоризонта льни х границь корелюють сейсмічні горизонти з підвищеною роздільною здатністю, ув'язують ці дані з результатами 3D-зйомки та отриманими зображеннями субвертикальних границь, на підставі чого деталізують в плані і розрізі особливості будови тектонічних порушень; - в пр оце сі обробк и дани х п о де та ліза цій ни х сей смі чни х п ро філя х го до гр а фи ві дби ти х хви ль р оз би вають н а і н те р ва ли , в межа х я ки х к ути падаючих променів на сейсмічну границю змінюються в межах, що забезпечують розширення (чи звуження) видимого тектонічного пор ушення на розрізах на величину меншу ніж DCs / 4 . Запропонований спосіб від корисної моделі відрізняють наступні наявні суттєві ознаки: - р оз ді ль на о бр обка та і н вер сі я да ни х 3 D -сей см іки п о ближн ій та да льн ій частин а х прям о ї і з воро тньо ї гі лок годо гра фа ві дби ти х хви ль та співста влення о тримани х дани х, що доз воля є засто сува ти нові ознаки для виділення тектонічних порушень, зокрема, такі як різна "ширина" порушень, наявність на деяких з них складно відбитих хвиль; - геометризація порушень за даними 3D-зйомки, що є важливим етапом в загальній системі вивчення тектонічних пор ушень, в т.ч. при проектуванні деталізаційних профілів; - складання швидкісної моделі розрізу вздовж деталізаційних профілів, що дозволяє виконати повнохвильове моделювання із застосуванням сучасного математичного забезпечення (наприклад, пакету програм Tesseral- 2 [5]); - проведення повно хви льового моделювання з кроком між сейсмоприймачами DCs £ DCп / 2 , де DCп ширина порушення, що дає змогу прослідкува ти порушення з детальністю, коли порушенню буде відповідати не менше 5 трас на сейсмічному розрізі; - відпрацювання деталізаційних профілів з реєстрацією дальньої частини годо гра фа ві дби ти х хвиль з боку опущено го крила пор ушення , що забезпечує максимальну "ширину" порушення на розрізі, підвищує горизонтальну роздільчу здатність, що спрощує та покращує його виділення; - гр уп ува н н я сей см оп ри йма чі в та дж ер е л к о ли ван ь вп оп ер ек простягання про фі лю , що сприяє підви щенню вер тикальної роз дільчо ї здатності сейсмічних досліджень ; - обробка сейсмозаписів із застосуванням способів вилучення поверхневих та кратних хвиль-завад, що дозволяє покращити співвідношення сигнал/завада в цілому на розрізах; - побудова сейсмічних розрізів субвертикальних та субгоризонтальних границь без перекриття і з перекриттям по відбиваючи х границя х та порівняння їх з даними моделювання , що підви щує на дійність та однозначність виділення порушень в розрізі; - ув'язка матеріалів деталізаційних досліджень з даними 3D-зйомки, що пок ра щує в ці ло м у я кі сть тр а сува н ня р оз ри вни х п о р уше н ь н а п л о щі та сприяє вивченню особливостей їх будови. Послідовне виконання перерахованих операцій дозволяє вирішити поставлену задачу корисної моделі. Суть способу пояснюється кресленнями (Фіг.1, 2) де прийняті наступні позначення: - геологічне середовище - 1; сейсмічна границя в піднятому блоці - 2; сейсмічна границя в опущеному блоці 3; тектонічне порушення - 4; ширина тек тоні чн о го пор ушен ня - 5 ; амплітуда тек тон і чно го по р ушення - 6 ; сейсмічний промінь - 7 падаючої хвилі на границю 2; сейсмічний промінь - 8 відби тої хви лі ві д грани ці 2; сейсмічн ий промінь - 9 па даючо ї хви лі на границю 3; сейсмічний промінь - 10 відбитої хвилі від границі 3; кут падіння - 11 плоскої хвилі; зона розриву суцільності кореляції - 12; сейсмічні промені складновідбитих хвиль - 13; область слідкування складновідбитих хвиль -14; з он а пе рекр и ття ві дби ти х хви ль від пі дня то го та о п уще но го блокі в порушення -15. В основу запропонованого способу покладено той факт, що при відпрац юванні сейсмі чни х про фі лів тектоні чні пор ушення (розриви) по різному проявляються в хвильовому полі прямої та зворотної, ближньої та дальньої гілок годографа сейсмічних хвиль. Відомо, що тектонічні порушення мають в пер еважній біль шості субвер тикальн у форм у [6 ], а амплітуда їх може коливатись від нуля до декількох кілометрів. Ширина порушень в плані також бува є