地震勘探的基本方法ppt课件.ppt

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1、第二章 地震勘探应用地球物理学导论什么是地震勘探n地震勘探：以不同岩（矿）石间的弹性差异为基础，通过观测和研究地震波在地下岩层中的传播规律，借以实现地质勘查找矿目的的物探方法。n应用领域：主要用于油气田、煤田地质构造的勘探，地壳测深，工程地质勘察等。2008年在EAGE上展示的地震车海上地震船n岩石介质的波阻抗差异（近似为速度差异，因为速度差异大于密度差异）是运用地震波进行勘探的物质基础，研究地震波的传播速度规律具有极其重要的理论研究意义和实际应用价值。n地震勘探的分支方法：n折射波法；n反射波法；n面波法；n地震勘探技术的流程：n理论研究；n野外资料采集；n室内数据处理；n地震地质解释；n

2、等。地震反射波勘探的基本原理n在地表附近激发的地震波向下传播，遇到不同介质（地层）分界面产生向上的反射波，检测、记录地下地层界面反射波引起的地面振动，可以解释推断地下界面的埋藏深度，地层介质的地震波传播速度、地层岩性、孔隙度、含油气性等。n最简单的是根据反射波到达地面的时间计算地下界面的深度，基本公式为：n反射波法的主要优点是：在一定的条件下，可以查明从地表到地下数千米的整个地层剖面内各个构造层的起伏形态，甚至是地层岩性特征。12Hvt地震勘探原理示意图地震勘探原理示意图早期的地震勘探技术n地震勘探的方法和技术是在运动学理论的基础上建立和发展起来的，在很长的一段时间内，动力学特征只被定性地利用

3、，起辅助的作用，这与地震勘探技术水平（包括野外资料采集仪器和室内数据处理设备）和石油勘探对地震技术的要求等因素有关。n在早期，地震勘探采用光点和模拟磁带地震仪采集数据，在地质构造相对简单的地区寻找构造圈闭，仅用地震波的运动学特征就可以胜任。近期的地震勘探技术n1970年代以后，石油勘探面临的任务是复杂地表和/或复杂构造探区，以及各种复杂油气藏（如地层、岩性油藏），运动学理论无法正确解释复杂地质条件下的波场，更无法根据时间场预测地层岩性特征，这就需要利用地震波的动力学特征，与此相适应，野外数字记录和室内数字处理技术的推广也为地震波动力学信息的应用提供了可能。n这种必要性和可能性的结合，促使地震波

4、动力学理论的实际应用有了飞速的发展，这些进展中最有代表性的是亮点技术、波动方程偏移、波阻抗反演、地震模拟等。地震勘探因此从单纯的构造研究过渡到研究岩性、岩相甚至直接找油的新阶段。Ic为临界角12sincViV折射波的形成折射波的形成2McXHtgi折射波的盲区1211221121222121222cos2(1sin)cos2coscos2coscccccccOMM PPStVVVOMM PVVXhtgihVViVXhiVViVXhiVVihiXVV2221122sincosccVVViiVV水平两层介质水平两层介质折射波时距曲线折射波时距曲线穿透时间012coscHitV折射波的形成折射波的形

5、成穿透速度1122221coscVV VUiVV多个水平折射界面的折射波理论时距曲线多个水平折射界面的折射波理论时距曲线对于有三层介质两个水平折射界面的地质模型对于有三层介质两个水平折射界面的地质模型02311122232 3 12cos2cos2tVXVhVhVXVPPMMVPMVSPOMt折射波方法的特点n探测能力(低速层、高速层)n断层的影响n梯度层的影响倾斜折射界面的折射波理论时距曲线倾斜折射界面的折射波理论时距曲线iVhhVXVtgihhQOiVhhVMPVPOMOtdududucoscos)(cos12211212112sinViV下倾接收的折射波时距曲线下倾接收的折射波时距曲线2

6、111coscossin()2cosuduouuouXhhtiVVXitVhtiVsinduhhx上倾接收的折射波时距曲线上倾接收的折射波时距曲线2111coscossin()2cosuddoddodXhhtiVVXitVhtiVsinudhhx时距曲线的特点n1. 倾斜界面上的时距曲线仍然是直线，但直线斜率的倒数不等于 V 2 ，斜率的倒数为 V * = x/ t ，称之为 视速度 。在倾斜界面情况下，在上倾、下倾方向接收到的两支时距曲线斜率不等，下倾方向斜率为sin（i+），与上倾方向相比，斜率大视速度较小；上倾方向斜率为 sin（i-），与下倾方向相比，斜率小视速度较大。 n2. 倾斜界

