第五章地震速度资料解释与应用

1、第五章地震速度资料解释与应用地震波速度是地震勘探小最重耍的一个参数，是地震波运动学特征z-o在资料处理和 解释过程屮，速度资料均十分重要。例如在计算动校正时需要叠加速度，绘制构造图进行时 深转换时需要平均速度。近年來，速度资料在地震解释小应川的越来越广泛，概括起来有以 下儿方而：1）进行时深转换、绘制深度剖面和构造图。2）根据速度资料识别波的性质，如多次波、绕射波和声波等.3）利用速度资料制作合成地震记录和理论地震模型，对地震记录作模拟解释4）利用速度纵横向变化规律，研究地层沉积特征和相态展布5）利用层速度资料，预测岩性分布和砂泥岩横向变化。6）利用速度资料计算反射系数图板，进行怪类检测，判别

2、含气亮点。7）利用合成声波测井，进行砂体横向追踪和对比。8）利用速度资料预测地层异常压力。山此可见，捉取和分析速度资料是地震地质解释的一项重要的工作，熟悉各种有关的速 度概念，速度资料的求取方法和影响速度的各种地质因索对于应用速度资料解决地质问题是 很重要的。第一节 影响地震速度的因素与分布规律理论研究和实际资料证实，地震波在岩层屮的传播速度与岩层的性质、岩石的成分、密 度、埋藏深度、地质时代、孔隙度、流体性质等因素有关，下而分别分析各种因索对速度的 影响。一、影响速度的一般因素1）岩性（图 5-li）（表 5-1）由于各种岩石类型的成份不同，其传播地震波的速度是不同的；有时即使是同一种岩石

3、类型，由于结构不同其波速也在一定范围内变化。地震波传播速度主要取决于构成这些岩石 矿物的弹性性质，-般来说，火成岩孔隙很少或没有孔隙，地震波速度比变质岩和沉积岩的 都高，且变化范围小；变质岩的波速变化范围较大，沉积岩波速最低，变化范围大，这主要 与沉积岩成份和结构复杂，受孔隙度和流体性质的影响较大有关。表5-1是儿种类型岩石与 介质的波传播速度和波阻抗资料。2）密度（图5-1“b）通过人量岩石样品物性研究和数据分析整理，发现地震波速度与岩石体积密度之间，存 在着一种令人满意的近似关系。即：p-0.31k</以m/s为单位图5-2屮给出了按上式计算的理论曲线和测定的速度与密度的关系。图小可

4、以看出，除 岩盐和硬石膏偏差大一些外，其它岩石均比较适用。这一经验公式具体地反映了速度与密度 z间关系，为参数z间的换算提供了方便。如在计算人工合成地震记录时，如果已知速度v,缺少密度参数，可用上式进行换算。图5-3是胜利汕田各时代地层埋藏深度、层速度与密度 之间的关系。图5-1影响地震传播速度的几种主要因素表儿种主要岩石类型与介质的速度变化范也岩石或介质技阻抗zp l/fcmxlo地层时代实际观测资料表明，岩石的成份和深度相近，地层时代不同时，地震波速度差异也较大, 时代佼老的岩石比年青的岩石速度人（图5-lc） o这主要与年代綾早的岩石成岩作用时间 长，岩石较致密等因素冇关。 埋藏深度（图

5、4-3）在岩性和地质年代相同的条件卜.，地震波的速度随岩石埋藏深度的增大而增大，埋藏越 深的岩石，承受上覆地层压力越大，压实作用强，岩石较致密，其波速增大。但地震速度梯 度的变化农现为浅处速度梯度较大，随埋藏深度速度梯度变化减小，这主要l深部岩石压实 作用趋缓等因素冇关。 孔隙度与裂隙孔隙度是影响速度的重要因素2。研究表明岩石类型相同，成份相近、孔降度大小不 间，速度变化范鬧较大（图5-ldze,f）,高孔隙度一般对应为低速，而低孔隙度则-般对 应为高速。碎們岩的孔隙度通常随着岩右致密程度和胶结程度的增人而缺少，其速度随胶结岩石或介质速度 vom/s)ststtzpjo4空代020.36-0.

