物探地震勘探new

1、第一章 地震勘探,实质：以地壳中不同岩、矿石之间弹性差异为基 础，通过观测和研究地震波在地下的传播 特性，探查地质构造和矿产资源。,地震勘探的应用范围 适用性：主要应用于石油勘探、煤田勘探。在地下水普 查、土木工程、水坝、公路、铁路、桥梁和港 口建设中也有重要应用。由于不能很好确定岩 层不规则界面，所以很少用于直接勘探金属 矿。 基本原理：利用地震波资料推断岩层性质。根据所测量 的旅行时、振幅和频率的变化，推断岩性、 地层和构造信息。,主要优点：与其它地球物理方法比，地震勘探精 度高、分辨能力强、穿透深度大。 石油普查：没有地震勘探资料的情况下确定勘探 钻孔的位置极其少见。几乎所有的石油 公司

2、都是根据地震解释来选定勘探石油 井位。 煤田勘查: 煤田勘探的每个阶段,特别是采区勘探, 控制断层和褶曲,落差大于10m断层都能 查明。,基本测量方法：与天然地震学相似。但震源可以控制和 移动，而且震源与纪录点之间的距离较小。地震 勘探工作是由连续排列组成的，这些排列通过地 震检波器沿剖面对地球内部相继的各个部分的响 应取样。炸药和其他震源产生地震波，地震检波 器组合检测地球合成振动，地震数据经计算机处 理提取有用信息，根据所获有用信息进行地质解 释和推断。,与地震勘探有关的各种地震波 1入射波，2反射波，3直达波，4折射波 5透射波，6滑行波,地震勘探野外工作方法示意图,地震勘探原理示意图,

3、特点：高精确度、高分辨率、大穿透深度。 条件：具有规则的岩层分界面。 方法：激发地震波测量震波从震源到检波器时间 由旅行时、速度重建地震波路径构造分析、地 层分析、岩性分析。 折射波法：波的主要沿两个岩层的分界面传播，传播路径 近似水平。 反射波法：波先向下传播，后反射回地表，传播路径基本 是垂直的。,地震勘探的两个基本方法：反射波法、折射波法 反射波法：基于研究从两个地质层分界面反射的弹性波。测量从一个震源到达若干观测点的反射 波旅行时间，求出波在介质中的传播速度并 确定 发生反射的界面位置和形状。 折射波法：要在离震源较远处观测，地震波路径的主要 部分是沿着两个岩层分界面方向传播，因而 是

4、近似水平的。许多情况下，折射波法可以 用来判别地层岩性。,地震勘探生产阶段的三个环节： 1野外工作阶段：在可能的含油气(或含煤)区布 置测线，人工激发地震波，并 在野外利用地震仪记录地震波 传播情况。 成果：得到记录地面振动情况 的模拟或数字的原 始资料。,2室内资料处理阶段：根据地震波传播理论，利 用计算机对野外原始资料进行加工处 理，并计算地震波在地层内传播的速 度。 成果：得到“地震（时间或深度)剖面图”和地震波 速度、频率、相位等信息。 3地震资料的解释阶段：根据数据处理结果，结合其他 综合资料，对地震构造、地震地层、岩 性地震等做出解释，提出钻探井位。,地震勘探的历史及现状 历史：作

5、为一种主要的地球物理勘察方法，地震勘探产生于上世纪20年代初，1927年反射波法得到工业上的应用。 检波方式：1933年开始应用组合检波，二战之后发展到24道检波纪录，1981年发展到96道，目前向更多道（1024）仪器发展。 记录方式：19271952年光点记录，资料人工处理；19531963年模拟磁带记录，资料半自动化处理； 1964现在数字磁带记录，资料自动化处理。,现状：由于城市化和社会发展对能源的需求，地球物理勘查将持续，地震勘探技术仍以数字化为主要标志迅猛发展。 仪器：正在向遥控遥测、高采样率、超多道发展。,野外技术：以发展三维地震勘探、垂直地震剖面、横波勘探等将是今后一段时间内的

6、主要发展方向。 三维地震勘探的问题 ：石油地震勘探通常采用二维剖面测量，因局限于一条条测线观察地下构造，所以在沿剖面进行得偏移归位处理中，难以把侧面波干涉同相轴分开。 地下构造是三维实体，如果能从三维的角度观察它，一定比二维角度看问题更符合实际情况。三维地震勘探实际就是立体地、全貌地观察地下地质构造和地层，但由于三维地震勘探成本较高，因而使用并不太多。,三维地震勘探,三维地震数据体,三维地震切片立体显示,地震对比显示,垂直地震剖面技术（VSP）： 是在深井中安置检波器，观 测地面或井中激发的地震波场。不同深度检波器依次接收到地震波， 得到(z,T)剖面图，叫做垂直地震剖面，它不同于常规地震勘探

7、得到 的是(x,T)剖面图。 VSP记录的是在地球内部实际传播的波场，因而能可靠地确定 子波形状、振幅随距离的衰减和波速，标定反射波的地质意义，用 于时深转换，获取钻头前的信息和提高井旁横向速度结构的成像 精度，提高垂向分辨率。目前，VSP主要用于地震地层层位的确定 以及研究钻井附近地层岩性和含油、气、水的情况。,5个检波点的VSP记录示意图,横波勘探技术：地震勘探中，震源产生的地震波既有纵 波也有横波。但自从地震勘探作为地球 物理勘查主要手段以来，都是利用纵波 工作，横波则是一直作为干扰波需要回 避的。 近几年，从理论和实践均发现横波 在研究小幅度构造、岩性不均匀、岩性 歼灭、小断层及含油气

