常见地层在反射波面上的特征

1、常见地层在反射波面上的特征1反射波的识别通常反射波的特征主要表现在下述四个方面:1.1相位来自地下同一性质界面的反射波，在相邻共反射点上的t0时间十分接近，极性相同， 相位一致。相邻道的波形，波峰套着波峰，波谷套着波谷；变面积显示的小梯形也首尾衔接， 用彩色铅笔连结起来叫做“同相轴”。同一个反射波，各延续相位的同相轴彼此保持平行（图 1）。图1同相轴1.2能量通过采集和处理，时间剖面上的反射波一般比干扰背景能量强，振幅峰值突出。反射波 的强弱与对应界面的波阻抗差有关，还和其它地震地质条件有关。1.3波形由于相邻道间激发、接收条件比较接近，当传播路径和穿过地层的性质差别较小时，同 一反射层的波形

2、也基本相似。波形包括：频率、相位个数、各极值间的振幅比等1.4连续性对于可靠的反射波，除具备以上三个特征外，在横向上，还能将这些特征保持一定距离 和范围，这种性质称为波的连续性”。对于水平界面，可看到变面积小梯形首尾相接，当界 面倾斜时，各梯形的一腰会排列在一条共同的直线上（图1）。反射连续性是由界面上下两组 地层性质（速度、岩性、密度、含流体等）的稳定性决定的。在构造解释阶段，着重研究反射 层的外部形态，而常常忽略那些能反映反射层内部结构的一些不连续的反射。因此，连续性 可作为衡量反射波可靠程度的标志。上述几个标志从不同的方面反映了反射波的特征，因此它们是统一的，但也不是一成不 变的。有时某

3、些波形连续性较好，能量可能较弱；不整合面上的反射一般很强，但波形通常 不够稳定。显然正确认识和识别反射波是剖面对比和解释的前提保证。2反射层位的地质属性2.1反射层位的地质意义时间剖面上的反射层位（或反射界面）从理论上讲它是反射系数界面，它是由上下地层的 波阻抗差异所形成。过去，曾有人认为反射主要代表岩性分界面，但实际上，地层中岩性往 往是渐变的，几乎没有严格的岩性界面，岩性在横向上通常也是有变化的，很难产生大范围 的连续反射。岩性界面与地质时代界面不是等同的概念，它不是引起地震反射的主要因素；连续的地 震反射通常反映一定时代的地层层面或不整合面。沉积岩相变化，可以引起反射波形和连续 性的变化

4、，如海相灰岩地层，沉积稳定。可产生连续反射；河流三角洲相，沉积稳定性差， 反射不稳定、不连续；不整合面往往形成明显的波阻抗界面，成为地震标准反射层位；火山 岩喷出物反射系数很强，可以产生较强的一次波和多次波.。可见，要想利用地震资料进行岩性解释，必须利用能表现岩性变化的速度资料（通常是 层速度资料）。从方法角度看获得速度资料的途径有多种，如速度谱，波阻抗反演等，还可 利用道积分处理获得相对的速度信息，从而确定岩性层的展布问题。2.2选择对比层位时间剖面上可能有许多反射界面，通常我们总是选择那些与地质构造有关，规律性较强 的反射波作为剖面对比的标准层。同时对其由浅至深编号，常用代号为“Ti -形

5、式，i=1,2,3.。一般而言，标准反射层应具备下述条件：1）反射波特征明显，稳定。2）在工区的测线上能连续追踪。3）能反映地层及构造（包括各目的层段）的主要特征。2.3标准反射层地质属性的确定。2.3.1利用连井地震剖面工区内如有钻井，可做连井测线，然后根据钻井提供的地质分层资料，由已知速度参数， 把深度转换成时间，与井旁的时间剖面相比，确定反射层位所对应的地质层位。层位对比时要注意以下几点：当界面倾斜时，由钻井剖面换算的时间不等于反射t0时间，最好将时间剖面转换为 深度剖面，再与钻井深度剖面对比。一般时间剖面上的波动是非零相位的，最大波峰并不代表波至时间，往往滞后一个 相位左右。地震记录是

