地震讲义1教材

地震地质综合解释

前言1、地震地质解释的核心是什么？2、地震勘探发展的现状与前景及其制约因素。3、地震地质解释的基本内容：

（1）地震地质解释在构造方面的应用（盆地与构造样式分析）（2）地震地质解释在沉积方面的应用（地震地层与层序地层）（3）地震地质解释开发方面的应用（油藏描述与油气动态检测）第一章地震资料解释基础1.1地震波的基本特征

1.1.1波的类型1.1.2地震波的特征1.1.3地震波的性质1.1地震波的基本特征

1.1.1波的类型

地震波可分为入射波、反射波、直达波、透射波、折射波、滑行波等几种（图1-1）。

与勘探有关的几种地震波1）地震波的特性：入射波的振幅和分界面两边介质的波阻抗有如下关系：Ar==ρ2V2–ρ1V1Aiρ2V2+ρ1V1ρ1V1表示反射界面上介质的密度和速度；ρ2V2

表示反射界面下介质的密度和速度；分界面两边各介质密度和速度乘积ρ2V2

、ρ2V2叫波阻抗；比值Ar/Ai叫做波从介质入射到分界面时界面的反射系数

R。由上式可以得到以下几点重要的认识：

2）反射波形成的条件:

当界面波阻抗相等时只有透射波而无反射波,只有当界面波阻抗不等时才能产生反射波。3）反射波强度:

波阻抗差越大，反射系数越大，反射波能量越强；反射波的强度不仅随波阻抗差增大而增强，还随波阻抗之和的增加而减弱。浅层反射界面与深层反射界面具有相同的波阻抗差时，深层反射界面反射系数相对变小，反射波强度减弱。4）反射极性:

当反射界面下介质波阻抗(Z2)大于入射介质波阻抗(Z1)时，R>0，反射波与入射波的相位相同，称为正极性反射；当Z2<Z1时，R<0，反射波与入射波相位相反，相位差180°，称为负极性反射。

地震波极性显示1.1.2

地震波的特征1、地震波的性质

1）周期性的，具脉冲性质的振动波，没有固定的频率、稳定振幅、和连续振动。2）波剖面

在波动这种复杂的运动过程中，介质中无数个质点都在振动，地震波在传播过程中，介质中各质点之间的振动是有相位差的，某一时刻各质点的位移是不同的，即位移μ=f(x)。即同一时刻各振动质点位移所构成的图形，称为波部面或波形图。横坐标表示质点的平衡位置，纵坐标表示给定时刻振动质点的位移量，则各点位移分布所构成的曲线就是该时刻的波形曲线或波剖面(图1-3)。图1-3波剖面表示波长的示意图3）振动曲线

波在传播过程中，质点只是绕着平衡位置振动。对于介质中任一固定点振动的位移μ=f(t)，把这种反映一个质点在振动过程中位移随时间变化的情形，叫质点的振动图形(图1-4)。地震勘探中、地震波从激发到地面接收反射波最长时间约为5秒钟，这种延续时间短、称为非周期的脉冲振动。一般用视振幅，视周期和视频率来描述它。图1-4非周期振动与地震记录视振幅:质点离开平衡位置的最大位移(图1-4)，振幅大小与能量有关,波动理论证明振动能量的大小与振幅平方成正比。视周期:两个相邻极大点或极小点之间的时间间隔，记为T*，T*表示质点从极大点经过极小点再回到极大点完成一次振动所需的时间。

视频率:表示质点每秒钟内振动的次数，记为f*，以“Hz”或周/秒为单位。T*与f*互为倒数。视频率越高、波的视波长越短1．2地震剖面特点与处理流程简介1.2.1地震剖面的一般概念

来自同一反射波记录上的同相组轴通过一系列的校正处理后形成地震记录,能直观的反映地下界面形态。

1、地震剖面的类型随着地震岩性勘探和烃类检测技术的发展，还有多种剖面，如速度剖面（迭加速度剖面，均方根速度剖面层、速度剖面等）三瞬剖面（瞬时振幅、瞬时频率和瞬时相位剖面）保持相对振幅剖面（亮点剖面）、反射系数剖面，波阻抗剖面和合成速度剖面等。这些资料在构造解释中很少用。