8、地段等方面收到 很好的地质效果。通常，横波是指SH波 ，其野外装备如图。,综合测井技术：测井已发展为以岩石学、核物理学及声学为基础的比较完整的测井方法和技术系列。 近年来声波测井的发展尤为迅速，声波测井可以测定井壁岩层的岩性、岩层孔隙率、渗透率和含沙指数、动态弹性模量、破裂压力梯度、岩石裂缝指数等参数。 全波列测井和横波测井近年也有很大发展。观测设备是长源距声波全波列测井仪，3个到12个接收器的阵列数学声波测井仪，环形声波测井仪，以及在井下电视基础上发展起来的三维扫描测井仪，非对称多极子横波激励器等。智能化的声波测井处理解释系统主要由国外测井公司为我国提供服务，采集数字化全波信息。,资料处理：

9、主要在波动方程偏移归位和地震转换方面，以及地下成像和提取岩石参数等。 偏移、层析反演：70年代前地震勘探数字处理的重心是叠加和滤波，70年代后转到波动方程偏移的研究，差分偏移、积分求和偏移和波数频率域偏移。80年代研究逆时偏移、有限元偏移、三维偏移、叠前偏移等，发展了矢量波动方程偏移技术、弹性波克希霍夫积分偏移和弹性波有限元偏移。与此同时的热门是层析技术。 偏移成像需要预先知道速度分布，用偏移的方法确定界面的几何结构成像。层析成像则通过求得速度分布，用反演的方法得到物性结构成像。层析成像技术与波动方程反演理论的结合是目前的主流。,地震地层学、定量岩性反演和盆地定量动态模拟： 地震地层学是地震学

10、和地质学的结合，经过处理后的反射地震剖面结合生物地层资料，将地震相转化为沉积相，借助于沉积环境分析确定盆地沉积历史。使用地震剖面上的振幅、频率、相位、速度等信息计算有利的资源储集层埋深、厚度等，提高钻孔成功率。80年代以来，我国开始地震地层学的研究和资料解释，但地质解释效果有待改进，特别是从地震相到沉积相、从地震系列到沉积系列的转换理论和技术以及层序地层学的研究更需加强。为了使地震地层学结果更加完美，两个方向的研究工作正在深入进行：一是定量岩性反演，一是盆地定量动态模拟。,第一节 地震勘探基础知识 一、岩石的弹性 1 弹性介质 弹性与塑性：物体在外力作用下产生形变，外力取消后，物体能迅速恢复到

11、受力前的形态和大小，这种性质称为弹性。反之，若外力取消后，物体仍保持形变后的某种形态，不能恢复原状，这种性质称为塑性。,各向同性和各向异性：弹性性质与空间方向无关 的称为各向同性介质， 反之称为各向异性介质。 均匀介质和连续介质：速度值与空间坐标无关的 称为均匀介质，反之为 非均匀介质。波的速度值 是空间坐标的连续函数的 介质称为连续介质。,2 应力、应变与弹性参数 应力与应变：单位长度所产生的形变称为应变。 单位横截面所产生的内聚力称为应 力单位面积上的作用力。 杨氏模量和泊松比：应力与应变的比值称为杨氏 模量E（拉伸模量）。介质 的横向应变与纵向应变的比 值称为泊松比。,杨氏模量E和泊松比

12、是一对表示介质弹性性质的参数： 负号表示横向与纵向应变方向相反。,体变模量和切变模量 ：任何复杂的形变均可 分为体积形变和形状形变两种简单的形变类 型。这两种简单形变的应力与应变的比值 分别称为体变模量（压缩模量：压力与体 积变化之比）和切变模量（刚性模量：切 应力与切应变之比）。,切变模量（ 刚性模量） 的表达式说明： 越大，切应变越小。 对于液体， =0，即液体不产生切变，只有 体积变化。,拉梅系数：由胡克定律，应力与应变之间存在线 性关系，由线性方程组表示，出现36 个弹性系数。对于各向同性均匀介 质，这些系数大都对应相等，可归结 为应力与应变方向一致和垂直的两个 系数和（切变模量），

13、即为拉 梅系数。,拉梅系数是为了简化数学运算引入的参数，它与杨氏模量E、泊松比、体变模量、切变模量 组成决定各向同性均匀介质弹性性质的五个重要参数。这些参数表示介质抗形变的能力，其数值越大，表示该介质越难以产生形变。只要知道其中两个就可求出其余三个：,二、地震波形成与描述 地震波传播的动态特征可以通过运动学和动 力学两个方面反映。 动力学研究地震波传播中振幅、频率、相位 的变化规律，了解地震波对地下地质体岩性结构 的响应。 运动学研究地震波传播的时间与空间的关 系，了解地震波对地下地质体的构造响应。,1 振动与地震波 振动：质点围绕平衡位置发生的往返运动。 简谐振动：在与位移量成正 比、与位移