доси ть різною і може сягати декількох десятків метрів і на віть більше. Найбільшу зацікавленість викликають порушення невеликої амплітуди, з якими можуть бути пов'язані поклади вуглеводнів. Разом з тим, вивчення таки х пор ушень за допомо го ю сей смороз відки по в'язане з відомими трудно щами, зумовленими значними довжинами сейсмічних хвиль. На кресленнях Фіг.1, 2 наведено два порушення, що характеризуються однаковою амплітудою, але мають різну поперечну ширину. В о сно ву створени х мо де лей покла дено рез уль та ти дослі джень викладені в [6,7]. Прийнята субвертикальна форма порушень з амплітудою в 40м та різною шир иною (горизон та льним розривом). В першом у випадк у (Фіг.1) ширина порушення складає 20м, а в другому (Фіг.2) - практично не проявляється в масштабі креслення. Розглянемо наслідки падіння плоскої хвилі на такі моделі. З креслення Фі г.1а ви дно , що пр и збудж енні ко ли вань з бок у пі дня то го блок у, а реєстрації коливань в межах опущеного блоку, наступає розрив суцільності кореляції горизонту, вели чина якого складає L=m+n.tgi, де m - поперечна ширина порушення, n амплітуда порушення, і - к ут падіння плоскої хвилі. При куті падіння і=26,6° L=2m. Як що п ри йня ти m=20м , a L=40м , то таки й ро зр и в суці льно сті кореляції при загальноприйнятому кроці спостережень DCs =60м може бути поміченим, а може бути і не поміченим в залежності від того, як будуть розташовані точки реєстрації коливань по відношенню до розлому. Тому р е а льним кр оком для віз уа льн о го п окра ще ння яко сті ві дображен ня розривних порушень на часових розрізах може бути зменшення кроку між сейсмоприймачами до величини DCs =L/2. У випадку розміщення пункту збудження над опущеним блоком, а реєстрації коливань над піднятим блоком, відбиті промені від опущеного та піднятого блоків співпадають (Фі г.1б), що може не призвести до розриву суцільності кореляції осей синфазності. При багатофазній формі відбиттів (гор изон ті в) розри вне пор ушення може бути проп ущеним н аві ть пр и з мен шенн і крок у р еєстр аці ї коли вань . В разі зб удже ння та ре єстра ці ї ко ли ва нь безп осере дньо н ад п ор ушен ням (Фі г.1 в) р озри в суці льно сті кореляції відбитих хвиль дорівнюватиме ширині порушення (розривному зміщенню), що також важко визначити на часовому розрізі. Я к що ро зр и вн е по р уше нн я ха ра к те ри з ується спр ия тливим и відбиваючими властивостями, що на практиці досить часто має місце, то матимемо картину, зображену на Фіг.1г. Зокрема, при збудженні коливань над опущеним блоком, а реєстрації коливань в межах широкої апертури, яка охоплює підняту та оп ущен у частини блокі в в околі по р ушення , ма тиме місце зона розриву суцільності кореляції, що дорівнюватиме ширині порушення, а також зона простеження складновідбитої хвилі, розміри якої становитимуть L'=m .tgi. Якщо початок координат розмістити над розривним пор уше нням , то коо рдина ти баз и ре єстра ці ї ск ла дно ві дби то ї хви лі визначаються виразом H 1tgi £ C £ H 2 tgi , де Н 1 і Н2 - глибина піднято го та оп ущеного блоків відповідно. На Фіг.2 зобр ажена модель , коли пор ушення зна чно обмежене по ширині (роз'єднання не відбулося). Задіяна та ж схема сейсмічних променів, що і на Фіг.1. З кре слен ня Фіг.2а видно , що з она роз ри ву суці льності кореляці ї є меншою і дорівнює лише L=n.tgi. При збудженні коливань з боку опущеного блоку картина буде де що інша. Як видно з Фіг.2б, буде спостеріга тись зона перекриття при кореляції сейсмічни х горизонті в. Це може призвести до позірних розростань амплітуди горизонтів, або, навпаки, до їх зменшення. В разі збудження та реєстрації коливань безпосередньо над розломом розриву суцільності кореляції сейсмічних горизонтів може і не бути (Фіг.2в). Якщо р озлом ха рак тер из ується сприя тли вими відби ва ючими вла сти во стями (Фі г.2 г), то п р и з будж е н ні к о ли ва н ь з бо к у о п уще н о го бло к у спостерігатиметься суцільна кореляція сейсмічного горизонту, а також зареєстр ується складнові дби та хвиля , координати якої по осі X можна визначити таким же чином, як і на Фіг.1 г. Узагальнюючи результа ти моделювання, можна