7、面上折射波的盲区和临界距离与界面的深度有关，因此在上倾方向和下倾方向接收时，初至折射波的接收范围也有差异。 时距曲线的特点n3. 倾斜界面倾角较大时，可能出现 i+=90的情况，若在下倾方向接收，折射波将无法返回地面，因为盲区为无限大。如在上倾方向接收，入射角总是小于临界角，无法形成折射波。野外工作中应改变测线方向使界面视倾角与临界角之和小于 90 。 n4. 倾斜界面情况下，在上倾方向接收，当i 时， 为正；当i= 时， 趋于无穷大，即时距曲线为水平状，其斜率为零，这说明远路径的折射波和近路径的折射波同时到达； i 时，时距曲线斜率为负， V *为负，这说明较远路径的折射波先于近路径的折射波

8、到达，这是因为界面速度高于覆盖层的速度，远接收点处的折射波的传播时间小于近接收点。 反射波时距曲线*112214ORRSO StVVhXV当炮检距X=0时，t0=2h/V1，是炮点之下垂直反射波的走时。连续介质情况下反射波时距曲线n连续介质中波的射线和等时线方程sin( )( )zpv z 定义视速度的倒数为定义视速度的倒数为视慢度视慢度，它就是，它就是射线参数射线参数p.连续介质情况下反射波时距曲线222sin( )( )( )1 sin( )1( )zpv zdxdztgzdzdzzp vz22( )( )cos ( )1( )dsdzdzdtv zv zzp vz取连续介质中的一个微元，

9、记射线某一小段为ds，其垂直长度为dz，水平长度为dx。有连续介质情况下反射波时距曲线n把它们积分，得到射线方程和等时线方程n射线方程n等时线方程022( )1( )zpv zxdzp vz0221( )zdztp vz我们来讨论一下速度函数为线性的情况0( )(1)v zvz设00220(1)1(1)zpvzxdzp vz，代入射线方程，得把00sinv p 代入上式，得22200111(cot)()( csc)xz 这是圆的方程0( )(1)v zvz把代入等时线方程，最后得2222000() 1()(cot)ch vtsh vtxz这也是圆的方程绕射波时距曲线2222()lhxdhOAA

10、Dtvv 地震波在传播过程中，当遇到断层的棱角，地层尖灭点，不整合面的突起点或侵入体边缘等岩石物性显著变化的地方，将发生绕射。按照惠更斯原理，绕射波将以这些点为新震源向周围传播。如右图 所示，从激发点O 发出的入射波到达绕射点A，然后以绕射波形式到达地面的任意观测点D，显然，波的旅行时是由两部分组成：一部分是入射波旅行OA 所需的时间，另一部分是绕射波经过AD 的传播时间。多次反射波时距曲线n多次反射波时距曲线是双曲线当地下存在强波阻抗界面时（如在水域开展调查时的水底界面、浅层基岩面等），往往能够产生多次反射波。多次反射波可分为全程多次波和层间多次波等，在地震记录上出现得最多、也比较容易识别的

11、是全程多次反射波。222221sin 2sin 244sinsintxhxhv002costt 共反射点叠加：野外多次覆盖观测得共反射点叠加：野外多次覆盖观测得到的地震资料，室内处理时采用水平叠加到的地震资料，室内处理时采用水平叠加技术，最终得到水平叠加剖面。它利用校技术，最终得到水平叠加剖面。它利用校正后剩余时差的差异，压制多次反射。正后剩余时差的差异，压制多次反射。 目前该方法已经成为最基本的反射波目前该方法已经成为最基本的反射波法。法。水平界面的共反射点时距水平界面的共反射点时距曲线方程：曲线方程：2214thxvx各道炮检距；各道炮检距；h共反射点共反射点M处的法线深度；处的法线深度；

12、v界面上部均匀介质的波速。界面上部均匀介质的波速。正常时差正常时差：某个接收点：某个接收点t观测到的时间与观测到的时间与t0时间之差时间之差2200022020()()2 22nXtttttVtXXhV t X为炮检距，为炮检距，t0为自激自发时间为自激自发时间02htV动校正：将每一个接收点的时间减去它的正常时差动校正：将每一个接收点的时间减去它的正常时差nntt倾斜界面（下倾）的共中心点时距曲线方程：倾斜界面（下倾）的共中心点时距曲线方程：2211144sintxhh xv把把101sin2mhhx代入上式，得代入上式，得22014cosmthxv水平均匀介质下的反射波动校正水平均匀介质下