14、方向 相反的力作用 下的振动。谐 振动曲线是正弦 或余弦曲线。,振幅A：质点离开平衡位置的最大位移。 周期T：完成一次振动所需时间。沿时间轴从一个 最高点到相邻最高点的时间间隔。 频率f或角频率：一秒钟内完成的振动次数。 初始相位0：振动初始时刻位移值的角变量。,弹性波：是振动形式在介质中的传播，是能量的 传播形式。 波前和波后：在某一时刻，波即将传到和刚刚停 止振动的两个介质曲面，称为波前面和 波后面（波尾）。 波前面和波后面是随时间 不断推进的。,波面：波传播过程中，波前将不断推进扫过介质内部， 介质中每一个这样的曲面就是一个波面。波面上 各点是同时开始振动的，所以波面又叫等时面。,2 地

15、震波的描述 振动图和波剖面：某点振幅随时间的变化曲线称为振动图；某时刻各点振幅的变化称为波剖面。,波长和速度V：一个周期T内，波传播的距离；或两 个波峰之间的距离，称为波长。波每秒传播的 距离，称为速度。 地震波的形成：在激发脉冲的挤压下，质点产生围绕其 平衡位置的震动，形成初始地震子波，在介质中 沿射线方向四面八方传播，形成地震波。,3 地震子波的描述 地震子波：由震源激发、经地下传播并被接收的 一个短脉冲振动，称为该振动的地震 子波。 地震子波基本属性之一非周期性：地震子波 的一个基本属性是振动的非周期性。,任何一个非周期性振动可以有许多不同频、不同振幅、不同起始相位的谐振动合成。,地震子

16、波基本属性之二：地震子波具有确定的起始时 间和有限的能量。因此，振动经过很短的一 段时间即衰减。 地震子波的延续时间长度：地震子波衰减时间长短称 为地震子波的延续时间长度。它决定了地震 勘探的分辨率。,4 地震波的频谱和振幅 振幅谱A(f)和相位谱(f)：地震波随传播距离的增加和深 度的加大，波的频率会发生变化，高频成 分逐渐被吸收，使视周期变大，延续时间 增长。研究振幅和相位随频率的变化规 律，叫频谱分析，前者称为振幅谱，后者 称为相位谱。,复杂周期振动的频谱：一个复杂的周期振动是由许多不同 频率的简谐振动合成的，可以利用傅立叶级数展开为许多 简谐振动，其数学表示为 式中各项为不同振幅、不同

17、频率、不同相位的简谐振动。如果把各个分震动的振幅A和圆频率的关系表示在A为纵坐标，为横坐标的坐标平面内，所得图像就为振幅谱。,非周期振动的振幅谱,地震波的频谱：地震波是非周期的脉冲振动，其振幅谱主要 用主频和频宽两个参数来描述。主频是振幅谱的峰值频率， 即频谱曲线极大值所对应频率。频宽是振幅谱的峰值的 0.707倍对应的两个频率值之间的频率范围。一般，反射波 的能量主要分布在3070Hz频带内。且，浅层反射波的频率 较高，中、深层反射波的频率较低。,地震波振幅的影响因素： 激发条件的影响：包括激发方式、激发强度等 接受条件的影响：包括检波器、放大器的频率改造等 波传播机制的影响：包括波前扩散、

18、地层吸收、反射与透射损 失等。 波前扩散（球面扩散）：随传播距离的增大 ，波前球面扩展，但总能量不变，而使单位 面积上的能量减少。,5 地震波的类型 地震波的类型：分为两类。一类是体波，它在整 个弹性体内传播，又分为纵波 （P 波）和横波（S波）。另一类 是面波，它只存在于岩层分界面 附近，并沿介质的自由面或界面 传播,包括瑞利面波（R波）和勒 夫面波（L波）。,体 波 纵波（P波）：弹性介质在正应力作用下发生体应 变产生的波动称为纵波。,体 波 横波（S波）：弹性介质在切应力作用下发生切应 变产生的波动称为横波。横波质 点振动方向与波传播方向垂直，又 可分为SH波和SV波。,面 波 瑞利波：

19、在自由表面上产生的沿自由表面传播的 面波。地震勘探中的面波指瑞利波。 勒夫波：分布在低速层与高速层分界面上，与SH 波类似，又称横面波。,6 地震波的传播特点： 对于P波，波动方程为： 对于S波，波动方程为： P波、S波速度为：,纵、横波速度比： 如果已知P波、 S波速度，则： 可以通过此式，研究地下介质泊松比，作地震岩性分析和预测油藏。,7 地震波的能量与吸收： 波的能量E：地震波的传播实际是能量的传播。频率为f、振幅为A的波，在体积为W、密度为的介质中传播时，其能量可表示为： 上式说明：波的能量E与振幅A的平方、频率f的平方以及介质的密度成正比。,能量密度：包含在介质中，单位体积内的能量称