6、004页岩2.7y.146-90凤化再0.1-03石灰岩2.u58-180砾石、千砂0.2-0.32.8-16石育3.5-4.s77-1100183.8-19岩处4j-5.585-120粘土l2-2j18-55玄武岩4 5-8.0 ：疏松砂岩1.5-2j14-16花岗岩致密砂岩1.8-4.027-60-石油1.3-1.412-15程度的增大而增人。此外，岩石小存在着大量的微裂隙可导致岩石的速度减小，这种现象一 般在碳酸盐岩储集层或断裂破碎带小较为发育。图5-2地展波速度与岩石密度的关系p=0.31v （已饱和卤水）图5-3地层埋藏深度与层速度和密度的关系二、地震速度与多孔介质流体性质关系1流体

7、性质地震波在沉积地层中的传波速度与岩石孔隙度和流体性质有密切的关系。岩石孔隙中含 油、水或气吋，岩石的波速会降低，引起波阻抗变化，并导致反射波振幅发生变化。所谓的 亮点技术，就是利用饱存汕气地层引起界面波阻抗秀和反射振幅的强弱变化而肓接找汕气的 方法。研究表明，在浅层岩层中，含有一点点气就会使岩石速度显著降低；但当地层中气体含 量达5%时，再增加含气饱合度只对岩层的速度产生很小的影响，这样就造成有远景的气藏 和近于枯竭的气藏在地震参数上是相似的。实际计算证明、时间平均方程不能应用于气体饱 和情况，只能采用近似的计算公式：式'l'：vr-流体饱合砂岩速度；p-流体饱合砂岩体密度=

8、pm（1-）+pf；心-岩石骨 架体枳模量；心-岩石颗粒体积模量；k厂流体体积模量；-孔隙度；卩十颗粒密度；pf-流 体密度。图5-4所示为水饱合砂岩、气饱合砂岩和油饱合砂岩的计算结果。可以得出儿点认识:1）汕和水饱合砂岩之间的速度差别很小。2）气饱合与水和汕饱合砂岩在小于1600米深度时，速度差别较人；人于此深度时有 一定差别，但差别很小。3）气饱合砂岩和页岩（按vz=1585z1/5计算）z间在浅层速度差异大，但在大于约2000 米以上时不存在差别。4）页岩和水饱合砂岩z间的速度差别较小。2、异常压力在正常压实情况下，岩石孔隙度随深度增加而减小，这种变化使地震波的速度随深度 增加而增大，地

9、震上叫做微分压力，这种微分压力对速度有较大的影响。微分压力由下式定义ap = pr - pf式中：卩厂地层压力，pf-流体压力。理论和实际研究表明，压缩波的传播速度正比于ap （图5-4）,随微分压力的增人， 地震波速度减小。这就意味着当承受正压力和较大的流体压力的地层存在-较大的压力差 时，在沉积层系屮将出现一低速层。图5-5速度与外压力的关系在沉积岩中，作用的总应力pr= pf+ap,如果孔隙小流体容易排走，与地表水相通， 则pf为静水压力，如果孔隙中流体排泄不畅或不能排出，流体就耍承受一部分由岩石内骨 架承受的压力，这时流体压力人于静水压力，地层岩石屮的孔隙欠压实，称为欠压实带或欠 压实

10、地层。欠压实地层地震波速度减小，这就是利用地震速度预测压力的基本原理。图5-4含不同流体成分页岩和砂岩的速度打深度关系曲线三、几种与油气关系密切的岩层速度特征自70年代初以来，在研究岩石的波速变化规律少各种因素的关系方面，进行了大量工 作。下面以儿种与汕气藏关系密切的岩层的速度特征为例，讨论页岩、砂岩和碳酸盐岩的速 度特征随深度变化的一般规律（图5-6、7） o1）页岩研究表明页岩速度、密度与深度有密切的关系，这主要由于页岩沉积后易于压实的特点 所至。实质上页岩的这种速度变化主耍与孔隙度变化有关，页岩沉积初期的细粒粘土物质其 含水量可达60-70%,密度为1.7g/cm3,速度是1600m/s

11、左右，随深度增加和成岩作用 增强，孔隙水挤出，含水量可能只有百分z几，密度为2.6g/cm3,速度增大到4000m/s 以上。2）砂岩不同成因类型的砂岩，具有明显不同的速度特征。分选良好的滨海砂层，颗粒坚硬，压 实作用对孔隙结构的改变影响不人，因此，速度、密度对深度只有微弱的依赖关系；与之相 对应，河道砂层山于搬运距离短，分选不好，随埋深增加，易于压实，速度会发生显著的变 化。总的来说，埋藏深度对砂岩的影响不如页岩明显，当深度从零增加到4000米，砂岩的 孔隙度人约从30%减小到百分之几，速度人约从2500m/s增加到4500m/so正是因为砂 泥岩速度在深部趋于相近，因而对于深部地层很难利用