Abcde图1－5时间剖面显示的四种形式.波形曲线；b.变面积；c.变密度；d.波形加变面积；2、时间剖面的显示3、时间剖面的特点

时间剖面由图头和记录两部分组成。

图头部分：位于剖面图的起始部位，用以说明剖面的工区，测线号、起止桩号、剖面性质、野外施工参数和处理方法与流程，其显示内容由方法人员提出。

记录部分：是时间部面的主要部份。横坐标代表共中心点迭加道的位置，一般用CDP点号和相应的测线椿号表示。纵坐标垂直向下，代表反射时间，以秒为单位。记录波形的最大振幅一般控制在10mm。1.2.2地震资料处理流程简介1、地震资料数字处理流程2、水平迭加剖面的处理流程1.2.2地震资料处理流程简介

地震资料数字处理流程可分为三大部分：1）首先把数字磁带记录上的地震信息输入到

计算机里。2）在计算机里对输入的地震信息进行各种

整理（如数据重排、动静校正）和各种

处理（如各种叠加和滤波处理等）。3）成果资料的显示，即把处理的成果输出并

以各种表格、曲线或剖面图、平面图的

形式显示出来供解释用。2、水平迭加剖面的处理流程图1-7时间剖面的形成1.3偏移现象和偏移归位

1.3.1时间剖面的偏移现象

1.3.2

偏移迭加原理

1.3.3

偏移叠加、叠加偏移和

叠前偏移

1.3.4二维偏移和三维偏移

1.3.1时间剖面的偏移现象

当界面水平时，对水平界面的原始记录经过动校正后，把波形画在爆炸点与接受点之间的一半位置，即共中心点位置的正下方，反射同相轴所反映的界面段位置与真实界面的空间位置是基本相符的。当界面倾斜时，实际上反射点并不在接收点的正下方。如图1--8所示，仍然按水平界面时的情况进行动校正和共中心点显示，水平位置在BE的倾斜界面段（图1-8a），在对应的水平迭加剖面上，同相轴水平位置却在AD处（图1-8b）,向下倾方向偏移。反射界面倾角越大，这种偏移现象越严重。(a)(b)图1—8倾斜界面同相轴向下倾方向偏移界面段的水平位置是BE

水平叠加剖面上同相轴的水平位置是AD图1--9水平迭加剖面与时间偏移剖面的比较（ａ）水平迭加剖面，（ｂ）深度剖面，（ｃ）时间偏移剖面

图1--10偏移叠加原理示意图(1)（ａ）倾斜界面时的共中心点道集；（ｂ）倾斜界面时的激发点接收点位置1.3.2

偏移迭加原理为了保证得到来自R点的反射，可以估算相应的观察点S’1的位置。当激发点位于界面下倾方向时，有：

MS1’=X–L=h/(2Lsinφ+h).L

按这个距离来布置接收点SI。在实际生产中事先不知道h和ф，因而很难实现。

设在同一测线上的许点(O1,O2……OJ……OP）激发，每一炮又在许多点（SJ1,SJ2……Sji……Sjn）（下标中第一字母表示炮号，第二字母表示道号）接收。在界面段上任选一反射点M（图1--11），在排列足够长，接收点足够密的条件下，则在附近每一炮中总会有一道记录下M点的反射波信息。图1--11偏移叠加原理示意图(2)(a)对每一炮总有一道记录下来自M的反射波

(b)当覆盖次数是P时，总能找到P道满足以M点为共反射点条件

如何找出每一炮中以M点为反射点的地震信息进行叠加？具体做法是：

对某一炮点Oi，根据M点的X、H坐标及相应的速度值V（H），计算地震波从O1经M点到SJ1接收点的旅行时tj1，按这个时间值在SJ1道上选取相应的振幅；再计算地震波从Oj经M点到SJ1的旅行时间，按这个时间值在SJ1道上选取相应的振幅值；……直到SJn.对每一炮的每一道都这样做。