20、为能 量密度。 上式说明：波的能量密度也正比于振幅A的平方。 波的强度I：波前面上,单位时间t、单位面积S的能量 式中V为速度。因此，波的强度I正比于振幅A的平方。,地震波的吸收：实际介质中，对地震波的能量具有不同 程度的吸收作用。 品质因素Q：地震波的吸收可以用品质因素描述。 Q定义：在一个周期（或一个波长距离） 内，振动损耗能量E与总能量E之比的 倒数 Q值越大，能量损耗越小，介质越接近完全弹性,吸收系数：波在粘滞介质中传播时，它的振幅被吸收衰减，衰减的快慢有吸收系数确定 式中为波长。,8 地震波运动学 运动学研究地震波传播过程中波前的空间位 置与传播时间之间的几何关系，从而确定地下地 质

21、体的地质构造。 通常可以通过几何作图反映物理过程，简单 直观反映波传播中，不同时刻的路径和空间几何 位置，因此也被称为几何地震学。,地震波的运动学研究可以用波前面来描述，也 可以用射线来描述。对于波前而言利用惠更斯原 理确定，对于射线而言利用费马原理确定。,地震波的传播原理： 地震波的运动学研究可以用波前面来描述，也 可以用射线来描述。对于波前而言利用惠更斯原 理确定，对于射线而言利用费马原理确定。 惠更斯原理：又称波前原理。任何时刻，波前面上每一点 都可以看作一个新的点震源，产生子波 前，新的波前位置是该时刻各子波波前的 包络。,费马原理：又称射线原理、时间最小原理。在均 匀介质中，波的传播

22、速度各处一样， 其 旅行时间正比于射线路径的长短， 波从一点到另一点，最短的传播路径 是直线，波沿射线传播的时间比其它任 何路径传播的时间都少。 根据费马原理可以求得地震波的射线方程几何地震学的基本方程,（2）射线方程：地震波在传播过程中所经过的空 间与时间的关系 式中：V是波传播速度。 在各向同性均匀介质中，波的传播速度是常数，此方程的解为球面方程，波前是一系列以震源为中心点的球面：,（3）时间场： 波前传播时间t是观测点坐标x、y、z的函数。当震源 固定时，地震波传播的范围内介质中每一点M(x,y,z)处 都可以确定波前到达的时间。 若已知空间任一点坐标，就可以确定波到达此点的时 间，也就

23、确定了波至时间的空间分布。这种波至时间 的空间分布就定义为时间场。时间场是标量场，其等 值面成为等时面。,（4）等时面： 等时面上任意点地震波到达的时间相 等。 1)均匀介质中的等时面是同心球面 2)等时面族同射线族的正交关系 3)时间场的梯度方向,（5）视速度v*和视速度定理：沿射线方向s传播的波称 为射线速度，是波的真速度V。而位于测线上的观测者看 来，似乎波前沿着测线x，以速度V*传播，是波的视速度。 是波射线与地面法线之 间的夹角，即入射角。,三 、地震波的反射、透射和折射 入射波、反射波、透射波和界面法线的关系,1、反射波的形成 反射定律：反射角等于入射角，反射线、入射线位于反射界面

24、 法线的两侧，反射线、入射线和法线位于同一个平 面内。 波阻抗Z：密度和波速的乘积射角称为波阻抗。上、下两层介质 的波阻抗差别越大，反射波越强。 反射系数R：反射波振幅和入射波振幅之比称为反射系数。,反射波形成条件：地下岩层存在波阻抗分界面，即 反射系数R的取值范围及其极性： R有正负值，当R0，ZnZn-1，反射波和入射波相位相同，都为正极性，地震记录初至波上跳；当R0，ZnZn-1，反射波和入射波相位相差1800，入射波与反射波反相，反射波为负极性，地震记录初至波下跳。,2、透射波的形成 透射定律：入射线、透射线位于法线的两侧，入射线、透射 线、法线在同一个射线平面内，透射角和入射角满 足

25、斯奈尔定律。,斯奈尔定理：入射角的正弦和透射角的正弦之比等于入射波和透射波速度之比。当V1V2，则，透射波射线靠近法线偏折，当V1V2，则，透射波射线远离法线，向界面靠拢。实际地层中，波的透射多属此类。,地震波在多层水平层状介质中的传播,透射系数T：透射波振幅和入射波振幅之比称为透射系数。 透射波形成条件：地下岩层存在速度分界面，即VnVn-1时， 才能形成透射波。 波的强度条件：速度界面是透射界面，波阻抗界面是反射界 面。当入射波振幅Ai一定时，T越大，则R越 小，即透射波强，反射波弱；反之，T越小， 则R越大，即透射波弱，反射波强。,3、折射波的形成 折射波：对于V2V1的水平速度界面，由

26、斯奈尔定律可知，当入 射角大于某临界角i时，可使透射角等于900，此时透 射波以V2速度沿界面滑行。根据斯奈尔定律，可求得 临界角i为,折射波的形成与传播,折射波的波前、射线和盲区：折射波的波前是界面上各 点源向上覆介质中发出的半圆形子波的包线。折射波的 射线是垂直于波前的一簇平行直线，并与界面法线的夹 角为临界角。从震源到观测到折射波的始点之间，不存 在折射波，称为折射波的盲区。盲区半径XM为 一般情况下，折射波只有在炮检距大于两倍折射界面深度时才能观测到，即 折射波形成条件：下伏介质波速必须大于上覆各层介质波速,四、地震勘探的地质基础1、地震波在岩层中的传播速度,地震波的速度是地震勘探中最