12、速度信息区分砂泥岩。图5-7地卜岩石和流体地震波传播速度的 正常范围（据lind seth, 1979）图5-6各种不同岩石地震波传播速度 随深度变化3）碳酸盐岩由于碳酸盐岩沉积后即成岩，其速度特征比较稳定，随深度变化较小，速度值在 4500h1/s6500m/s的范围，比砂岩大，更大于页岩。碳酸盐岩速度的变化主要与裂隙作用 冇关，当构造作用强烈，裂隙发育，其速度明显降低四、速度分布规律在沉积地层中，速度的空间分布受地层沉积序列、岩石类型、横向展布与地质结构等的 控制，因而具有成层住、递增性、方向性和分区性。1）成层性：沉积岩的基本特点是成层分布，itl于各地层沉积条件、岩石性质的不同， 在各

13、地层中波传播的速度是不同的；由于速度在剖面上具冇成层分布的特点，这为地展勘探 解决地质问题创造了良好的条件。2）递增性：在正常地层层序条件下，速度随地层深度和地质年代是线性增加的，但速 度变化的梯度随深度增加而减少。3）方向性：itl于地质结构和沉积岩相的变化，速度沿水平方向也会变化。一般來说， 速度变化的水平梯度不大，但rlr丁构造作川和沉积相变会出现断层、断块、地层不整合和地 层尖灭等，往往在这些部位速度的水平梯度会发牛突变；这正是提高处理和解释梢度所必须 考虑的问题。4、分区性：受构造或沉积条件的控制，速度在平面内的分布具冇分区分带的特点。例 如长期剥蚀的构造隆起区，速度值高，但速度梯度

14、小；由沉积坏境不同、相带和岩性横向 变化，速度也相应发生变化。实际工作屮正是利用速度分区、分带的变化规律与岩性的内在联系进行地质解释的。总z,改进层速度资料，提高速度分析精度，是利用速度资料进行岩性解释的关键，这 需要地质人员与物探人员合作來完成。第二节几种速度概念与叠加速度谱的解释速度参数十分重要，但乂很难梢确地测定它的数值。其原因山于地质介质的不均匀性、 速度是欠量，即使在同一岩层不同部位和沿不同方向，地震波的传播速度也各不相同，它是 空间处标的函数v = v (x, y , z) o在实际生产工作中，不可能真正精确确定这种函数 关系。为了满足生产的需要，根据川途不同和地震技术所能达到的水

15、平，对极其复杂的实际 情况作种种简化，建立近似的介质模型，并引入各种速度概念。下而分别简要介绍儿种与解 释有关的主要速度概念、使用范围和相互关系。速度的概念、平均速度当地震波的射线垂肓穿过水平地层时，平均速度定义是：一纟r水平层状介质屮地震波垂 直穿过某一层以上各层的总厚度与总的传播吋间之比。对于n层水平层状介质的平均速度是:(5-2-1)式中h，vi分别是每一层的厚度和速度。平均速度的引入，是将反射面上覆的若干地层，近似地简化为均质单一的地层模型。从 公式(5-2-1)屮可以看出，平均速度不是各分层速度值的线性平均，而是各分层屮波的垂直 传播吋间对分层速度的加权平均。这就意味着，垂总传播吋间

16、大的低速层或厚度大的分层对 平均速度影响人，垂直传播时间小的高速层或薄的分层对平均速度影响小。按平均速度的定义，波在水平层状介质屮应以直射线传播。事实上，远离炸点观测地震 波时，地震波传播时是沿最小时间路径传播，即是以拆线传播的。由此可见，平均速度必然 产生课差，谋差范围随观测点离爆炸点距离增加而增加。因此，平均速度只有在垂肓入射和 炮检距范围不大的情况下才是正确的，它只适用于把吋间剖而转换成深度剖而。2、均方根速度均方根速度是每层的速度传播时间彷)加权后平均再开方的值，记为v叫，即：(5-2-2)均方根速度不管射线折】11|状况如何，仍然以直射线來近似；也没考虑波沿不同射线的传 播速度如何变