6、地震子波与反射系数序列的褶积，当相邻的反射时间间隔小于子波的延 续时间时。各层记录子波将叠合成一个复合波组，这时，记录上的反射波就不能与地质分层 吻合。通常，总是把反射层位定为某地质界面的顶面。有时反射界面以上地层沉积稳定， 其下地层不稳定。这表明反射主要由上部地层控制。若把反射层位定为上部地层的底界，则 较为合理。2.3.2利用层速度资料由于覆盖层层速度和基岩层速度之间，甚至复盖层内部地层之间层速度往往差异较大， 因此利用层速度资料推断反射层位的地质属性也是一种有效的办法。2.3.3利用钻井和测井资料严格说来，利用钻井提供的分层资料和测井提供的速度资料(主要指声波测井资料)，制 作合成地震记

7、录，确定时深关系，从而标定反射界面的地质属性是目前最为精确的层位标定 方法。它所涉及到的技术问题主要有两个：精确的时深关系的确定。制作合成地震记录。由前文论述可知，地震记录可表示为：X (t) = b(t) * R(t)(1)式中，R(t)为反射系数序列，可由声波测井和密度测井资料求得。b(t)是书籍的零 相位地震子波(如雷克子波)。实际不，若无密度测井资料则可由声波速度换算。若无超拔 波速度资料，还可由电测井资料换算即V = 2x 103(Z.R . )1/6(2)其中，Rci为 地层电阻率，z为深度。该式适合于深度大于200m的沉积岩地层。层位标定实例见图2图2实际记录与合成记录的对比2.

8、3.4利用邻区钻井资料或已知地震层位对比如果工区内没有钻井，可利用邻区的钻井，做连井测线，进行对比定层；或者邻区已做 了地震工作，地震层位性质已知，则可将工区的测线延向邻区，做一段重复测线，进行对比， 要注意使采集因素与邻区保持一致。2.3.5利用区域地质资料和其它物探资料推断如果上述资料都没有，可根据区域地质资料中关于地层厚度的估算和沉积规律的结论， 结合其它物探资料，推断各反射层相当的地质层位。这样做，往往会产生较大误差。3剖面对比在时间剖面（或深度剖面）上，利用反射波的各种特征，识别和追踪同一反射层位的过程 叫做剖面对比。对比时，一般用彩色铅笔逐层分色标记。对比方法如下：3.1相位对比时

9、间剖面上的波并不是与其初至对应的脉冲波，而要延续一段时间（约30ms）。各波的 初至因受到干扰和波间干涉的影响，无法对比，根据一个波各相位的同相轴平行的原理，则 可利用续至相位进行对比。相位对比又分为强相位对比和多相位对比。1）强相位对比：对于良好的反射层位，波形横向变化稳定、连续，特征明显。可选其 中最强的相位对比，既简单又可靠。2）多相位对比：对反射层两边岩性或地质结构变化时，会引起波形变化，各相位的强 弱关系也会改变，如只追踪强相位，将使对比中断。这时，我们可同时追踪一个波的几个相 位，互相参照，使对比继续下去。3.2波组和波系对比相距较近的两个以上的反射波，组合在一起，构成复合波.当地

10、质结构较稳定时，这个复合波的干涉特征也很少改变，对比中易于识别，称之为“波组”。如果相邻的两个以上的波 组伴随出现，波形特征明显，时间间隔稳定，称之为波系”。利用波组和波系进行对比，可 以更全面地考虑层组间的关系，准确地识别和追踪反射波，这对确定断层十分有利。详见图 3。图3波组与波系3.3测线闭合圈对比主测线和联络测线交织成许多闭合圈，在水平叠加剖面上，测线交点处0的时间是一 致的。因此，对反射层的追踪，可以从一条剖面转到另一条。沿测线闭合圈追踪同一反射层 位时，t 0时间应该闭合，当闭合差超过半个相位时，就认为没能闭合。如果是由断层引起， 当考虑了断层的断距后，也应闭合（图4）。如没有发现

