NO810804L - System og fremgangsmaate til geofysisk leting etter mineraler ved maaling av tidsbestemte jordbevegelser - Google Patents

Description

Foreliggende oppfinnelse angår geofysisk leting etter mineraler og mer bestemt et system og en fremgangsmåte til geofysisk leting ved måling av jordens tidsbestemte bevegelser.

I mange år har menneskene hatt til rådighet en tilstrekkelig tilførsel av forholdsvis rimelig fossil energi i form av olje og naturgass. De kjente kilder eller oppdagede reserver av slik fossil energi har imidlertid

ikke holdt tritt med det økende behov og har ført til kritiske kortvarige mangler og mindre kritiske,, men allikevel alvorlige, langvarige mangler.

Selv om alternative energikilder, såsom atomkraft eller solenergi er under utvikling, blir det ikke i vide kretser antatt at slike alternative kilder vil være tilgjengelige tilstrekkelig snart til å unngå en alvorlig internasjonal energikrise.

Den mest gjennomførlige kortvarige løsning for mangel på fossilt brensel er å finne ytterligere reserver av slikt brensel. Forskjellige seismiske teknikker benyttes i et forsøk på å lokalisere visse typer undergrunnsformasjoner ved å benytte overflatemålinger. Kjerneegenskapene, og de akustiske og elektriske egenskaper ved slike formasjoner kan studeres ved anvendelse av målinger som foretas ved overflatedetektorer.

Bakgrunnen for utførelse av slike målinger er å bestemme den mest fordelaktige plassering av et sted for boring av en olje- eller gassbrønn. Da omkostningene ved boring av en brønn kan være temmelig høye, må en geolog eller annen person som er ansvarlig for bestemmelsen om hvor boringen skal begynne, ha så mye informasjoner som mulig om undergrunnsformasjonene i et interessant område før boringen for å redusere sjansene for en tørr eller ikke-produserende brønn.

Foreliggende oppfinnelse utfyller kjente frem-gangsmåter ved geofysisk leting etter mineraler og gir ytterligere informasjon om undergrunnsformasjonene i et hvilket som helst område som kan være av interesse.

Foreliggende oppfinnelse et system og en fremgangsmåte for geofysisk leting etter mineraler der stigning og fall i jordens overflate på grunn av gravitasjonskraften fra

månen og solen blir målt. Tidspunktet for tilsynekomst og den tilsynelatende retning for denne tidbølge jorden har måles i en rekke punkter i avstand fra hverandre. Tidspunkt-målinger og retningsmålinger settes sammen for å skape bølgeformen i det området som er av interesse. Bølgeformen angir undergrunnens viskositet i det nevnte området. Et område med unormalt lav viskositet er et potensielt hydro-karbonførende område.

Oppfinnelsen er kjennetegnet ved de i kravene gjengitte trekk og vil i det følgende bli forklart nærmere under henvisning til tegningene der:

fig. 1 forenklet viser jorden og månen og gjen-

gir retardasjonen av jordens tidsbølge,

fig. 2 viser et snitt av jordens tidsbølge i et område med ensartet viskositet,

fig. 3 viser et snitt gjennom jordens tidsbølge

i et område med unormal viskositet,

fig. 4 viser skjematisk en biaksial helnings-

måler som benyttes til å bestemme tidspunktet for tilsynekomst og tilsynelatende bevegelsesretning for en jordtids-bølge i et enkelt punkt,

fig. 5 viser en sats av helningsmålere som benyttes for å følge bevegelsen av en jordtidsbølge gjennom et område som kan være av interesse,

fig. 6 er et diagram med trigonometriske forhold som benyttes ved analyse av en jordtidsbølge som forplanter seg forbi en sats av helningsmålere.

fig. 7 er et vektordiagram som viser gravitasjons-kraftvektorer i et område med høy viskositet,

fig. 8 viser et vektordiagram som gjengir gravi-tas jonskraf tvektorer i et område med lav viskositet,

fig. 9 viser en del av en helningsmåler i en horisontal stilling,

fig. 10 viser den samme del når den heller pga.

én passerende jordtidsbølge,

fig. 11 viser et skjematisk diagram for en interferometrisk helningsmåler som er egnet til måling av størrel-sen av en jordtidsbølge i et bestemt punkt på jordens overflate,

fig. 12 viser forholdet mellom en foretrukket fotodetektorsats i et optisk hode for en helningsmåler og et interferometrisk bånd som frembringes av interferometeret på fig. 11,

fig. 13 viser et blokkdiagram for én del av kretsen til måling av størrelsen av jordtidsbølgen ved et punkt på overflaten,

fig. 14 viser et blokkdiagram hvor den gjenværende del av kretsen til måling av størrelsen av jordtidsbølgen i et punkt på overflaten,

fig. 15 er en logaritmisk gjengivelse av tids-bølgens bølgeformer i et område av interesse ved tidspunkter som ligger i avstand fra hverandre og ved forskjellige distanser,

fig. 16 viser en utførelsesform for en klokket.il-bakestillingskrets for systemet som er vist i blokkdiagrammet på fig. 13,

fig. 17 viser en utførelsesform for et totrinns prallellskyveregister for det system som er vist i blokkdiagrammet på fig. 13,

fig. 18 viser en utførelsesform for en stige-/ falledetektor for anvendelse i det system som er vist i blokkdiagrammet på fig. 13 og 14,

fig. 19 viser i forenklet utførelse et diagram

for jorden og massesenteret for månen og solen,

fig. 20 viser skjematisk de forskjellige kretser som virker på jorden,

fig. 21a, 21b, 21c, 21d, 21e og 21f er grafiske gjengivelser av de forskjellige komponenter av tidsbølgene over en viss tidsperiode,

fig. 22 viser et tverrsnitt gjennom en del av jordskorpen tatt i øst-vest-retningen og gjengir en symmetrisk

formet geoid tidsbølge i fase med massesentrene for månen og solen og

fig. 23 viser det samme som fig. 22, men gjengir en asymmetrisk formet geoid bølge som er ute av fase med massesenteret for månen og solen.