27、重要的参数， 也是地震波运动学特点之一。地震勘探研究地下 地质构造形态的基本公式是： H是界面的深度，V是地震波传播速度，t是地震波从 地面垂直向下到界面又返回地面的双程旅行时间。,地震波传播中的影响因素 理论研究和大量实际资料证明，地震波在岩 层中传播速度与岩石地质年代、岩性、埋藏深 度、密度、孔隙度、压力、温度等因素有关。或 与岩石的弹性性质有关。由于目前地震勘主要利 用体波，在谈到波速问题时，除非特别说明，一 般都是指纵波速度。,与岩石弹性常数的关系： 由波动方程得到纵波速度 泊松比的值变化不大，在大多数情况下约等于0.25。一般，随岩石密度增加，杨氏模量E以更高级次增加， 所以当岩石密

28、度增大时，地震波的速度不是减小，而是增大。,与岩性的关系： 由于波的传播速度与岩石的弹性性质有关，不同岩 石由于弹性性质不同，波速也不一样。一般，变质岩和火 成岩的波速大于沉积岩的波速。沉积岩中，灰岩波速大于 页岩，页岩波速又大于砂岩。,与密度的关系： 实际的速度密度关系可以通过对岩石样品的测 定，在数据分析的基础上总结出经验公式。通常，速度 密度的经验关系可表示成为一种近似线性的关系： 经验公式给参数换算提供了方便，如果已知波速，可 以直接由经验公式得到密度参数。,不同岩石密度与速度关系曲线,与孔隙度的关系： 一切固体岩石的结构基本有两部分组成。其一是岩石骨架， 其二是孔隙。地震波在这种结构

29、中的传播，实际上相当于在骨架和 孔隙两种介质中传播。波在双向介质中传播的速度与孔隙度成反 比。1956年Wylie提出了一个简便计算速度和孔隙度关系的平均时 间方程： Vm:岩石骨架速度，Vl:岩石孔隙介质速度，:岩石孔隙度,平均时间方程说明：波在岩石中的传播时间，是 岩石骨架中和充填介质中波传播所用时间的总和。 该方程只适用于岩层孔隙中只有油、气或水一种流 体，并且流体压力与岩石 压力相等的情况。 由该式可以计算 波传播的速度与孔隙 度理论曲线。,依据平均时间方程思想，还可以推导出计算速 度与砂泥岩百分含量的公式。如果在某一地层中 沉积了一套砂泥岩层，则： 式中， V波在砂泥岩中传播速度，V

30、s波在砂岩中传播速度， Vn波在泥岩中传播速度， Ps为砂泥岩中砂的百分含量， Pn为砂泥 岩中泥的百分含量。,孔隙度的变化意味着岩石密度的改变。孔隙度增大， 岩石密度变小。统计表明，孔隙度与岩石密度有如下线性 经验关系： m:岩石骨架密度， L :岩石孔隙介质密度，:岩石孔隙度,与岩层埋藏深度的关系： 在岩石性质和地质年代等相同的条件下，地震波的速度随岩 石埋藏深度的增加而增大。因为，岩石埋藏越深，年代越久，承受上覆地 层压力时间越长，强度越大。 但当岩石的埋藏深 度增加到一定数值后， 速度随深度的增加就 不明显了，速度随深 度增大的垂直梯度浅 部大于深部。,2、地震地质条件,A.浅层地震波

31、地质条件 B 中层地震波地质条件 C深层地震波地质条件,第二节 反射波法地震勘探,一、反射地震波时距曲线： 在地面激发地震波后，根据地下介质的结构和 波的类型，地震波将具有不同的传播特点。在地 震勘探中主要采用“时距曲线”来定量说明不同类 型的波在各种介质结构情况下传播特点。 时距曲线的几何形态包含着地下地质构造的 信息，分析并掌握各种类型地震波时距曲线的特 点，是地震勘探基础理论的主要组成部分。,1、反射波理论时距曲线 （A）水平两层介质 反射波时距曲线 可化为标准双曲线方程,t0时间：时距曲线在t轴上的截距，在地震勘探中 也叫t0时间 t0表示波沿界面法线传播的双旅程时间。借助t0时间,水

32、平两层介质反射波时距曲线也可以写成：,正常时差tn：任一接收点反射波传播时间与它的 t0时间之差，称为正常时差 如果从各接收点的时间中减去相应的正常时差tn，则各点都变成了t0时间 这种方法在地震资料数据处理中称为正常时差校正。,(B) 倾斜界面反射波 时距曲线,倾斜界面上倾方向与X轴反向时的反射波时距曲线 此时OM=Xm=-2hsin 一般地： 界面上倾方向与X轴 正方向相同时，上式根号 中第三项取“”号；反之取“+”号。,（C）多层水平介质 反射波均方根速度 时距曲线： 平均速度时距曲线：,2、各种速度概念 (1) 层速度与平均速度 层速度定义：按照地层岩石物性将地下介质分成若干个 厚度在