11、断层，很可能对比中有串相位的地 方，应反复检查，特别要注意反射质量较差和干扰现象复杂的地段。此外，激发震源的变更， 处理手段不同，叠加速度改变，交点测量误差及噪音影响等，也能致使层位下闭合。因此， 对比时应加以分析，不能勉强凑合。闭合也不能保证对比就一定正确，两次对比错误互相抵 消也可以达到闭合。图4层位的闭合3.4利用偏移剖面进行对比在水平叠加剖面上，记录的是t0时间，对于非水平界面，它所反映的构造形态与实际 相比会产生畸变，出现复杂的干涉现象，给波的对比造成困难。在偏移剖面上，反射波得到 归位，绕射波收敛到绕射点上去，干涉现象变得简单。因此，利用偏移剖面对比，能比较容 易判断地质构造的形态

12、和性质。但当前利用的主要是二维偏移剖面，对那些垂直构造走向的剖面，反射波基本做到了偏 移归位，而对那些沿走向的剖面，倾角很小，偏移后位置变化不大。因此在测线交点处，两 条偏移后的剖面上的同层反射波就不会闭合。为了控制层位对比，通常还是以水平叠加剖面 为主，而以偏移剖面作参考，主要利用偏移剖面确定地质构造现象。二维偏移不能使侧面波 归位，反而把它们当成正常反射做了偏移，只有三维偏移才能做到真正的空间归位。3.5利用物理和地质规律进行对比各种不同的地质构造会在时间剖面上形成不同的几何形态和波动特征，我们将在第三小 节中详细讨论。3.6干涉带的对比在时间剖面上，常常可以看到波的相互干涉，如一次波与多

13、次波的干涉；反射波之间的 干涉；反射波与特殊波（绕射波、断面波等）的干涉等。致使同相轴出现阶梯状、分叉合并 和扭曲等，称之为“干涉带”。为了对干涉带进行对比追踪，还要运用物理和地质规律进行研 究。一般而言，产生干涉的因素有多种，如地层层系厚度变化，岩性岩相变化，不整合，断 层，地层尖灭等。因此在对比时。要分析产生干涉的原因以及干涉的性质，仔细观察干涉带 以外同相轴的趋势变化及上下波组关系，达到正确对比的目的。3.7剖面间的对比当地质构造变化不大时，在相邻的几条平行测线上，各时间剖面反映的地质构造形态、 断裂出现规律，都基本相似。可以互相参照比较。波的对比工作至关重要，它直接影响地质 成果的可靠

14、性，一定要细心认真，反复琢磨。上述一些对比方法，可综合加以运用，互相参照。此外，还必须通过较多地实践，累积 经验，提高技巧。4各种地质现象在地震剖面上的特征及解释各种地质构造现象是我们在资料解释中必须面对的问题，因此，有必要研究它们在地震 剖面（主要指水平叠加剖面）上的特征，从而指导对比解释。4.1背斜和向斜的特征和解释4.1.1背斜背斜是指老地层向上弯曲并被新地层包围的构造现象。背斜构造有多种，如长轴背斜、 短轴背斜、地垒背斜和地堑背斜等。它们在垂直走向的剖面上，都表现为凸界面的反射，以 隆起的形式表现出来。如图5所示。1）背斜在水平叠加剖面上的几何形态特征对于平缓的背斜，它们在水平叠加剖面

15、上的形态与实际相近，范围稍宽，背斜顶部位置 一致（图6（a）。对于曲率很大的背斜，则表现得比实际范围要宽阔得多（图6（b）。对宽度 和曲率相同但深度不同的平行背斜，在水平迭加时间剖面上，随着深度加大，隆起范围加宽 （图6（c）。在图5中还可看到在背斜的两翼出现“回转波”。可见，背斜凸起的曲率大，在 水平叠加时间剖面上表现明显；同样曲率的背斜，埋藏得越深，在水平叠加时间剖面上表现 得越宽阔。图5地垒背斜图6背斜及在时间剖面上的形态2）振幅特征由于背斜顶部凸界面的反射存在发散现象，如图7所示，分配到单位面积上的波的能 量会减弱。界面凸度越大，埋藏越深，射线发散越严重，地震波的振幅也越小，这种现象在