17、化，只是一个打各分层速度有关的统一速度。均方根速度是常速，炮检距无 关。实际上，层状介质屮反射波的真正传播速度是随炮检距的增加而增大的，所以v叫不是 真正准确的速度，只不过比平均速度更近似一些；但随炮检距增大，误差更大。3、迭加速度通过计算速度谱求得的速度，称为迭加速度，记为va；在实际工作中作动校正的速度。对于某一深度的共反射点时距illi线，其正常时差随速度而变化，乂就是使反射波时距| 线保持双】|线形状的速度。当用乂去计算动校正值吋，动校正后能使共反射点时距曲线拉成 平行x轴的直线。如果选择的速度值不合适，动校正后共反射时距illi线就不是水平直线。所 谓速度谱分析就是根据这一原理，即选

18、用一系列不同的速度值对其反射点时距曲线进行动校 正，看选用哪一个速度值时正好把时距曲线校止为水平直线，这个合适的速度就是迭加速度。对于不同介质结构v。具有具体的含义。在水平均匀介质的情况下va=v；在水平层状介 质情况下,va=vrms；当界面倾斜时,va=vd （等效速度）。4、层速度地震勘探屮把某一速度层的波速叫这一层的层速度，记着vn。这种速度分层一般与地质 年代、岩性的分层是一致的，但由丁受分辨率的限制，不如地层分层细。在地质条件较稳定 的地区，可利用层速度判別地层岩性，预测地层压力或油气等地质信息。层速度可以川地震测井和声波测井直接获取，也可由均方根速度换算。即是所谓的笛克 斯公式：

19、式中:如m t（）r n-1，分别为第n, nl层to时间;vnnsn> n-vrmsn-, nl分别为第口层和第nl 层以上地层的均方根速度；£为第n层的层速度。对于平行倾斜界面层速度冇如下形式:1）5（5-2-4）5、瞬时速度瞬时速度乂称为真速度，它是波沿射线路径在某一深度点上传播的速度，定义为深度z 对时间t的微商,即：v = dz/dt连续介质中，波沿射线路径传播时，在不同深度点上的速度是不同的；在同一深度上，波沿 不同的射线传播也是不一样的。瞬时速度反映了波在介质中传播的真速度，实际应川中只考虑其 大小。二、迭加速度谱的解释根据速度谱确定一条合理的叠加速度曲线，称z为

20、对速度谱的解释，常用的方法冇：1）应选质量较好的速度谱进行解释。其质量标准是，谱的能量曲线强弱变化分明，并与反 射波的强弱变化相互对应；强反射团峰值突出，信噪比高。2）当叠加振幅用能量等值线表示时，能量团呈椭园形（图57）。能量团的分布一般符合速 度随s增大而递增的规律，可靠的能量团应与时间剖面上的反射波相对应。3）叠加速度曲线应穿过多数能量团或速度的极值点。4）当地层近于水平时，对同一构造部位的多条速度谱线可进行综合平均，得到一条综 合叠加速度曲线，可提高梢度。5）对比地農剖面，判断速度谱能量团或极值的性质，对于断面波、绕射波引起的高速 极值点和多次波造成的低速极值点，以及偶然岀现的过髙或过

21、低的极值点，都应加以剔除。6）将整个剖而的證加速度数据，用剖而形式显示出來，将其与吋间剖而对比，对速度 资料的可靠性加以分析，剔除不合理速度异常点。7）时间切面检查，在全工区范围内，每隔一定的时间间隔（如0.8s）,把同一to时间内 的速度值，打卬在每个速度谱点子边上，绘出平而等值线图，剔除不合理速度界常点或界常 区。合理的速度变化，般而言，基岩隆起、古潜山引起的髙速，多条剖而上都应有规律的 偏高；欠压实泥岩区，速度谱有规律的偏低；单个点或单条测线上速度突然升高或降低，或者测线交点处的速度数据不能闭合等，均属于不合理的速度异常。图57證加速度谱资料及其解释第三节层速度估算砂泥岩百分比和储层参数