Foreliggende oppfinnelse går stort sett ut å bestemme formen på tidsbølger i jordskorpen og slike bølger skyldes gravitasjonspåvirkninger fra bestemte legemer som ligger utenfor jorden. For enkelhets skyld skal oppfinnel-sens bakgrunn først beskrives basert på den antagelse at jorden blir påvirket utelukkende av gravitasjonskreftene fra jordens måne. Senere vil diskusjonen av de sammensatte gravitasjonsvirkninger fra måne og sol sammen med andre på-virkende faktorer bli foretatt.

Det skal først vises til fig. 1 der man ser virk-ningene av månens 10 gravitasjonskraft på havene på jorden 12 og disse virkninger er blitt nedtegnet og studert i mange århundreder. Når jorden 12 roterer om sin akse mot urviserretningen som er antydet med pil 14 (noe som fører til den relative bevegelse av månen 10 i den retning som er antydet med pilen 16), vil gravitasjonstiltrekningen som ut-øves av månen i alminnelighet skape høyvann i havet ved det bestemte punkt å jordens overflate som ligger på senterlinjen 18 mellom jordens massesentrum og månens massesentrum.

Det er ikke alminnelig anerkjent at gravitasjonens tiltrekning fra månen også fører til at jordskorpens overflate stiger og faller i enkel bølge som forplanter seg fremover og som i det følgende betegnes som en jordtidsbølge. I motsetning til høye tidevann i havet, vil høye jordtids-bølger ikke finne sted langs senterlinjen 18. På grunn av motstanden eller etterslepningen av fjell i jordskorpen, vil den maksimale hevning av jorden ligge etter senterlinjen 18 fra 1° - 7° med en retardasjon på omtrent 5° som det normale.

Egenskapene ved jordtidsbølger som forplanter seg fremover påvirkes av endringer i tetthet og viskositet i det medium den forplanter seg i, nemlig jordens ytre jordskorpe. F.eks. i områder med viskositet lavere enn normalt vil bølgehastigheten øke mens den i områder med lavere viskositet enn normalt vil avta.

På fig. 2 er det gjengitt en jordtidsbølge 20 som forplanter seg gjennom et område med ensartet viskositet i den retning som er antydet med pilen 22 og bølgen har en forholdsvis rett forreste flanke og en ensartet størrelse.

I motsetning til dette viser fig. 3 en bølge 24 som forplanter seg i en retning som er antydet med pilen 26 i et område med en viskositet som er lavere enn normalt. Delen 26 av bølgen over området som har lav viskositet buer utad i for-plantningsretningen og har en størrelse som er mer enn normal. Omvendt, vil en jordtidsbølge som forplanter seg over et område med en viskositet som er høyere enn normalt ha tilbøyelighet til å bue i en retning motsatt forplantnings-retningen og vil ha redusert størrelse.

Undergrunnsformasjoner som inneholder vann eller hydrokarboner som f.eks. olje og/eller naturgass vil oppvise lavere viskositet enn "tørre" formasjoner. Ved å måle jordens tidsbølge i en rekke punkter på jordens overflate vil formen på jordens tidsbølge kunne fastlegges i et område som er av. interesse. Deler av jordbølgen som buer forover vil indikere potensielle hydrokarbonførende undergrunnsformasjoner med lav viskositet.

For å bestemme bølgeformen måles tidspunktet for tilsynekomst og tilsynelatende retning for bølgen ved hvert av en flerhet av punkter ved anvendelse av kjente biaksiale helningsmålere. En foretrukken utførelsesform for en slik måler er beskrevet mer i detalj i det følgende. Hovedsakelig er en biaksial helningsmåler en anordning for måling av stigning og fall i jordens overflate langs to akser som er i rett vinkel på hverandre når jordens tidsbølge forplanter seg gjennom et område av interesse. På fig. 4 omfatter en biaksial helningsmåler en første arm Tl for måling av stigning og fall i jordskorpen på grunn av den bølgekomponent som forplanter seg i en første retning, tilfeldig betegnet som øst til vest, og en andre arm for måling av stigning og fall i jordens overflate på grunn av bølgekomponenten i en andre retning, vilkårlig betegnet som nord til syd. Hver helnings-målerarm er følsom overfor stigning og fall i jordskorpen bare langs en enkel akse. Hvis f.eks. en jordtidsbølge forplanter seg mot vest, vil armen Tl (på en skala fra 0 - 10) ha en avlesning på 10. Omvendt vil, hvis en jordtidsbølge beveger seg sydover, armen T2 ha en avlesning på 10 mens armen Tl vil ha en avlesning på 0.

En jordtidsbølge som nærmer seg den toaksede helningsmåler fra en eller annen retning enn langs aksene vil bevirke at både Tl og T2 måler en viss stigning i jordens overflate.

Hvis en stigning i jorden måles ved både Tl og T2, vil vinkelen for den jordtidsbølge som nærmer seg, i forhold til en av aksene som er betegnet som øst, kunne beregnes som en tangent til T2/T1. Hvis f.eks. Tl har en avlesning på 7 mens T2 har en avlesning på 3, vil vinkelen 6 ha en arcus-tangens på 7/3 eller tilnærmet 24°.

Mens den tilsynelatende bevegelsesretning på tidspunktet for jordtidsbølgens tilsynekomst kan finnes med en enkel biaksial helningsmåler, kan forvrengningen av dynamiske forandringer i bølgeformen bare bestemmes ved å ta avlesninger i en rekke punkter i et område som er av interesse. Fig. 5 viser en passende sats av helningsmålere Tl, T2, T3, T4 og T5. For å forenkle beregninger er helningsmålerne Tl, T2, T3, T4 og T5 anbragt i hjørnene av et kvadrat med kjent størrelse mens helningsmåleren T3 er anbragt i sentrum av dette kvadrat. Selv om denne oppstilling er å foretrekke av hensyn til beregningene, kan en hvilken som helst plassering av helningsmålerne benyttes der avstanden mellom og de innbyrdes retninger mellom helningsmålerne er kjent. Fig. 6 viser den type beregninger som kan utføres for å be stemme hastigheten på bølgefronten og for å finne om bølgefronten er rett eller forvrengt.

På denne figur antas det at bølgefronten har nådd frem til helningsmåleren Tl og innbyrdes avlesninger langs de rettvinklede akser har vist at en vinkel 6 finnes mellom østretningen og en perpendikulær 32 på bølgefronten 30. Ele mentær geometri viser at vinklene mellom bølgefronten og sydretningen og 6,. mellom østretningen og en perpendikulær 34 på bølgefronten er lik 0.