33、几十米以上的地震层，并认为地下 介质由若干个平行的地震层所组成，此时， 将每一个地震层看作为一种均匀介质，取 其中各分层真速度的平均就是层速度。,平均速度定义：一组水平层状介质中，某层以上介质的平均速度就是地震波垂直穿过该层以上各层的总厚度与总 的传播时间之比。 对于n层水平层状介质，如果每层厚度和速度分别 为hi，Vi，则平均速度Vav为：,(2) 均方根速度 定义：在水平层状介质中，取各层层速度对垂直传播时间的均方根值就是均方根速度。 均方根速度相当于用一个速度为Vn的均匀介质代替 第n层以上全部上覆地层的等效处理。,(3) 迪克斯公式由均方根速度计算层速度 迪克斯公式是地震勘探中求取层速

34、度的常用的 公式。由均方根定义可知： 式中：,所以： 代入前式，得到迪克斯公式 利用此式不但可由均方根速度求层速度Vn，也 可以求平均速度。,迪克斯公式求取平均速度： 对于第n层底界面以上介质的平均速度，有： 代入迪克斯公式得：,(4) 射线速度 定义：在水平层状介质中，波沿某一条射线传播时，它传播的总路经与总时间之比，就是射线速度。 射线参数psinin/Vn 这是沿一条射线取平均算出的速度。射线速度不仅考虑了射线弯折效应， 也考虑了横向不均匀影响，但实际很难计算，故只有理论意义。,(5) 各速度之间的关系 a、在水平层状介质情况下，炮检距为零时的射线速度即为平均速度。 b、炮检距为无穷大时

35、的射线速度等于水平层状介质中最高速度层的速度。 c、均方根速度是构成 等效均匀层的最佳 射线速度。 d、均方根总是大于 平均速度。,二、反射地震波法野外工作,1、地震波的激发和接收 方法特点：(1)激发地震波，(2)测量地震波从震源到达检波器所 需时间，(3)利用波到达检波器的旅行时和速度重建 地震波路径。 观测系统：表示激发点与接收点之间相互位置，以及排列和排列 之间的相互位置关系。排列长短L取决于接收道数n及 道间距离x。,地震波的激发: 1）对激发的要求：（1） 具有足够的能量 （2）尽量加大有效波能量 2）震源 （1）炸药震源： 普通炸药震源： 激发方式：井中、水中、空中、坑中。 激发

36、条件：岩性、激发深度、炸药量。 爆炸索：使用简单、脉冲尖锐。,(2) 非炸药震源 锤击震源：重锤、垫板、锤击开关。 地震震源枪：类似猎枪的装置。 电火花震源：通过水中电极高压放电 激发地震波。 可控震源：振动频率范围和振动持续 时间可以调节控制的震源。,地震波的接收: 1）地震仪： 将检波器输出的电 信号放大、显示、 记录下来的专门仪 器。一般具有滤波、 放大、信号叠加、高 精度计时、数字记录、 微机处理等功能。,2）检波器：把地震波 到达引起的地面微振 动转换成电讯号的换 能装置。由线圈、弹 簧片、永久磁钢架、 外壳组成。 原理：与扬声器类似。,3）对地震接受仪器的基本要求： （1） 把机械

37、振动转变为电振动（检波器、换能器）。 （2） 动态测量范围大、可放大、自动增益控制。 （3） 接收频率可调，以接收有效波、压制干扰波。 （4） 有足够的分辨力，以保证多层接收效果。 （5） 可多道接收并具一致性，以提高有效波接收效率、保证 多道对比。,压制干扰波的措施： 地震勘探的中心问题：压制干扰波、突出有效波，提高信噪比。 前提：频谱、视速度、传播方向、振动方向、 能量等存在差异。 （1）干扰波的性质和特点： 1） 规则干扰波： 声波干扰：炸药或重锤在坑中、浅井、空中激发时，都能产生声波。声波速度 稳定，340m/s左右，频率高，延续时间长，在地震记录上呈现强而 尖锐的波至。 面波干扰：较

38、浅的震源常在大地和空气分界面附近激发出面波。其波速略小于 横波，频率低，能量沿垂向衰减快，沿水平向衰减慢，延续时间长。,工业电干扰：地震测线通过高压输电线时，检波器会感应50Hz的电压，在地 震记录上出现50Hz的正弦干扰波。 虚反射干扰：震源首先向上到达地面发生反射，然后向下传播再从下界面反 射的波，伴随在震源直接向下传播经界面反射的正常一次波之 后，干涉正常反射波，使波形复杂化，相位数目增多。 其它规则干扰波：多次反射波、侧面波、底波、交混回响和鸣震等。 2） 不规则干扰波： 微震：与激发震源无关的地面扰动，主要来自风吹、草动、海浪、水流等。 低、高频干扰背景：在疏松介质中（沼泽、流沙、浮

39、土等）激发地震波时， 介质的固有振动会构成低频背景。而在坚硬介质中（砂 岩、基岩）激发地震波时， 波传播到浅部不均匀体上， 会由于散射构成高频背景。,(2)压制干扰波、识别有效波的措施： 1） 频率选择：根据频谱分析结论选择频率参数。 2） 利用方向特性： 第一类方向特性：仪器接收灵敏度与波振动方向的关系。 （调整仪器方位装置） 第二类方向特性：仪器接收灵敏度与波传播方向的关系。 （采用组合检波器方法） 3） 多次叠加： 垂直叠加：多次激发的记录，作井深校正后叠加，增强规则波能量。 水平叠加：不同炮点激发、不同测点接收到界面R上A点的反射信号 进行叠加，可压制多次反射波。,接收条件： (1)仪