22、前面己经叙及影响地震波传播的因索很多，人量实际研究工作也证明，利用速度资料准 确的划分各种岩性是很闲难的，往往存在多解性，其效果不理想。但利用速度估算砂泥岩百 分比这一方法能取得较好效果，对划分砂泥岩相带和沉积环境很冇帮助。一、利用层速度估算砂泥岩百分比一）基本原理可通过砂泥岩体积物理模型，找出岩石的整体速度l其中的砂泥岩成分z间的关系。沿 地震波传播方向截取一块边长为z的立方体砂泥岩块，砂泥岩以互层形式分布其中（图5 8a）。若将岩块中的砂岩和泥岩分别集中，可用图5-8b的等效体积表示，其中砂岩厚度 zs，泥岩厚度zm，并应有z = zs + zm,两者在体积上等效。若地震波以速度v通过岩块

23、，则可认为，地震波通过z段的吋间t等于通过等效砂岩段 zs的时间ts加上经过等效泥岩段zm的时间tm，即t=ts + tmo若纯砂岩和纯泥岩的速度vs、vm已知，则上式可变成另一等价形式：z zs 丄 zm 厂兀+兀（5-3-1）令zs/z=ps,则有：纯砂岩zs/z=ps=1v=vs1 ps . （1一尺）（5-3-2）纯泥岩zm=0 ps=0v=vmz s / z=p s = 0.51v =（5-3-3）上述讨论说明，对砂泥岩互层的地层，其波速与砂泥岩所占比例有密切关系，通过建立 砂泥岩百分比与地震波速的关系（或量板），即可利用地震速度资料泄量预测砂岩百分含量。(a)图砂泥岩体积物理模型图

24、二）实现步骤利用地震速度预测岩性，实现定量解释主耍包括：（1）速度一岩性量板制作，（2）地 震层速度资料的获取，（3）速度一岩性的转换与绘制砂岩百分含量平面分布图。1速度-岩性量板的制作（或称为砂泥岩压实曲线的制作）由于砂泥岩的波速不仅与砂泥岩含量有关，也与其埋藏深度有密切关系。同样的砂泥岩 比在不同埋深，会有不同的速度值，如用层速度來作砂泥岩的岩性估算，必须校正埋深（压 实）的影响。速度-岩性指数图板就是作这种校正川。速度-岩性量板的制作包括：测井岩性 解释，速度-岩性量板的制作1）测井岩性解释为了制作速度-岩性图板，要对测井-录并资料进行认真的解释，蝕好能分出纯砂岩、纯 泥岩段及其速度值。

25、实际上，地下岩性剖面除发育纯砂岩、纯泥岩段外，还发冇砾砂岩、粉 砂岩、泥质粉砂岩和粉砂质泥岩等过渡岩性，r地层的结构也是不均一的，厚度冇大冇小。 为了作到系统采样，真实地反映井下岩性变化悄况，一般分为砂岩和泥岩两个人类，并选用 层厚大于2-5米的岩性较纯，电性特征明显的层作为取样点。2）速度-岩性量板的具体制作在利用解释出的（v h）原始数据制作速度-岩性量板时，具体做法有三种，即：数学 统计法，散点法和对应取值法，目前应用最多的是对应取值法。数学统计法（又称为用帚函数拟合法）。即通过分析，认为木工区的层速度随深度的 变化规律可用如下慕函数表示v = a z11将100%纯泥岩所分布的平均曲线

26、位置定为岩性指数等于1,而100%纯砂岩所分布的 平均illi线定为岩性指数等于5。并对to>1.0秒时，用v = azn的公式來表示层速度随深度 的变化规律。式中z是某层中心点的埋藏深度，n为常数项，由统计资料求得a值与砂 泥岩含量z间的关系。此方法是知道层速度和层的中心理藏深度就可以利用此图板内插出其 岩性指数来，并可对砂泥岩百分比作出定性估计。b散点法。在井资料较少的情况下，可利用速度谱资料求得的层速度来制作速度-岩性 图板。其基本方法是，划分地展层序，并计算层速度，按各层序中心点深度把所计算的层速 度值展布到v-h坐标上，作数据点分布区域的包线（图5-9）,下限为100%泥岩，上

27、限 为100%砂岩，再用少量井的资料进行检验。这种情况得出的图版精度较差。% （米/杪）图5-9第三系层速度图版3< iv km/s bc.对应取值法。这是目前应用较多的 办法。主要根据声波测井和录并资料， 读出各层纯砂岩、纯泥岩的速度值， 各层的深度h是取该层小心点的深度。 然后，把得到的（v。，h）数据展布在 v。h处标上。取纯泥岩、纯砂岩的包 线作100%泥岩和砂岩回归曲线，然 后用线性内插求出25%, 50%, 75% 的回归曲线或进行不等分内插（图5-10）。图5-10是廊固凹陷的分区综合压实曲线a .固安地区六口井；b.王居-丿邮东地区九口井3）地震层速度一岩性量板获得由声波