Den perpendikulære linje 34 som trekkes på bølge-fronten 30 mot helningsmåleren T5 danner den tredje side av en rettvinklet trekant med innvendige vinkler på 0^ og^

der5er lik 90 - 95°. Da avstanden d ^ mellom helningsmåleren Tl og helningsmåleren T5 er kjent, kan avstanden d^mellom bølgefronten 30 og helningsmåleren- T5 beregnes som dw,- = d-^.sinY5. Hastigheten på bølgefronten langs normalen-34 er lik avstanden d .- delt med tidsintervallet mellom w5

tilsynekomst av bølgen ved helningsmåleren Tl og tilsynekomst av bølgen ved helningsmåleren T5.

Lignende trigonometriske forhold benyttes når man bestemmer at avstanden d 2 = D-^-si11 ®2' Hvis bølgen ikke forvrenges, vil dens hastighet langs normalen 36 mellom bøl-gefronten og helningsmåleren T2 være lik hastigheten på bølge-fronten langs normalen 34 ved helningsmåleren T5. Hvis bøl-gen krysser normalene ved forskjellige hastigheten, er bølge-fronten forvrengt eller deformert av undergrunnsformasjoner med unormalt høy eller unormalt lav viskositet. Naturligvis må betjeningen av de forskjellige helningsmålere synkroni-seres med en tidsbase for å muliggjøre sammenligninger av hastighet. Direkte elektriske forbindelser mellom helningsmålerne med en masterklokke kan benyttes til denne synkroni-sering. Anvendelse av sløyfestrømmer som fører et tidssignal er en annen mulighet.

Ved å ta avlesninger i et antall punkter i avstand fra hverandre i et område som er av interesse, kan formen på bølgefronten der den gjennomløper området bestemmes. Ved å analysere bølgeformene og forandringene i disse -former kan undergrunnsformasjoner med unormalt høy eller unormalt lav viskositet lokaliseres i det området som er av interesse.

Bølgeformene det området som er av interesse er ikke statiske når de forplanter seg gjennom et område med unormal viskositet, men forandrer seg når de nærmer seg og forlater området på grunn av den gjenopprettende kraft som utøves av månens gravitasjon. Elementær vektoranalyse viser at gravitasjonens trekkraft som bare skyldes månen ville frembringe en jordtidsbølge med en forholdsvis rett bølge-f ront.

På fig. 7 er det vist gravitasjonsvektorene i et område med unormalt høy viskositet. Den totale eller resul-tantvektor R er en funksjon av størrelsen av en vertikal vektor V og en horisontal vektor H . Mens den vertikale

g g

vektor V g er forholdsvis konstant, vil den horisontale vektor Hg være forholdsvis høy i et høyviskositetsområde pga. den store innesluttede vinkel mellom vektoren R og vektoren

g

V g . Den horisontale vektor H vil ha . tilbøyJelighet til å øke hastigheten på den retarderte del av bølgen inntil en normal bølgeform er reetablert. Fig. 8 viser de samme gravi-tas jonsvektorer i et område med unormalt lav viskositet.

Den horisontale vektor H er forholdsvis liten i et slikt

g

område og fører til at fremadvandrende seksjoner av bølgen gradvis blir retardert i forhold til resten av bølgen når jordtidsbølgen passerer forbi det området som har unormalt lav viskositet.

Selv om den foregående beskrivelse av fremgangsmåten i henhold til oppfinnelsen var basert på den antagelse at de krefter som frembringer jordens tidsbølger var krefter som bare skyldes gravitasjon fra månen, må også gravitasjons-virkningen fra solen såvel som andre faktorer tas i betraktning ved nøyaktig bestemmelse og måling av de dynamiske og geometriske egenskaper ved jordens tidsbølger. Det er kjent at jorden ligger godt innenfor gravitasjonspåvirkning fra solen såvel som fra månen og at gravitasjonsfeltet fra solen er omtrent halvparten av månens. Således vil det sanne gra-vitasjonspotensiale som utøves på jorden være resultatet av de sammensatte virkninger av solens og månens gravitasjon og er gitt ved ligningen

der "a" er jordens gjennomsnittlige radius, Mg er solens

masse, M er månens masse og som vist på fig. 19, iJj er vinkelen mellom en linje som strekker seg fra sentrum av jordens masse til massesenteret for solen og månen, og en linje fra sentrum av jordens masse gjennom tidsbølgen. Det skal nu vises til fig. 22 og hvis det her antas at tidsbølgen er i fase med massesenteret for månen og solen (dvs., rettet inn mellom sentrene for jordens masse og massesentrene for månen og solen), vil amplituden på tidsbølgen bli påvirket av den vertikale komponent Ag for tidsbølgepotensialet som er gitt med:

Da jordskorpen imidlertid utøver motstand mot forplantningen av tidsbølgen som forklart tidligere, antas det at en horisontal kraftkomponent Agh også kan virke på tidsbølgen og er gitt ved:

Den nøyaktige virkning på tidsbølgens geometri frembragt av den horisontale kraftkomponent er noe usikker, men det antas at denne kraftkomponent kan hjelpe jordens tidsbølger til å komme tilbake til deres opprinnelige former og som en følge av dette kan den horisontale kraft benyttes til å beregnes regionale viskositeter i jordskorpen ved å måle reaksjons-tiden. Fig. 21a og 21b viser grafiske gjengivelser av beregnede verdier av de vertikale og horisontale komponenter av jordens gravitasjonstidsbølger over en tidsperiode ved et bestemt punkt på jordoverflaten.

Det faktum at jordens form blir deformert under påvirkning av krefter som varierer med tiden og ikke er helt kuleformet som et resultat av gravitasjonens tiltrekning som vist på fig. 20 vil ytterligere kompliserer prosessen med å forutsi geometrien og tidspunktene for jordens tids-bølger. Som vist på fig. 20 har tidsbølgen en vertikal og en horisontal komponent som er forskjøvet i forhold til hver andre delvis på grunn av jordens gravitasjonskraft. Da imidlertid jordens gravitasjonstiltrekning på en tidsbølge ikke er nøyaktig i en retning perpendikulært på jordens overflate (pga. jordens deformasjon) vil man ha en liten horisontal komponent i tillegg til den vertikale gravitasjonskomponent som virker på tidsbølgen. Av det foregående vil man da se at ved å utføre målinger av gravitasjonens virkning på en gjen-stand på jordens overflate vil den resulterende gravitasjon som avleses være jordens gravitasjon nedad pluss solar og lunar gravitasjon oppad, og at jordens gravitasjon er en funksjon av observatørens avstand fra jordens sentrum når jordskorpen deformeres. På grunn av faseforsinkelsen som tidligere er nevnt vil imidlertid deformasjonen sammen med den gravitasjon som er knyttet til deformasjonen ikke nød-vendigvis falle sammen med de maksimale gravitasjonspoten-sialer for tidsbølgene som er gitt av ligningene ovenfor og oppløsning av disse to krefter kan da være umulig.