16、向斜是褶皱构造中新地层向下弯曲的部分，其周围是老地层。向斜可分为对称的和不对 称的两类。背斜和向斜是相间存在的，因此，解释好向斜对确定背斜的闭合面积和幅度都有 直接关系。1）几何形态特征向斜在时间剖面上表现同凹界面的反射，可有三种情况：对于平缓的向斜，在水平时间 剖面上，它比实际向斜稍窄一些，并随着深度的增加变得更窄，但向斜中心不变（图8 I）。 当凹界面的曲率中心在地面以上时，都存在上述的简单关系；如果凹界面曲率中心正好处在 地面上，对于自激自收的射线将聚集成一点（由1.4.64II）；冬凹界而模型：b时间剖面上的形态图8凹界面在时间剖面上的形态当凹界面曲率中心在地表之下时，会产生一个奇异的

17、现象，射线将会发生交叉，同相轴 出现回转（图11.4.640），这时最凹点2处射线旅行的路径比两边1和3处为短，因此在 时间剖面上将出现凸起，向斜两翼的反射特征会左右颠倒，形成回转波。这样，在实际为向 斜的部位，在深层又出现了一个，背斜”（图9a），经过偏移处理后，这个，背斜”消失了（图 9（b），构造的形态也恢复了。图9向斜剖面偏移处理前后的比较对于曲率相同，深度不同的凹界面，随着深度的加大将出现不同的反射特征：浅层为平缓收缩型；中层为聚焦型；深层为回转型，如图10所示。图10深度不同的凹界面的反射特征2）振幅特征由于凹界面对射线的聚焦作用，反射振幅明显增强，出现了非岩性的亮点”异常，如图

18、811所示。由于向斜两边凸界面的发散效应，反射能量下降，深层由回转波形成的假背斜 能量会更加突出（图9（a）。3）在不同方向上的剖面特征上面的讨论是假设剖面线与构造走向正交的情况，那么，当剖面线平行向斜走向时，时 间剖面的特征是什么样呢？如果向斜很狭窄，通过剖面可能有两个以上的射线平面（图11）， 在时间剖面上将出现侧面反射，形成波的重迭与干涉。当剖面处在向斜的宽缓部位时，侧反 射会减弱或消失，在对比联络剖面时应注意这一特点。图11侧反射的形成4.2断层的特征和解释4.2.1水平地层中的断层图12 （a）是水平地层出现的断面直立的断层，这时水平叠加剖面的形态与实际模型基 本一致，只是断棱处可能

19、出现绕射波。当断面倾斜时，断面反射要向其下倾方向偏移（图a- H工叫J： b. LNi断盘及射断而反射舞射12（b）、（c）。图12水平地层中断层的反向特征4.2.2倾斜地层中的断层1）正向断层和反向断层上下盘地层倾向与断面倾向一致称为正向断层；上下盘地层倾向一致，但与断面倾向相 反叫反向断层。在水平叠加剖面上，正向断层的两盘和断面波都向下倾方向偏移，而反向断 层断面波与断盘反射偏移方向相反（图13（a）、（b）。从图中还能看出这样的关系：绕射波极小点对应真实的地层断点位置；断盘反射波在中 断点与绕射波相切，它相对真实的地层断点向下倾方向偏移；断层反射相对真实地层断面向 下倾方向偏移，它是各断