28、测井资料获得的速度岩性量板，不能直接用于地農层速度岩性解释。声波测井与 地震勘探由于震源不同，声波测井受井眼低速带、基线漂移等方而影响，两者所获得的地层 层速度存在较人误差，往往是地震速度高于声波速度。通常的作法是将地展层速度虽板（图 5-9）与声波层速度量板（5-10）进行比佼，采用平移法消除误差，即可使地震层速度量板 适应于层速度-岩性转换。制作v-h |11|线有时须注意，当把全工区的（v、h）值展布在v-h坐标上，发现点子分 布散乱，没冇明显的规律性，很难整理出冇代表性的v-h曲线。这时可以先分别制作单井的 v-h曲线；也可制作不同地质时代地层的v-h曲线，再将这些单井v-h曲线分区作

29、比较， 相似的归为一类，反映盆地内一个地区或一个构造带的压实与速度变化规律。2、地震层速度资料的获取和层速度平面图的绘制层速度资料的获取包括以下4个部分，即：1）速度谱的解释（在笫一节已叙及）。2）计算层速度：用dix公式计算层速度，注意倾斜层的倾角校正，一般选取层内双程 时间要人于100毫秒以上的层计算，层太薄，计算出的速度精度不能保证。3）计算层深度：因v与深度有关，5时间应是层中点的时间，也是两个能量团z间中 点对应的t0时间；换算深度要用平均速度曲线。4）数据平滑：层速度原始数据算出后标在平面图上，数据差异可能比较大，须对其加 以平滑，才可能看出平面变化总趋势和规律：平滑的方法采用线平

30、滑和面平滑均可。3、度-岩性的转换。有了岩性指数图板，又作出了同一层位的速度-深度平面图，就可以把后者转换成砂泥 岩百分比，并绘制砂岩百分含量平面分布图，然后根据划分出的10%、20%.50%等砂岩与 泥岩的含量确定砂岩横向分布和相带。二、利用层速度估算储层参数1、经验公式计算孔隙度1） wyllie 公式由层速度q或者声波时差肚，采用经典的wyllie公式或不同的形式町计算孔隙度, 如下列等式：(5-3-4)v vf(5-3-5)(5-3-6)(5-3-7)式中v :层速度；vf：孔隙内流体速度；vm：岩石棊质速度；如 孔隙度; 当泥质充填孔隙，导致有效孔隙度降低，把（5-3-7）式改写如下

31、(5-3-8)式屮psh :砂岩中含泥质百分比；atsh：泥岩声波时差；atf :孔隙中流体声波时差; atm :岩石基质声波吋差；cp：:固结系数。atm、atsh可由声波测井或实验室岩样测定给出，无井时使用参数的近似值可从标准 数值表中查到，见表52。 二2jv见岩石和海水的4切及v?标准 岩性atm (pis/m )纵波速度vp （m/s）砂岩167-1825500-5990石灰岩143-1566410-6990白云水6251600mj wyllie时间平均方程计算孔隙度，当孔隙度值在5 %25%范围内时，其值一般 偏低，而当孔隙度值大于30%时，其值乂

32、偏高。因此，raymer 出了另一种计算孔隙度的 公式。2) raymer 公式raymer公式适合于计算037%范围内的孔隙度。公式如卜丄= 3 + 0(5-3-9)经raymer改进的声波吋差孔隙度转换公式克服了 wyllie时间平均方程的缺点，它 不需要做专门的校正，利用raymer公式计算出的一值更接近于实际孔隙度值。2、计算渗透率由速度和孔隙度，再利用经验公式计算出渗透率和汕气饱和度，目前国内外广泛应用以 孔隙度©和束缚水饱和度swi为基础的统计方法计算孔隙性地层的渗透率，所用的经验方程一 般具有如下形式(5-3-10)式中，冬b、c为经验系数，与地层孔隙度、胶结情况及油气