I alle tilfeller er det nødvendig å ta i betraktning de sammensatte virkninger av de vertikale og horisontale jordtidsbølgekomponenter og av hensyn til den gjenværende del av denne forklaring vil reaksjonen av jordskorpens overflate overfor disse jordtidsbølgekomponenter bli betegnet som en "geoid tidsbølge". Geoide tidsbølger beregnes og måles i forhold til bare deformasjoner av jordskorpens overflate. I alminnelighet vil en faseforsinkelse finnes mellom jordens tidsbølger og de geoide tidsbølger i en viss utstrekning og som et resultat av dette vil den side av den geoide tidsbølge som ligger nærmest det maksimale gravita-sjonspotensialpunkt (det punkt som ligger nærmest månen) bli utsatt for en sterk horisontal tiltrekning.

Forholdet mellom den geoide tidsbølge og solar og lunar gravitasjon er gjengitt på fig. 21c og 21d. På fig. 21c er de solare og lunare gravi tasjonskomponenter vist når de opptrer på forskjellige tidspunkter pga. deres forskjellige stillinger i forhold til jorden, sammen med den "resulterende" gravitasjonskraft. På fig. 21d kan kurven for den resulterende deformasjonsbølge være i fase med den resulter ende gravitasjonskraft som er vist på fig. 21c, men den be-høver ikke være i fase.

Under visse perioder vil formen for den geoide tidsbølge være asymmetrisk som angitt på fig. 23 på grunn av posisjonen av solen og månen i forhold til jorden og av-vikelsen av den geoide bølge fra en symmetrisk form (se fig. 22) vil avhenge av styrken på de enkelte tidsbølgekraft-komponenter (muligens modifisert av horisontale kraftkompo-nenter). For geologisk leting etter mineraler må den asymme-triske natur av den geoide tidsbølge tas i betraktning. Variasjoner i asymmetrien for tidbølgen i. et hvilket som helst bestemt punkt i tid vil bli påvirket av de volumetriske påkjenningskonstanter for de materialer som finnes i det geologiske området som er av interesse.

Som vist på fig. 21e er de lunare og solare komponenter i en teoretisk geoid tidsbølge sinusformet noe som også gjelder kombinasjonen av disse som vist på fig. 21f. Forsøk har vist at den egentlige (målte) geoide tidsbølge er tilnærmet 48% av den teoretiske (beregnede) geoide tids-bølge.

Ved beregning av teoretiske geoide tidsbølger må

et antall andre faktorer tas i betraktning. F.eks. må det tas hensyn til den varierende inklinasjonen av månens bane i forhold til ekliptikken såvel som dens deklinasjon som

også varierer. Videre må det tas hensyn til variasjoner i avstanden mellom jorden og solen sammen med forandringer i jordens inklinasjon når den beveger seg rundt solen. De nevnte variable faktorer forandrer seg jevnt med tiden og kan derfor med fordel benyttes til løsning av tilsynelatende anomalier i bestemte geologiske områder som er av interesse.

De geoide tidsbølger kan utnyttes på en rekke

måter til å lokalisere hydrokarbonavleiringer, men hver av dem krever erkjennelse av det faktum at reaksjonen av et bestemt område av overflaten av jordens skorpe overfor lunar og solar gravi tasjonstiltrekning er avhengig av de bestemte elastiske egenskaper av den geologiske struktur i denne jordskorpe i det området som er av interesse. Forskjellige geo-

logiske strukturer har forskjellige elastiske egenskaper og de reagerer derfor forskjellig på den geoide tidsbølge. Områder med forskjellige geologiske strukturer vil føre til variasjoner i amplitude og fase for tidsbølgen såvel som til forskjeller i arealfordelingen av amplitude og fasevari-asjoner. F.eks. vil langstrakte geologiske strukturer frembringe langstrakte anomale områder i den målte geoide tids-bølge mens sirkelformede geologiske strukturer frembringer tilsvarende formede anomalområder i slike målte tidsbølger.

Reaksjonen av forskjellige typer geologiske strukturer kan forutsies ved å konstruere teoretiske modeller under anvendelse av numerisk analyse med endelige elementer. Ved å sammenligne de forutsagte (teoretiske) og observerte reaksjoner på geoide tidsbølger kan de observerte forskjeller og likheter noteres ned og tolkes. Nærvær av hydrokarbonavsetninger i et bestemt område kan utleses indirekte ved å merke seg tilstedeværelse av spesielle geologiske strukturer såsom monokliner, antikliner, synekliner og saltgrot-ter som man vet er knyttet til hydrokarbonavsetninger. Da de elastiske egenskaper ved en gitt geologisk struktur dessuten er avhengig av tilstedeværelse av porefluider (f.eks. hydrokarboner, vann etc.) kan naturen av slike strukturer påvises ved å sammenligne den forutsagte med den målte geoide tidsbølgereaksjon og ved å merke seg forskjellene som skyldes variasjoner i elastisitet.

F.eks. kan den geoide tidsbølgereaksjon for en geologisk struktur som inneholder porefluider være forskjellig fra reaksjonen av den samme geologiske struktur uten porefluider. Sluttelig vil de elastiske egenskaper av en gitt geologisk struktur også avhenge av arten av de porefluider som er tilstede, dvs. at den geoide tidsbølgereak-sjon for en gitt geologisk struktur som er mettet med vann vil være en annen enn reaksjonen av den samme geologiske struktur mettet med hydrokarboner. Som en følge av dette vil disse forskjeller kunne danne grunnlag til påvisning av hydrokarbonavsetninger direkte ved å anvende fremgangsmåten til geofysisk søking etter mineraler ved måling av geoide

tidsbølger.