40、器因素：1）采样间隔选择；2）固定增益的选择；3）滤波频率的选择 (2)排列长度L和道间距X的选择： X大，效率高，但可靠性差。 (3)检波器埋置条件：避开机械、电干扰源，埋直、紧固。 试验工作及野外工作方法技术： (1)试验工作：1）最佳激发条件选择（岩性、炸药量、爆炸深度） 2）最佳接收条件实验 3）观测系统试验 （2）野外工作方法技术：1）测线布置 2）测量工作 3）炮坑 4）地震仪、检波器,2、地震勘探野外工作 野外队组织：测量组、炮工组、仪器组、放线组、后勤 组。 陆地测量的野外装备：炮井、炮坑、炸药能量源、检波 器、地震仪 海洋地震的野外设备：地震测量船、空气枪、地震拖 缆、水中检

41、波器、海上定位和导航,地面测量的野外方法：工作设计定测线炮井、炮坑施 工放电缆、埋 设和连接检波器 测试仪器和 检波器电缆是否 连通放炮、 记录。,野外观测系统的图示：激发点与接收点之间相互位置组成观测 系统，常用综合平面图法表示。即从激发点向两侧作与侧线成450角的直线坐标网，将测线上对应的接收排列投影到该450角的斜线上，并用粗线标出对应段。,反射波法野外观测系统：为压制干扰波、突出有效波，反射波 法使用最多的是多次覆盖观测系统。 1）单次覆盖观测系统：对地下反射界面仅一次采样的观测系统。 沿测线布设激发点O1、O2、O3、O4、O5。 在O1点激发，在O1O2地段接收，可观测A1A2间的

42、 反射；在O2点激发，仍在O1O2地段接收，可观测 A2A3间的反射。移动排列到O2O3地段，分别在O2、 O3点激发，可观测到A3A4和A4A5间的反射。以此 类推，沿测线连续激发、接收，直至测线结束。 （双边激发观测系统）,双边激发观测系统：在排列的 两端分别激发，所以又称 双边激发观测系统。 单边激发观测系统：固定在排列 的一端激发，每激发一次，排列沿测线移动一次，半个排列长度。 中间激发观测系统：震源位于排列中间。,2）多次覆盖观测系统：是为了压制多次反射波等特殊干扰波，提高地震记录信噪比，同时移动激 发点和接收排列，对地 下界面反射点多次重复 采样的观测形式。 单边激发6次覆盖观测

43、系统 野外工作设计参数： 覆盖次数：N=6 仪器接收道数：n=24 道间距：x 跑点距：d=2x,3）三维观测系统及采集参数选择,A三维地震施工面积的确定及观测系统的选择原则 三维地震勘探面积的确定 a、偏移范围的确定 偏移范围是倾斜地层的反射同相轴恢复到正确地下位置时移动的水平距离L 水平偏移距离示意图 地震施工面积S由下式计算： 式中：x、y：地下实际勘探面积的长和宽。x：沿倾斜方向两个边界最深目的层偏移距离之和。y：沿走向方向两个边界最深目的层偏移距离之和。1x、2x：沿倾斜方向两端附加段长度。1y、2y：沿走向方向两端附加段长度。其中偏移距离是指倾斜地层的反射同相轴恢复到正确地下位置时

44、移动的水平，偏移方向应为向测区地层下倾方向偏移。,b 、空间采样间隔的确定 空间采样是指分布在地面上离散的检波点采集的地震讯号。三维空间采样间隔包括道距和束线中的接收线距。根据采样定理，为了使道距的选择不产生空间假频，道距应为： 如果应探测煤层反射波主频为70Hz，视速度 *=3000m/s， 则 X21.4m,c 、 CDP点网格的确定 三维地震勘探与二维地震勘探的迭加形式是不同的，二维是共反射点迭加，三维则是共反射面元迭加。共反射面元迭加是指共反射面元内各个道集反射点信号的迭加。反射面元的大小在纵向上一般取小于接收点距之半为共反射面元的线性长度即DxX/2，为10米，横向宽度DyDx，选为

45、10米。根据上述可选择CDP点网格为： DxDy=10米10米 这样小的CDP点网格对探测细微构造和小幅度起伏是极为有利的。,d、炮线间距的确定 炮线间距即为炮点线向前滚动的距离。在规则观测系统中，炮点线呈线状规则排列，并垂直于观测束线。设L为炮线间距，N为地震仪接收总道数（320），为束线内接收线数（8），NX为纵向覆盖次数（5），X为道间距（20），则： 炮线间距L=40m。而炮线间隔道数K=4。,e、覆盖次数的确定 纵向覆盖次数NX的确定 纵向覆盖次数NX与二维观测系统计算方法相同，可按NXN2K进行计算。若每线接收道数N=40，滚动间隔道数K=4，则NX=5。 横向覆盖次数的确定 横向