33、性质有关。常取3=100, b=2.25 , c=lo swi为束缚水饱和度，可在油田物理参数中查到。般认为qswi = c(常 数)，还可以用统计公式估算(5-3-11)其屮a、b、c为统计的经验系数，psh为泥质百分比。上述经验方程只适用中等孔隙度 (0=1525%)的纯净、固结的砂岩地层。由于每个汕区具体地质条件不同，可以根据实测 数据推导貝-有实际意义的经验方程。3、计算油气饱和度依据(5-3-4)式时间平均方程，类似地写出地震波在岩层中传播的流体速度与油气饱 和度简单的关系式(5-3-12)或者肓接用饱和度表示v f vvf ogyw(5-3-13)式屮s°g ：汕气和度，

34、即sog+sw=l； v>:含水岩层层速度，可通过正常砂岩压实hl 线求取；vf :岩层中流体速度，x由(5-3-4)式求得。如果岩层中流体为纯气气体或气 液混合体，可用boitgeertsma公式计算流体速度。第四节利用层速度预测地层压力一、概述在油气勘探中，预测地层压力，特别是预测异常压力的分布具冇重要实际意义。在钻井 过程中，预测地层压力可以保证安全快速地钻进，正确地设计泥浆比重和工程套管程序；同 时也可以帮助选择钻井设备类型和冇效的安全完井方法等。在油气勘探过程中，弄清地层压 力分布规律，有助于分析汕气成藏过程与动力机制。预测地层压力的方法很多，可用地球物理测井，也可用压力测试方

35、法等，但这些方法都 要在井小进行。利用地震资料预测地层压力可在钻井z前开展，显然，进行钻前预测该方法 显得尤为重要，冃前已得到广泛应用。利用地震资料预测地层压力的依据是，地震波传播速度与地层压力存在一定的关系。所 谓地层压力是指作用于地层孔隙空间里的流体（地层水、汕、气）上的压力。正常地层压力 等于地表到地下地层水的静水压力，异常地层压力是指在一个具体地质环境中超过或低于静 水压力的地层压力，通常称为异常压力。影响地层压力的因索很多，但具屮最主要的影响因索是沉积压实作川，当地卜地层处于 欠压实状态时，地层孔隙中的流体就耍承受上覆岩层的一部分重量，使地层中岩石具有较鬲 的孔隙度。我们知道地震波速

36、度与孔隙度有一定联系，孔隙度增加使地震波速度降低，同时 地层压力也增加，这就是利用地震波速度预测地层压力的物理基础。到fi前为止，利用地震资料预测地层压力的方法较多，如等效深度法、比值法、图版法 和公式计算法。这里重点介绍应用较多的图版法和公式计算法，前者是以实际资料为基础的 一种统计方法；后者是以概念模型为基础的预测方法。二、图版法图版法乂称为量板法，实质上是一种地质统计判别法，即根据大量已知地层压力梯度值 与声波速度进行标定的交会图编制图板（图5-llb）:或者根据当量泥浆比垂建立的压力梯度 与声波速度的交会图（5-1 la）。图5-llb所示为一组与正常压实趋势线相平行的线。在得到研究区

37、的正常圧实趋势线后，利用对应的层速度值便可求得相对于正常压实速度 的差值或比值，然后，借助于量板便可得到相应的压力值。图5-11地震地层压力预测量板实例图（5-12）是一口井的层间旅行时图。同该地区的正常层间旅行时i1d线相比，在2590.8 米以上基本是正常的，但在2590.8米以下层间旅行时增大（层速度减小）。这一深度正好与一大套页岩顶部对应，说明这i层段欠压实，速度低很可能存在压力异常(高压)。乂因 为偏离正常层间旅行时间-深度曲线的大小止比于异常压力。图5-llb表示出这种关系，它 是通过已冇井的压力实测和工区的正常层间旅行时间-深度关系换算出来的。把图5-12放 在图5-10b上就可直接读出相应开常压力的大小数值。图5-12地震低速层耳界常压力三.经验公式法量板法虽然实现地层压力的定量估算， 但对超压层预测则是一种“事后”技术。 因此，在一定假设条件下利用各种经验公式 來定量估算盆地内地层压力就显得更为重要。1)压实平衡方程法在地层封闭条件下，上覆地层压力是由 岩石的颗粒和孔隙中的流体共同承担的， 也就是说，当地层不被破坏时，上覆地 层压力、地层孔隙流体压力，以及岩石骨 架压力三者之间应保持着力的平衡，用公 式表示为：p = pf+pc(5-4- 1)式中：p-上覆地层压力；pf-孔隙流体压力；pc-岩石骨架应力。根据此方程只要求