Fremgangsmåten til måling av retning og tidspunktet for tilsynekomst av den geoide tidsbølge som tidligere er diskutert, kan utføres på flere forskjellige måter. En måte vil være å sammenligne den teoretiske og observerte amplitude og fase for den geoide tidsbølge over en rekke punkter som ligger i avstand fra hverandre på overflaten av et område som er av interesse for å. kartlegge anomalier i områdets geologiske struktur. For å redusere måleinstrument-enes drift pga. varmevirkning og påvirkning fra havet kan et relativt målesystem anvendes der en hovedstasjon som omfatter en flerhet av faste måleposisjoner settes opp i det området som skal undersøkes mens en flerhet av bevegelige målestasjoner flyttes mellom forskjellige på forhånd bestemte måleposisjoner i området, noe som gir målinger av den geoide tidsbølge og målinger som kan sammenlignes med de målinger av tidsbølgen som er utført ved hovedstasjonen.

For å måle stigning og fall av jordskorpen, frembragt av lunar og solar gravitasjonstiltrekning, anvendes det en helningsmåler som er konstruert i henhold til foreliggende oppfinnelse. Fig. 9 er sterkt forenklet med enkelte deler fjernet og viser en slik anordning. Helningsmåleren omfatter første og andre oppad åpne kopper 38 og 40 som står i forbindelse med hverandre gjennom en forbindelsesled-ning 42. Denne anordning er montert på en fot 44 som på sin side kan anbringes på overflaten 46 av jordskorpen. Satsen av kopper 30 og 40 og forbindelsesledningen 42 er fylt med en væske 52 som f.eks. kvikksølv. En første føleenhet 48

er anbragt over koppen 38 mens en andre tilsvarende føleen-het 50 kan være anbragt over koppen 40. Virningen av hver føleenhet, en foretrukken utførelsesform av denne vil bli beskrevet mer i det følgende, er å måle avstanden fra føle-enheten til overflaten av væsken 52. Hvis enheten på for-■ hånd er rettet opp langs jordens overflate, vil avstanden d^mellom føleenheten 48 og overflaten av væsken i koppen 38 være lik avstanden d ? mellom føleenheten 50 og overflaten av væsken i koppen 40.

Når den geoide tidsbølge passerer det sted der enheten står, vil hele enheten vippe når jordskorpens overflate stiger og deretter faller. Fig. 10 viser i sterkt overdrevet form hvorledes enheten vil vippe i forhold til en normal nivålinje 54 når jordskorpens overflate har steget under koppen 40 mer enn under koppen 38. Selv om overflatene av væsken i koppene 38 og 40 ligger på samme nivå i forhold til den normale nivålinje 54, vil nivået for væsken i koppen 40 falle i forhold til den øvre overflate i koppen og føleenheten 50. På lignende måte vil nivået for væsken 52 i koppen 58 stige i forhold til føleenheten 48. Føleenheten 50 vil påvise en væske-til-enhet avstand på

& 2 + Ar mens føleenheten 48 vil påvise en væske-til-enhet atskillelse på d^- Ar.

Da forandringen i atskillelse ved én enhet må ut-lignes av en motsatt, lik forandring i den annen enhet, har man behov bare for én føleenhet til påvisning av stigning ved et gitt punkt på overflaten av jordskorpen. To enheter ville gi overflødige data, men kan allikevel være å foretrekke for å sikre at data fremdeles er tilgjengelige hvis den ene av føleenhetene skulle svikte. Da data fra de to enheter skal tilsvare hverandre, vil også enhver avvikelse mellom utgangene av de to enheter kunne benyttes som en angivelse av at minst én av enhetene ikke arbeider riktig eller trenger å bli kalibrert på nytt.

Fig. 11 viser en interferometrisk føleenhet til påvisning av forandringer i væskenivået 56 i en kopp 58 i forhold til et speil 60 som er anbragt over koppen. Føle-enheten innbefatter en lyskilde, fortrinnsvis en'monokroma-tisk lyskilde, som f.eks. en laser 62, en stråledeler 64,

et strålesammensettende element 66, og et optisk hode 68

med et kollimatorrør 70 og en fotodetektorsats 72.

Lysstrålen som frembringes av laseren 62 deles i stråledeleren '64 med en del rettet mot overflaten av væsken 56 og en annen del rettet mot overflaten av speilet 60. Lys-stråler som reflekteres fra overflaten av væsken 56 og fra overflaten av speilet 60 blir satt sammen i det strålesam mensettende element 66 og påtrykkes som en enkelt stråle gjennom kollimatorrøret 70 på fotodetektorsatsen 72. Når overflaten av væsken 56 stiger og faller, vil forandringene

i veilengde fra stråledeleren 64 til væsken 56 og til det strålesammensettende element 66 føre til at den på nytt sammensatte stråle viser et interferensmønster som består

av en rekke avvekslende lyse og mørke bånd som tilsynelatende beveger seg i én retning når væskeflaten stiger og i den motsatte retning når væskeflaten synker.

Som vist på fig. 12 er fotodetektorene PD1, PD2

og PD3 i satsen 72 benyttet til å telle antall interferens-bånd som f.eks. mørke bånd 74 og de avvekslende lyse bånd 76 som beveger seg over fotodetektorene. Signalene som avgis av fotodetektorene PDl, PD2 og PD3 gir også de informasjoner som er nødvendige til bestemmelse av om båndene beveger seg i den ene retning eller i den annen. For å for-klare oppfinnelsen er det vilkårlig antatt at bevegelse av båndene fra venstre til høyre angir fallende væskenivå

(som tilsvarer en stigning i overflatene av jordskorpen)

mens bevegelse av båndene fra høyre mot venstre angir en stigende væskeflate eller en fallende jordskorpe. Fotodetektorene PDl, PD2 og PD3 ligger i avstand fra hverandre slik at ikke mer enn én av fotodetektorene ligger i et mørkt bånd 74 på et hvilket som helst gitt tidspunkt. Hvis en utgang fra en fotodetektor i det lyse bånd antas å være et binært 1-tall, vil minst to av de tre fotodetektorer og peri-odevis alle tre, frembringe binære 1-tall-signaler på et hvilket som helst gitt tidspunkt.