20、点绕射波的包络线。其道理，我们在本节后面加以说明。a.正向断层；卜反向断层；立屋脊断层；d反屋智断尾 土、击、用、晃 断*及其辰射；cH断面其反射;挠射波图13倾斜地层中断层的反射特征2）屋脊断层和反屋脊断层：上、下断盘地层倾向相反，形成上凸的屋脊形，称为屋脊 断层（图13c）；而把形成下凹状的称反屋脊断层（图13（d）。屋脊断层在水平叠加时间剖 面上，上下盘断点水平距离大于实际地层断点的距离；反屋脊断层则相反，上、下盘断点甚 至会迭掩，与实际地层断点相比，左右位置发生颠倒，如果以上、下盘反射中断点连线作为 断层面，就会错误地改变断层性质。3）“Y”字型断层一条比较大的断裂带，一般是由两条或两

21、条以上的断层组成。如果由两条断层组成，就 有主断层和次断层之分，断距大的为主断层，断距小的为次断层。两条断层可以倾向相同构 成台阶断层，也可以倾向相反构成Y”字断层。在水平叠加剖面上，两种断层各种波之间的 关系比较复杂，对比过程中容易解释错误。对于这种复杂的断层，可以先在迭偏剖面上解释， 然后用联合对比方法，把解释方案移植到水平迭加剖面上。图14给出的是Y字型断层的 正演结果。图14 Y字断层及理论记录4.2.3断层在地震剖面上的标志1）反射标准波发生错断，是断层在地震剖面上表现的基本形式。由于断层规模不同， 可表现为波组或波系的错断，如图15所示，由A、B、C三个波组构成的波系发生两次错 断

22、，表明存在、两条断层。这类现F1 F2象是中、小型断层的反映。2）标准层反射波同相轴数目突然增减或消失，波组间隔发生突变，断层下降盘地层加 厚，上升盘地层变薄；从图15中可看出AB层厚度的这种变化。对落差数百米的大断层， 上述现象更明显，断面两边波组不能一一对应，上升盘会缺失某些波组。图15波组波系错断3）反射同相轴形状和产状发生突变，这往往是断层作用所致。因断层的屏蔽作用，造 成下盘反射同相轴零乱，甚至出现空白反射带。4）标准层反射波同相轴发生分叉、合并、扭曲及强相位转换等，这一般是小断层的反 映。但要与表层、地层岩性变化的影响加以区别。5）断面波、绕射波等异常波的出现，是识别断层的主要标志

23、。4.2.4断层要素的确定1）断面的确定在二维剖面上，断面表现为断棱点的连线，但在水平迭加剖面上，如此确定的断面相对 实际断面的位置有偏移，断面倾角也有差异。一般对于偏移剖面，断面波即可代表断层面。 在水平迭加剖面上，可由断棱点产生的绕射波的极小点的连线确定断面位置。如图16所示。 在确定断面时要注意以下几点：图16断层的确定断面不可穿过可靠的反射波同相轴。由于断面的屏蔽作用，断层下盘断点往往不清晰。对断层造成的牵引现象要与绕射“尾巴”的弯曲及没有断层的地层挠曲加以区别，为 此应借助于偏移剖面。在相邻的平行剖面上，同一断面的形态、倾角及断开层位基本一致。在不同方向的 测线上，同一断面的倾角不同

24、，在垂直断层走向的剖面上，断面倾角最大。2）断盘和时间落差的确定当断面确定之后，断层的上、下盘也就确定了。再由断面两边对应反射层位在断点上的 时间大小，判断升、降盘，求出的相对时差，即为t0时间落差。3）断层的走向、延伸长度等要在断点进行平面组合后才能确定。即要利用多条测线确 定。断面倾角、断距等，要由垂直断层走向的深度剖面来确定。由上述论述可见，在进行断层解释时，关键在于寻找断棱点的正确位置。这一点，我们 既可在水平迭加剖面上确定也可在偏移剖面上确定。此外须注意，在剖面上，当两条断层相 交时，可按断层发生的先后和大小分出主干断层和派生断层。一般的解释原则为：晚期的新 断层应切割早期的老断层，而老断层在新断层两侧发生