设覆盖次数是P，每炮有N道，则可选出N*P个振幅值，最后把它们加起来(求代数和)。这样做法尽管界面在M点处的倾角预先并不知道，但所有炮中满足以M点为共反射点条件的P个同相的振幅值，必然无遗漏地被选出来并叠加在一起，因而叠加结果会出现一个较大的数值（正或负值）。与此同时也把许多道不符合共反射点条件的随机振幅值值（共有N×P-P个）也叠加到一起，叠加结果会互相抵销而接近于零。如果M点不是一个反射点，按上述方法从各炮选取的是不同相的随机振幅值，叠加结果不会出现较大的数值。这就是射线偏移法,又叫扫描法。

在解析几何中知道，如果平面内一个动点到两个定点的距离之和等于定长，那末，这个动点的轨迹就是一个椭圆。也就是说，与反射波T对应的反射点的可能位置，必然位于以Oj和SJI为焦点，以L／2为长半轴的椭圆上。在水平叠加时，不管界面倾角如何，动校正后的反射时间都一律画在Oj和SJI之间中点的正下方，这在界面水平时是正确的，当反射波是来自一段倾斜界面上的M点时，这种做法就错误地把M点画到M‘点的位置了（图1-12）。图1-12反射点位置的轨迹示意图进行偏移叠加，不仅能实现真正反射点叠加，也能同时正确地定出反射点的真实位置。因为用扫描法实现偏移叠加时，是对X－H平面按ΔX、Δh划分的方格网上（图1--12）每一点M（X、H）都进行计算的，只要划分得足够细，总可以在所要求的精度上反映反射点的全部可能位置。如果反射点的位置是在M点，只有当对M点进行计算时，才会在多次（P次）覆盖的每一炮都能找到一道以M点为共反射点道，总共能取到P个同相的有效振幅值，叠加后得到较大的数值。

当对这个椭圆上的其它点（如M’，M’’……）进行计算时，虽然也能对Oj这一炮在SJI道上取到一个振幅值，但因为M’，M’’…等不是真正的反射点，因而在各炮中就不可能找到P个同相的振幅值，而只能找到P个不同相的随机振幅值，其叠加的结果应该接近于零。也就是说，对椭圆上的各点都用真正共反射点叠加办法计算后，只可能在反射点M（X，H）上出现大的数值。

这就是偏移叠加能同时实现真正的共反射点叠加以及确定反射点的真实位置的简单原理。不难理解，偏移叠加也能使绕射波收敛到真正的绕射点位置上；能使回转波归位，恢复凹界面的真实形态；

在进行偏移叠加时，还要进行参数选择，如速度、扫描范围的选择等。需要指出的这种偏移叠加技术存在的主要缺点是剖面上有“画弧”现象，深层尤其严重。因为偏移过程中，把一些强的干扰或者所谓“野值”（个别特大振幅值）扩散到一个圆弧上，由于它不是随机干扰，叠加时并不能抵销，因而产生画弧现象，这对解释深层资料不利。1.3.3偏移叠加、叠加偏移和叠前偏移

实现偏移最理想的办法是用多次覆盖的原始记录直接进行偏移叠加，这既可实现真正共反射点叠加，又实现了偏移。这类方法称为偏移叠加或叠前偏移。但这样做处理的数据量太大，成本高，在生产实际应用受到一定限制。目前大多采用叠后偏移或叠加偏移办法，即先对多次复盖资料进行水平叠加，得到相当于自激自收的水平叠加剖面，然后用水平叠加剖面再作偏移。这种办法可以使工作量大大减小。(例如对n次复盖剖面，工作量大约只是叠前偏移的1/n)。