Fig. 13 viser et blokkdiagram for en del av de logiske kretser det er behov for for å bestemme størrelsen på og retningen av forandringer i høyden av overflaten av jordskorpen. Hver av de tre utganger fra fotodetektor satsen 72 omformes av omformer forsterkere 78. Etter hver inversjon vil ikke mer enn ett av signalene være på et binært 1-tall-nivå på et hvilket som helst gitt tidspunkt. De inverterte signaler påtrykkes i parallell på en klokketilbakestillings-krets 80, på en ELLER-port 82 og på et totrinns parallell- skyveregister 84. Både klokketilbakestillingskretsen 80 og de totrinns parallelle skyveregistre 34 vil bli beskrevet mer i detalj i det følgende. Utgangen eller ELLER-porten 82 påtrykker inngangsklemmene for en flip-flopkrets 86. Utgangen fra klokketilbakestillingskretsen påtrykkes tilbake-stillingsinngangen for denne flip-flopkrets. ELLER-porten 82 danner en innstillende inngang til flip-flopkretsen 86 hver gang én av fotodetektoren i satsen 72 er i et mørkt båndområde. Klokketilbakestillingskretsen 80 på den annen side avgir en tilbakestillingspuls bare når alle tre fotp-detektorer ligger i ett av de lyse bånd. Når flip-flopkretsen 86 er stilt inn, vil klokkekretsen 88 sende en klokkepuls til skyveregisteret 84 som flytter de tre binære signaler som er lagret i det første trinn til det annet trinn samtidig med at det tillates signalene ved utgangen for omformer forsterker ne 78 å bli innført og lagret i det første trinn.

Signalene fra begge trinnene i skyveregisteret

84 påtrykkes en stige-/falldetektorkrets 90 som dekoder forandringene i signalmønstrene for å bestemme om lysbåndene beveger seg mot høyre eller mot venstre, dvs. om jordskorpens overflate stiger eller faller. Stige-/falldetektoren 90 som igjen er vist i blokkform på fig- 14 vil bli beskrevet mer i detalj i det følgende. En stignings-eller R-utgang fra detektoren 90 påtrykkes en innstilt inngangsklemme for en flip-flopkrets 92 og én inngang for en NAND-port 94. Et fall eller F-utgang fra detektoren påtrykkes tilbakestillings-inngangsklemmen for flip-flopkretsen 92 og den annen inngang for NAND-porten 94. Flip-flopkretsen 92 frembringer et telling opp/telling ned-signal for en binær teller 96 som teller de pulser som frembringes av en monostabil multivibrator 98 ved utgangen fra NAND-porten 94. En andre monostabil multivibrator 100 frembringer et "hand shake"-signal som utløser en digital registrer ingsanordning 102.-

Den digitale reg istreringsanordningen 102 registrerer inn-holdet i en binær teller 96. En plotter 104 er vist koblet til utgangen for den digitale registreringsanordning 102. Plotteren 104 kan akseptere data som avgis av den digitale reg istreringsanordning 102 og av andre digitale registrer-ingsanorddninger i tilsvarende følekretser for å plotte formen på den geoide tidsbølge i et område som måtte være

av interesse. Forandringer i bølgeformen angir forandringer i undergrunnens viskositet, noe som på sin side angir potensielle hydrokarbonførende formasjoner.

Fig. 15 viser forskjellige former som en geoid tidsbølgefront antar når den passerer over et område med unormalt lav viskositet fra venstre mot høyre. De på hverandre følgende bølgeformer er forskjøvet i forhold til hverandre både i tid og i avstand. For oversiktens skyld er de på hverandre følgende bølgeformer i det følgende diskutert bare med hensyn på avstandsforskyvningen. Bølge-fronten 106 er hovedsakelig en rett bølgefront f.eks. av den art som opptrer i et område med ensartet viskositet. Bølgeformen 108 som representerer den geoide tidsbølge i

en viss avstand d til venstre for området der bølgefronten 106 ble påvist, er svakt deformert mot venstre og angir at jordens tidsbølge nærmer seg et område med unormalt lav viskositet. Bølgeformen 110 er nærmere midten av området med unormalt lav viskositet og blir deformert tilsvarende mer enn bølgeformen 108. Bølgeformen 112 er sterkt deformert og angir at den geoide tidsbølge er direkte over et område med unormalt lav viskositet. Etterhvert som tidsbølgen be-gynner å forlate området med lav viskositet, vil størrelsen på deformasjonen avta som angitt med bølgeformen 114 og den senere opptredende bølgeform 116. Når den geoide tids-bølge har passert forbi området med unormalt lav viskositet og inn i et område med ensartet viskositet, vil bølgeformen igjen bli hovedsakelig en rett linje som vist med den siste bølgeform 118 på fig. 15.

De dynamiske forandringer i formene på bølgefront-ene lokaliserer området med unormal viskositet knyttet til den sterkest deformerte bølge som opptrer over eller nær den forreste kant av lavviskositetsområdet. Den abslutte størr-else av deformasjonen eller forvrengningen er ikke kritisk når det gjelder å bestemme lokaliseringen av områder med lav viskositet. Bare de innbyrdes størrelsesforhold for deformasjonen fra en bølge til den neste er kritisk.

Størrelsen på deformasjonen gir imidlertid i det

minste en kvalitativ angivelse av undergrunnsdybden for lav-viskositetsformasjonen. En formasjon med lav viskositet som ligger forholdsvis nær jordens overflate vil forårsake sterkt forvrengte bølgeformer mens en dyptliggende lavviskositets-foramsjon vil resultere i bølgeformer som har forholdsvis mindre forvrengning eller deformasjon.

Komponentene i et system som er egnet til frembringelse av den informasjon det er behov for å plotte formen på en geoid tidsbølgefront over et område av interesse er allerede beskrev et i blokkform. Fig. 16 viser i detalj et logisk diagram for klokketilbakestillingskretsen 80 som benyttes til tilbakestiIling av den tidligere beskrevne klokkestyrende flip-flopkrets 86. Klokketilbakestillingskretsen innbefatter en trio av AND-porter 120, 122 og 124, som hver har en inngang fra den omformende forsterker forbundet med hver av fotodetektorutgangene. Hver av AND-portene 120, 122 og 124 gjenkjenner en egenartet kombinasjon av fotodetektorutganger og går opp i verdi bare når denne kombinasjon eksisterer. F.eks. blir PD2- og PD3-inngangene til AND-porten 120 invertert til det på vanlig måte er angitt med de små sirkler som er innskutt mellom porten 120 og de ledninger som er betegnet som PD2 og PD3. Derfor vil AND-porten gå opp i verdi bare når PDl - 0, PD2 - 0 og PD3 = 0. Den nedenstående tabell 1 angir hvilke av portene som går opp i verdi for en bestemt kombinasjon av PDl-, PD2- og PD3-signaler.