зробити наступні висновки: - тектонічні порушення по різному проявляються на хвильових полях в залежності від розташування пункту збудження та апертури спостережень по відношенню до порушення; -при розміщенні пункту збудження над піднятим блоком, а реєстрації коливань в межах опущеного крила (пряма виносна система спостережень) на хвильовому полі спостерігатиметься розрив суцільності кореляції горизонту, а величина такого розриву визначатиметься характером порушення (амплітудою та шириною); - в разі розміщення пункту збудження безпосередньо над порушенням і реєстр аці ї коли вань в околі пор ушення (ближня гілка го до гра фа відби ти х хвиль), розрив суцільності кореляції горизонтів може бути, а може і не бути в залежності від будови (ширини) порушення, величина розриву не перевищить ширині розлому; - при розміщенні пункту збудження над опущеним блоком, а реєстрації коливань над піднятим блоком (зворотня виносна система спостережень), розриву суцільності кореляції горизонтів на часових розрізах може взагалі не бути, і більштого, буде деяке перекриття в простеженні, що може призвести до позірних розростань амплітуди чи їх зменшення; - у випадку сприятливи х відбиваючи х власти востей тектонічного порушення, та розміщенні пунктів збудження над опущеним блоком, розрив суцільності кореляції горизонтів може бути, а може і не бути в залежності від будови пор ушення, але за вжди простежува тимуться складно відби ті хвилі з боку опущеного крила порушення. Таким чином, в проце сі моделювання тектоні чни х пор ушень та відповідних хвильових полів можуть бути визначені критерії, що дозволяють більш досто вірно визнача ти наявність порушень та їх характеристики (геометричні розміри, структур у будови, то що). Реалізація способу виконується в наступній послідовності: - в м ежа х те ри то рі ї 3D -зй омки виділяють тек тоні чн і п ор уше ння 4 (Фіг.1,2) на пі дста ві пор уше ння стр ук тури запису, часо во го зсуву о сей синфазності, зникнення стійких горизонтів та появи нових хвиль, характерної поведінки сейсмічних атрибутів, появи дифраговани х хвиль на сейсмозап иса х а бо вузлів ди фракці ї на часови х розріз а х, субвер тика льної "штри хуватості" зображень; - схем у спостережень 3 D-зй омки роз би ва ють на прям у і з воро тн у, ближню та да льню гілки го до гра фі в відби ти х хви ль, обро бк у та ін версію даних по яких проводять окремо; - по о трима ни х дани х в р айон і вия влени х та о чік увани х роз ри вни х порушень виводять азимутальні розрізи в тому числі сейсмічних атрибутів та уточнюють або встановлюють положення в плані тектонічних порушень; - по отриманих по п.3 розрізах створюють попередню модель окремих порушень (Фіг.1, 2), проводять повнохвильове моделювання, в процесі якого визначають додаткові ознаки виділення розривних пор ушень на сейсмічних розрізах чи розрізах відповідних атрибутів чи інверсій; - проектують схем у та методику відпрацювання деталізаційних сейсмічних профілів впоперек виявлених порушень; - ві дп р а ц ь о вують де та лі з а ці й н і п ро фі лі з к р ок ом м іж сейсмоприймачами DCs £ DCп / 2 , при збудженні коливань над піднятим блоком 2 та реєстрацією дальньої гілки годографа в межах опущеного крила 3, сейсмоприймачі та джерела групують впоперек профілю; - проводять попередню обробку сейсмозаписів націлену на вилучення поверхневих [8 ] та кратних [9 ] хвильзавад, після чого формують однократні та сумарні розрізи, по яких детально вивчають стр уктур у хвильового поля та поведінку сейсмічних атрибутів, що дозволяє на підставі сумісного аналізу з даними 3 D-зй омки більш дета льно вивчи ти будо ву та фізичні власти вості тектонічних порушень. Приклад реалізації способу. Ре а лі з а ці я сп о с о бу в п о вн о м у о бся з і ви м а га є п р о ве де нн я спеціалізованої обробки даних 3Dзйомки та відпрацювання деталізаційних профілів. З метою попередньої оцінки ефективності способу були проаналізовані сейсмічні матеріали, отримані в районі північної прибортової та бортової зон Дніпровсько-Донецької западини. Був відпрацьований сейсмічний профіль МОГТ впоперек крайового розлому, де за фіксоване розривне