46、覆盖次数可利用Z变换多项式的方法进行计算。设炮点为S、检波点为G、共中心点为C，三者的关系式可写成褶积形式： SGC 则变换式为： S(Z)G(Z)=C(z) 三维覆盖次数的确定 三维覆盖次数等于纵向覆盖次数与横向覆盖次数的乘积，即 NNxNy,三、 反射地震资料的数据处理 1、数据处理的流程： 流程：数据处理是对获取的地震信息进行各种加工处理，主要包 括预处理、数字处理、绘制时间剖面等步骤。 反射资料处理流程：,反射资料处理 流程框图,2、预处理 1）记录、验收、登录、绘制地震记录剖面图。 2）切除：将记录中干扰严重、不正常的地震道或无意义记录段 数值充零。 3）静校正：对地形起伏和表层速度

47、变化引起的时差进行校正。 静校正：对由于地表不同检波点 的高程和地表低速层的厚度、速 度变化等的影响所产生时差的校 正称为静校正，它包括井深校正、 地形校正、低速带校正。,静校正量计算： （1）井深校正：将炮点O的位置校正到地面Oj点。 V0为低速带波速，V为基岩波速，h0+hj为炮井中低速 带厚度，h是基岩中炸药埋藏深度。 （2）地形校正：将炮点和检波点校正到基准面上。 炮点地形校正： 检波点地形校正：,总地形校正： 地形校正量有正有负，当测点位置高于基准 面为正，需要去掉波实际传播时间中的地形时 差；反之为负，需要加上地形时差。,（3）低速带校正：基准面以下的低速带延迟地震 波传播的时间，

48、为此进行的 时差校正称低速带校正。 炮点低速带校正： 检波点低速带校正： 总低速带校正： 由于基岩波速V总大于低速带波速V0，所以低 速带校正总是正的。,接收点总静校正量： 若Hs为检波点地面海拔高程， Hi为检波点下方低速 带底界面海拔高程， Hb为基准面海拔高程， H为炮点处 海拔高程，则接收点总静校正量改写为：,动校正：反射波的传播时间与检波器距离爆炸点的距离远近有关，并与反 射界面的倾角、埋深和覆盖层波速有关，由此产生的时差称为正 常时差，需要进行正常时差校正，称为动校正。 在已知V、h、x的条件下，通过时距曲线，可得动校正量： 动校正通常是利用计算机来实现的。 动校正是地震资料水平叠

49、加处理中 必须做的重要工作！,从时距曲线理解动校正，就是把时距曲线拉平。,四、反射波地震勘探资料的地质解释 1、基本概念 基本流程：数据采集处理正、反演物理模型地质 解释地质模型 地震子波：确定的起始时间、能量有限的振动。 三要素：f，A(f)，(f),地层序列：地层厚度越薄，主频越高，反之主频越低。 四类地层结构：薄 厚（高 低频） 厚 薄（低 高频） 薄 厚 薄（高 低 高频） 厚 薄 厚（低 高 低频） 地震勘探纵向分辨率： ：同一接收点接受的薄层 顶、底两个反射波的时差。 t：地震波延续时间。,例如：地震勘探主频2030Hz，速度3000米/秒，大概勘探厚度2030米。 一般：地震勘探

50、分辨率 n-10m，钻井 0.1-0.3m,各种速度概念： 速度 平均速度 均方根速度 层速度,反射波对比识别的三个标志：反射层位在时间剖面上表现为同相轴的 形式，地震波的双程旅行时大致和界面的法 线深度成正比，t0时间大、界面埋藏深。 同一反射界面的反射波，同相轴具如下特点： (a) 强振幅特性：反射波有较强的能量。 (b) 波形相似性：同一反射界面的反射波路程相近、在相邻道地震记录上波形 （T、A、）相似。 (c) 同相性：不同相位的同相轴彼此平行。,确定反射波的层位（人工合成记录）,人工合成记录及层位对比 a、声波时差曲线 b、人工合成记录 c、地震时间剖面,多次波和特殊波的识别： (a

51、) 多次波：多次波具有与一次反射波相同的视速度，会与有一定倾角的 中深层反射波发生斜交干涉。可通过倾角、t0时间、速度等 标志识别。 (b) 特殊波：绕射波、断面波 绕射波：断层断点上出现 断面波：断层面两侧岩石波阻抗差异明显时，产生断面波。其同 相轴较陡、能量时强时弱。,时间剖面：野外地震资料 数字处理 水平叠加（或偏移）的 时间剖面。是地震资料经数字处理后的主要成果。纵 轴为t0时间，横轴为CDP点在地面的位置排列，两个CDP 之间的距离为道间距的一半。,时间剖面的地质解释： 1）地层标准层的确定和追踪：结合地质和钻孔资料，在时间剖面上 找出特征明显、可连续追踪对比、具有地质意义的标准层。 2）断层的识别： a、反射波同相轴错位，但两侧波组关系稳定、特征清楚，表明断层断 距小、延伸短、破碎带窄。 b、反射波同相轴突然增减或消失，波组间隔突然变化。反映基底大断 层。 c、反射波同相轴产状突变，反射零乱或出现空白带。反映断层错动、 两侧地层产状突变。 d、标准反射波同相轴发生分叉、合并、扭曲、强相位转换等。是小 断层的反映。 e 、出现特殊波（断面波或绕射波） 3）不整合面的识别：角度不整合面上，时间剖面出