Tabellen angir at minst én av portene vil ha en høy utgang for enhver kombinasjon av PDl-, PD2- og PD3-signaler, bortsett fra når alle signalene er lave eller 0. Under de siste forhold vil alle AND-portutgangene være lave.

Utgangene fra de tre AND-porter 120, 122 og 124 påtrykkes en NOR-port 126 som går opp i verdi bare når AND-portenes utganger er lave, dvs. bare når PDl, PD2 og PD3 er 0. Utgangen fra NOR-porten 126 påtrykkes tilbakestillings-inngangsklemmen for flip-flopkretsen 26 og bevirker tilbake-stilling av flip-flopkretsen og hindrer ytterligere frembringelse av klokkepulser fra klokken 88 når de inverterte utganger fra alle fotodetektorer ligger på et lavt nivå.

Det totrinns parallelle skyveregister 84 er beskrevet i detalj med henvisning til fig. 17. Det første trinn i skyveregisteret innbefatter tre J-K flip-flopkretser 128, 130 og 132 som hvert har sin J- og K-inngangsklemme forbundet med utgangen for én av de omformende forsterkere 78. Med både J-og K-inngangene koblet sammen til inngangen, vil en slik flip-flopkrets overføre sitt inngangssignal til dens Q-utgangsklemme når en klokkepuls påtrykkes C- eller klokke inngangsklemmen.

Det annet trinn i skyveregisteret er den annen gruppe av tre flip-flopkretser 134, 136 og 138. J-inngangsklemmen til hver av flip-flopkretsene er koblet direkte til Q-utgangsklemmen for en tilhørende flip-flopkrets i det første trinn mens K-inngangen til det annet trinns flip-flop krets er koblet til Q-utgangen for den tilhørende første trinns flip-flopkrets. Med de første og andre trinn koblet på denne måte vil påtrykningen av en klokkepuls på en flip-flopkrets i det annet trinn bevirke at det binære signal som opptrer ved J-inngangsklemmen for flip-flopkretsen i det annet trinn overføres til Q-utgangsklemmen for denne flip-flopkrets. F.eks. vil et binært 1-tall på J-inngangsklemmen for flip-flopkretsen 134 bli overført til Al-utgangsklemmen når denne flip-flopkrets klokkestyres. Q-utgangsklemmene for det annet trinns flip-flopkretser 124, 136 og 138 fører et første sett signaler A-^,B^, C-^som representerer de inverterte utganger fra'fotodetektorene ved et bestemt tidspunkt. Q-utgangsklemmene for de første trinns flip-flopkretser 128, 130 og 132 fører et sett utgangssig-naler , B2, C^som representerer de inverte fotodetektorutganger på et senere tidspunkt.

Når interferensbåndene stryker over fotodetektorsatsen, vil fotodetektorens utganger forandre seg i et på forhånd bestemt mønster som varierer avhengig av om båndene beveger seg mot venstre eller mot høyre. Antas det at båndene beveger seg mot høyre, vil rekkefølgen av inverterte fotodetektorutganger være som vist på tabell 2.

Hvis interferencbåndene beveger seg fra høyre mot venstre, vil rekkefølgen av signalmønsteret reverseres med den binære 1 vandrende fra høyre mot venstre i en syklus med fire mulige signaltilstander. Mønsterrekken er vist nedenfor i tabell 3.

En undersøkelse av tabellene 2 og 3 viser at mønstrene forandrer seg etter en på forhånd bestemt rekke-følge. Ved å studere de på hverandre følgende mønstre,

er det mulig å bestemme om interferensbåndene beveger seg mot høyre eller mot venstre, dvs. om overflaten av jordskorpen stiger eller faller.

En passende stige-/falldetektor er vist på fig.

18. Stige-/falldetektoren innbefatter et første sett AND-porter 140, 142 og 144 med innganger fra Q-utgangsklemmen for flip-flopkretsene 128, 130 og 132 i det første trinn av totrinns-skyveregistret. Hver av AND-portene 140, 142 og 144 vil gå opp i verdi for én og bare én kombinasjon av 1-tall og 0 i det første trinn av totrinns-skyveregisteret. Stige-/falldetektoren innbefatter videre AND-porter 146,

148 og 150 som likeledes er forbundet med utgangene for flip-flopkretsene i det annet trinn i totrinns-skyvereg ister-et. Hver av AND-portene i det annet sett gjenkjenner også

en særpreget kombinasjon av 1-tall og 0 i det annet trinn av skyveregisteret. Utgangen for AND-porten 140 gir en utgangs til AND-portene 152 og 154. AND-porten 142 er koblet til både AND-porten 156 og AND-porten 158 mens AND-porten 144 er koblet til AND-portene 160 og 162. Den annen inngang til hver av disse porter er forsynt med AND-portene 146, 148 og 150. F.eks. er AND-porten 146 koblet til AND-portene 160 og 158.

På grunn av virkemåten for klokketilbakestillingskretsen vil totrinns-skyveregisteret ikke motta noen signal når alle fotodetektorutgangene er lave. Stige-/falldetek-torkretsen 90 arbeider som om dette . spesielle signalmønster ikke eksiserte. Da de to innganger til hver av AND-portene 152, 156, 160, 154, 158 og 162 representerer inverterte fotodetektorutganger ved forskjellige tidspunkter, kan disse AND-porter bemyttes til å bestemme forandringer i fotodetek-torenes signalmønster. F.eks. vil AND-porten 152 gå opp i verdi bare når det annet trinn i skyveregisteret har et 010-signalmønster mens det første trinn angir at denne spesielle rekke av signalmønstre opptrer når inter ferensbåndene beveger seg fra høyre mot venstre. Enkel analyse av inngangssignal-ene for hver av de andre AND-porter vil angi når utgangen fra porten vil gå opp i verdi. Stort sett kan man si at AND-portene 152, 156, 160 går opp i verdi når interferensbåndene beveger seg fra høyre mot venstre mens AND-portene 154, 158 og 162 går opp i verdi når båndene beveger seg fra venstre mot høyre.