缺点是在界面倾斜的情况下：（1）不是真正共反射点叠加，降低了分辨能力。（2）不能提供真正的共反射点道集作为原始资料，供研究振幅随炮检距变化等（AVO）问题使用。（3）共中心点叠加有倾角滤波作用。当道集内存在两条倾角不同t0接近的同相轴时，只能选取一个V0(t0)进行动较正，这样只突出一条同相轴、必然压制另一条同相轴，叠加后再偏移，被压制的同相轴无法恢复（不利于储层细节变化研究）。（4）对于情况3，速度谱上同一个t0的两个能量团会连一起，不好解释，降低了分辨力。1.3.4二维偏移和三维偏移

地下地质体是一个三维的实体，要得到地下三维地质体的真实形态，必须进行三维面积观测和三维的偏移叠加。可以想像，真正的三维偏移工作量是十分巨大的。

利用一条测线观测得到原始数据进行偏移处理，是一种二维偏移。二维偏移全部信息都是来自过此剖面的垂直平面内时，才能取得好的偏移效果，即只有当地下构造是一个二维平面，测线垂直二维平面走向，时得到的原始信息进行二维偏移才是正确的。

真正的全三维偏移，其工作量太大，成本太高，到目前为止，在实际生产工作中还很少使用。

比较实用的做法是两步法三维偏移。

两步法三维偏移过程

是先进行一个方向的二维偏移，即对每条测线进行二维偏移，把各条绕射双曲线的能量送到

A、B、C、D等点上去；然后再垂直于这些测线的方向上抽道，组成一条测线，作二维偏移，把A、B、C、D的能量集中到P点。两次偏移结果近似等于三维偏移。

一般来说，在常速介质中两步法三维偏移与全三维偏移效果是一致的，不产生任何误差。当介质速度变化时，两步法三维偏移将产生误差，这种误差随着速度变化强烈程度的增大而增大。这是进行三维资料解释时要注意的。

理论上讲，在两条二维时间剖面交点处

t0时间是相等的，剖面的交点可以闭合。由投影可知两条相交测线共反射点在其反射轨迹的相交位置上，但不一定在测线交点的正下方，界面倾角越大，二者偏离越远（图1—13）。在图1—13中测线AB和CD的交点O接收到的都是来自R点的反射(自激自收情况)，在这两条测线的水平叠加剖面上，分别把反射显示在0点正下方的P点、Q点，沿OP、OQ的旅行时都等于沿OR的旅行时，能够闭合。

图1-13

界面倾角时，两条相交测线在交点处，二维偏移剖面不闭合的原因示意图

考虑到全偏移叠加工作量太大，又不能提供共反射点道集等可用于提取各种有关反射波参数的中间结果；而叠加偏移降低了剖面精度。最近几年提出了叠前部分偏移的方法，俗称叠前偏移。目前应用较多的叠前部分偏移方法是先进行倾角时差校正(DMO)，再作共中心点叠加，最后作叠后偏移。倾角时差校正的基本思路就是把地震波旅行时中与倾角有关的时差校正掉，相当于得到一个水平界面的情况。每道都经过这样处理再进行叠加，这就比没有预先进行倾角时差校正叠加效果更好。不同倾角的同相轴都可以得到加强，实现真正的共反射点叠加。

地震勘探的分辨能力

1.4.1子波的概念、

1.4.2地震子波与分辩能力的关系

1.4.3垂直分辨率

1.4.4水平分辨率

1.4.1子波的概念

在信号分析领域中把具有确定的起始时间和有限能量的信号称为子波。在地震勘探领域中子波通常指的是由1至1个半到2个周期组成的地震脉冲。由于大地滤波器的作用，尖脉冲变成了频率较低，具有一定延续时间的波形，称为地震子波b(t)图1-14

地震子波的形成图1-15几种子波能量分布、波形和相位的关系

最小相位子波，有时称为前载子波，能量集中在前端；大多数脉冲地震震源产生的原始脉冲是接近最小相位的，因此，地震子波一般是最小相位（最小延迟）子波。

最大相位子波则能量主要集中在尾部。

零相位子波能量集中在中间，且波形对称。1、4、2地震子波与分辨能力的关系1、子波的分辨能力主要决定于子波的频带宽度。当子波的相位数一定时，频率越高，子波的延续时间越短，分辨能力越高。应当明确，脉冲的尖锐程度，主要决定于频带宽度，而不只是频率成分的高低。