порушення з амплітудою бі ля 55м в п е р м ськ и х та к ам 'я но вугі ль н и х ві дк ла да х. Ши р и на по р уше н н я (горизонтальний розрив) обчислюється декількома десятками метрів. Апертура спостережень складала 2350м (48 каналів через 50м), в інтервалі -600 ¸ 1750м, що дозволило розбити її на 2 частини - ближню (600 ¸ 550м) та дальню (-600 ¸ 1750 м). Обробка сейсмозаписів виконувалась по те хнології спряженого дифракційного перетворення, розробленій в УкрДГРІ. На рисунку Фі г.3 при ве дено співста влення глибинни х розрізі в, о дин з яки х отр иманий за даними обробки ближньої гілки годографа (Фіг. 3а), а другий - дальньої гілки (Фіг.3б). Порівнюючи ці дані можна зробити ви сновок про де що відмінн у поведінку сейсмічних горизонтів. Якщо прийняти до відома, що сейсмічний горизонт IVб (підошва верхньої пермі) ідентифікується з другою фазою інтенсивного відбиття, то можна відзначити наступне: - на розрізі Фіг.3а розривне порушення може бути виділене на пікетах 32.50, 32.75, 33.00, а з урахуванням інтерполяції обумовленої кроком 25м, - в інтервалі 32.375 - 33.125, тобто ширина його складе 75м. - на розрізі Фі г.3 б ширина пор ушення з ура хуван ням інтерп оляці ї ви з на чи ться піке тами 3 2 .37 5 3 3 .37 5 , тоб то п озір на шир ина по р ушен ня становить 100м, що на 25м більше в порівнянні з ближньою системою. Далі змоделюємо порушення, яке має амплітуду 55м і ширину 75м та визначимо величин у "тіні", яка виникає біля нього в разі відпрацювання прямої виносної гілки годографа. Для цього знайдемо середній кут падіння хвиль на сейсмічну границю за умови, що глибина границі становить 1350м, а се редній вино с бази спостережень дорі вн ює 117 5м. За ци х ум о в к ут п а ді н ня сей смі чн и х хви ль н а гра н и цю , що ві дпо ві да є п і до шві верхньопермських відкладів (IVб), становитиме 25°. Застосовуючи формулу . DC m × tg a =55м 0 ,46 6=25 ,6 3м , ( a - к ут п ло ско ї хви лі ), що по вн істю відповідає отриманим матеріалам на = профілі (25м). Фак т зб іль шен ня ви димо ї шир ини по р ушенн я н а сей смі чни х зображеннях, отримани х в рез ульта ті обробки дальньої гілки годогра фа відбити х хвиль, може бути використаний в якості додаткової ознаки наявності розривного порушення в геологічному середовищі. Застосований крок спостережень дозволяє визначити тектонічне порушення з точністю, що визначається половиною відстані між сейсмоприймачами (каналами), тобто 12,5м. Для підвищення горизонтальної роздільчої здатності вказаний крок необхідно зменшувати. Узагальнюючи наведені матеріа ли можна зробити висно вок, що поставлена задача винаходу удосконалення способу вивчення тектонічних порушень на основі сейсморозвідки, досягається. Джерела інформації: 1. Гурвич И.И., Боганик Г.Н. Сейсмическая разведка, М., Недра, 1980, - 551с. 2.Ме гедь Г.В., Фила тов Ю.В. Опыт из учения тектонических н ар ушен ий сей сми че ским ме тодом. В к н. "Вопро сы ме тодик и и те хники геофизических и сследо ваний", вып.4 , 1974, Льво в, Ро тапринт УкрНИГРИ, с.36-42. 3.Сейсморазведка, Справочник геофизика в двух книгах, под редакцией Номоконова В.П., книга вторая, М., Недра, 1990, -400с. 4.Ольнева Т.В., Сапрыкин Э.В. Ин терпретация тектонически х н а р ушений н а о сно ве дан ны х эксп ериме н таль ной тек тон ики . В ж урна ле "Те хноло гии сейсмораз ведки " №2 , 2004 , г. Тверь , "Изд-во Гере" с.38-41 , прототип. 5.Full-wave seismic modeling packade Tesserall-2D, ver. 4.5. User Manual / Tesserall Technologies Inc., Calgari. 2004. P.72 6.Тяпкин К.Ф. Изучение разломных и складчатых структур докембрия геолого-геофизическими методами, Киев, Наукова думка, 1986, -168с. 7.Ярошевский В. Тектоника разрывов и складок, М., "Недра ", 1981, - 245с. 8. Тяпкин Ю.К., КравчукА.А., Мармалевский Н.Я., Горняк З.В., Кор ча гин И .Н . Вычи тан ие по ве р хн остны х во лн -поме х и з сей смо гр амм с помощью син гулярно го разложения, Гео физи ческий ж урна л, №6 , том 25 , 2003, типография фирмы "ЭССЕ", Киев, с.113-123. 9. Гейхман A.M. Удаление многократных волн-помех из сейсмических записей на основе рядов рассеи вания Борна, Гео физический ж урнал, №5 , том 25, с.43-60.