AND-portene 152, 156 og 160 avgir innganger til en ELLER-port 164 som er koblet til innstillingsinngangsklemmen for flip-flopkretsen 92 (figur 4). AND-portene 154, 158 og 162 avgir innganger til en andre ELLER-port 166 hvis utgang er forbundet med en tilbakestillingsinngangsklemme for flip-flopkretsen 92.

Selv om det her er beskrevet det som antas å være en foretrukket utførelsesform for oppfinnelsen, kan variasjoner og modifikasjoner i denne gi seg selv for fagfolk på dette området etter at de er blitt kjent med de grunnleggende trekk ved oppfinnelsen. Det er derfor forutsatt at de ved-heftede krav skal tolkes slik at de innbefatter enhver varia-sjon og modifikasjon som faller innenfor den sanne ånd og omfang av oppfinnelsen. Selv om oppfinnelsen dessuten er beskrevet i tilknytning til letning etter hydrokarbonfør-ende undergrunnsformasjoner, er det også klart at oppfinnelsen har en nærliggende anvendelse ved overvåkning av hydraulisk oppbrytning av oljefelter og geotermiske felter, ved overvåkning av utvidelser nær jordskjelvsoner for å kunne forutsi jordskjelv, ved måling av forandringer i de elastiske parametre i områder av jordskorpen over en tidsperiode, ved leting etter geotermiske reservoirer og dyptliggende magmadammer, ved leting etter vannårer og ved ut-førelse av uttynning og stabilitetsstudier i jordskorpen i områder som er av interesse.

Claims (15)

1. Fremgangsmåte til lokalisering av potensielt hydrokarbonførende undergrunnsformasjoner under anvendelse av helningsmålere for måling av stigning og fall i jords-overflsten på grunn av gravitasjonstiltrekning fra masser utenfor jorden, karakterisert ved at stigning og fall i jordoverflaten påvises ved hvert enkelt av en flerhet av punkter ved hjelp av helningsmålerne for å bestemme tidspunktet for opptreden og tilsynelatende retning av en geoid tidsbølge ved hvert av disse punkter, påfølgende sammensetning av tids- og retnings-målingene for å bestemme tidsbølgens form i et område av interesse, hvilken bølgeform angir viskositeten i området.

2. Fremgangsmåte som angitt i krav 1, karakterisert ved måling av størrelsen av jordoverflatens stigning for å få en angivelse av undergrunnsdybden av en formasjon som er av interesse.

3. Fremgangsmåte som angitt i krav 3, karakterisert ved at målinger med helningsmålere ut-førés langs første og andre akser ved hvert av punktene i den nevnte flerhet av punkter.

4.. Fremgangsmåte som angitt i krav 3, karakterisert ved måling av jordoverflatens stigning til frembringelse av en angivelse av undergrunnsdybden av en formasjon med unormal viskositet.

5. System til lokalisering av potensielt hydrokarbon-førende undergrunnsformasjoner, karakterisert ved at det omfatter helningsmåleranordninger til påvisning, av stigning og fall i jordoverflaten ved hvert enkelt av en flerhet av punkter til bestemmelse av tidspunktet for opptreden av og tilsynelatende retning av en geoid tidsbølge ved hvert av punktene, og anordninger til sammensetning av målingene med helningsmålerne til bestemmelse av formen og dynamiske forandringer i et område av interesse der bølgeformen gir en angivelse av undergrunnens viskositet i området.

6. System som angitt i krav 5, karakterisert ved at helningsmåleranordningen omfatter en sats av helningsmålere som er anbragt i et på forhånd bestemt kjent mønster over det området som er av interesse.

7. System som angitt i krav 5, karakterisert ved at helningsmåleranordningen er istand til å påvise stigning og fall av jordoverflaten langs hver av to akser som er i rett vinkel på hverandre ved hvert av punktene i den nevnte flerhet av punkter.

8. System som angitt i krav 5, karakterisert ved at helningsmåleranordningen også måler størrelsen på stigningen i jordoverflaten ved hvert punkt i den nevnte flerhet av punkter for å frembringe en angivelse av undergrunnsdybden av en formasjon med unormal viskositet.

9. System som angitt i krav 6, karakterisert ved at hver av helningsmålerne også måler størr-elsen på stigningen av jordoverflaten i hvert punkt i den nevnte flerhet av punkter for å frembringe en angivelse av undergrunnsdybden av en formasjon med unormal viskositet.

10. System som angitt i krav 7, karakterisert ved at helningsmåleranordningen omfatter en sats av helningsmålere som er anbragt i et på forhånd bestemt kjent mønster over et område som er av interesse.

11. System som angitt i krav 10, karakterisert ved at hver av helningsmålerne også måler størr-elsen av stigningen av jordoverflaten ved hvert punkt i den nevnte flerhet av punkter for å frembringe en angivelse av undergrunnsdybden av en formasjon med unormal viskositet.

12. Fremgangsmåte til jordundersøkelse til lokalisering av en geologisk struktur i et område av interesse, karakterisert ved at den omfatter: måling av fasevariasjonen og amplituden for å be stemme bølgeformen i det nevnte område av interesse, hvilken bølgeform angir egenskapene ved strukturen, og sammensetning av fasevariasjonen og amplituden til frembringelse av bølgeformen i det nevnte område av interesse, hvilken bølgeform angir strukturens egenskaper.

13. Fremgangsmåte som angitt i krav 12, karakterisert ved at måletrinnét utføres ved å ta et første sett målinger av størrelsen av stigningen av jordoverflaten ved en flerhet av faste punkter i det nevnte området av interesse og dessuten sett av målinger av størr-elsen mens man forflytter seg rundt i det nevnte området av interesse.

14. Fremgangsmåte som angitt i krav 12, karakterisert ved at det anvendes helningsmålere for utførelse av de nevnte amplitudemåletr inn.

15. Fremgangsmåte som angitt i krav 12, karakterisert ved at amplitudemåletrinnt utføres under anvendelse av helningsmåleanordninger til bestemmelse av tverrsnittsformen av tidsbølgen, der symmetrien av tverrsnittsformen er en angivelse av komprimerbarheten av en gitt geologisk struktur i det nevnte området av interesse.