图1-16子波主频、频带宽度与延续时间的关系

（a）是一个宽频带零相位子波及其频谱示意图，其延续时间比较短。（b）、（c）是一个低频、窄频带的零相位子，主频与（a）相同，但频带窄，延续时间比（a）长。延续时间是一样的。图（c）的子波主频虽然比图（a）的子波高，因图(c)子波的频带比图（a）的窄，其子波的延续时间比图（a）长。

2、零相位子波的优点主要表现在：

（1）在相同的带宽的条件下，零相位子波的旁瓣比最小相位子波的小，能量集中在较窄的时间范围内，分辨率高。

(2)零相位子波的脉冲反射时间出现在零相位子波峰值处，最小相位子波的脉冲反射时间出现在子波起跳处，后者的计时不准确。

(3)试验分析表明零相位子波比最小相位子波更具有分开薄层的能力。并且零相子波在同相轴计时、明确鉴别反射极性方面也更优越。1、4、3地震分辨率

分为垂直分辨率和水平分辨率

垂直分辨率指在纵向上能分辨岩层的最小厚度；

横向分辨率指在横向上确定地质体（如断层点、类灭点）位置和边界的精确程度。

假定地震脉冲或地震子波的延续时间为Δｔ，通过地层顶，底界面的双程旅行间隔时间为Δτ（Δτ＝2Δh/v），此时反射波出现两种情况：1、当岩层较厚地震子波的延续时小于穿越岩层的往返时，即Δτ>Δt时，同一点接收到来自界面R1和R2的两个反射波是可以分开，形成两个保留各自波形特征的单波（图1-17）。图1-17地震厚度大于地震子波延续时间的波形2、当岩层较薄地震子波的延续时大于穿越岩层的往返时，即Δτ<Δt时，来自相距很近的各反射界面的地震子波传播到地面一个接收点时将不能分开。在接收点S上收到的是来自R1,R2,R3…..界面的地震子波相互叠加的结果反射波，形成复波（图1-18）。

图1-18地震厚度小于地震子波延续时间的波形

地震记录上看到的一个反射波并不是来自一个界面的反射波，而是来自一组靠得很近界面的许多地震反射子波叠加的结果。因此，地震记录上的一个反射波组也就并不严格地对应于地层柱状图某一地层分界面。

在这样一组靠得很近的界面中，必然有起主要作用的界面。只要这些薄层厚度和岩性在一定的区段内相对是稳定的，则来自这组界面的许多地震反射子波的相互关系（振幅的差别，到达时间的差别等）也应当是相对稳定的。其叠加的结果地震反射波组特征（相位个数，强度）也具有某些相对稳定的性质。地震记录上的波和波组与地下岩层界面之间的既有联系又有差别的关系。

如果用地震波的波长λ与地层厚度Δｈ来确定纵向分辨率，当地震子波的延续时ΔT为n个周期时，则有：Δτ>Δt或2Δh/v>nλ/v消去V则:2Δh>nλ/2(n=1,Δh=λ/2)

由此可知，分辨地层的厚度与地震脉冲的周数有关。当地震子波的延续时间为一个周期时（n=1）,可分辨的地层厚度为半个波长（Δh＝λ/2）。

Widess（1973）设计了楔形地层的模型，用来研究反射波形随地层厚度的变化（图1-19）。，当地层的厚度大于半个波长时，顶、底界面是可识别的。当地层厚度趋近于1/4波长时，顶底界面反射波相长干涉，出现调谐现象，振幅变得最强；当地层厚度向1/8波长趋近时，波形变化很微弱，甚至消失。图1-19楔形地层的地震响应1、4、4水平分辨率水平分辨率也叫横向分辨率，是指地震在横向上能分辨地质体的最小宽度。按物理地震学的观点，地面观测点得到的地震反射不是地下界面某特定点的响应，而是反射“点