13、的反射波动校正2200( )xtttv 剩余时差：做过动校正后的反射时间与共中心点剩余时差：做过动校正后的反射时间与共中心点处的处的t0m之差：之差：00()()rrrttttttttt tr为波的旅行时间，为波的旅行时间，t为水平界面情况下一次反射为水平界面情况下一次反射波的旅行时间波的旅行时间多次波剩余时差公式多次波剩余时差公式2dtqx其中其中q为剩余时差系数。为剩余时差系数。 多次波的剩余时差是按照多次波的剩余时差是按照抛物线规律变化的，并与两个抛物线规律变化的，并与两个因素有关：因素有关：与炮检距与炮检距x的平的平方成正比；方成正比；q是是t0的函数。的函数。（1）共反射点时距曲线由

14、于采用一次反射波的速度进行）共反射点时距曲线由于采用一次反射波的速度进行动校正，动校正后剩余时差为零，各道反射波相位相同，动校正，动校正后剩余时差为零，各道反射波相位相同，因而一次反射波叠加后得到加强；因而一次反射波叠加后得到加强；（2）对于多次波或者其它规则干扰波，由于速度的差异，）对于多次波或者其它规则干扰波，由于速度的差异，动校正后存在剩余时差，各道的多次波其它规则干扰波动校正后存在剩余时差，各道的多次波其它规则干扰波存在相位差，因而叠加后相对较弱；存在相位差，因而叠加后相对较弱；（3）对于随机干扰，由于其出现带有随机性，叠加时能）对于随机干扰，由于其出现带有随机性，叠加时能互相抵消一部

15、分，因而叠加后能使随机干扰相对削弱。互相抵消一部分，因而叠加后能使随机干扰相对削弱。影响叠加效果的因素n1、动校正速度选取的影响n2、地层倾斜的影响动校正速度选取的影响n对速度精度的要求：n1、叠加次数越高，接收间隔越大，通放带越窄，对动校正速度要求越高；n2、界面越深的反射波，速度误差的影响越小；n3、随着道间距的增加，由速度误差引起的叠加参量增大，允许的最大速度差就要减小。n有速度误差，则经过动校正后，还有剩余时差地层倾斜的影响n当地层倾斜时，对水平叠加效果的影响可归结为两方面：n1、共反射点分散的影响；n2、把倾斜面当作水平面计算动校正造成校正不准确的影响。地震剖面的形成n1、各种速度的

16、概念n（1）真速度-瞬时速度n（2）层速度-把某一层看做均匀介质n（3）平均速度-总厚度/总时间n（4）均方根速度-可使得层状非均匀介质中反射波时距曲线看成双曲线n（5）等效速度-用于倾斜界面n（6）叠加速度-使得反射波时距曲线符合双曲线的介质速度，即根据共中心点时距曲线求得的速度。n瞬时速度ddsvt层速度n层速度实际上等于均匀介质中瞬时速度 iiHvt平均速度n平均速度常常是相对多层层状介质而言的。地震波在多层层状介质中的平均速度，是指地震波垂直穿过该介质各层的总厚度与总的传播时间之比，即111111nnniii iiiiavnnniiiiiiihhvtvhttvn我们从另一角度来看看平均

17、速度。设有n 层水平层状介质，在O 点激发，在S点接收，我们先作出炮点O 的虚密度O*并假设地震波在传播时按直线传播即波从O 入射到Rn界面上某一点P时OP就为直线，这时波从OP，再PS 所在的路程相全于波*所走的总路程，设波入射角度为，把平均速度定义为在水平层状介质中波沿直线传播所走的总路程与所需总时间之比，则有 *12*1211212112.2(.)coscoscoscoscoscos2(.).nniniavnnilllnO SinihhhhlllO Svhhhhttttvvvv等效速度n倾斜界面的时距曲线方程为22014cosmthxv可以成写成222022cosmxttv令cosvv上

18、式可写成均匀介质水平界面的形式22202xttv均方根速度211nnRiiiiivvtt叠加速度n无论是水平界面的均匀介质、倾斜界面的均匀介质，还是覆盖层为层状介质或连续介质，都可以将共中心点反射波时距曲线看做是双曲线，用共同的式子来表示22202axttv其中va称为叠加速度。叠加速度的含义n对于不同介质结构，叠加速度有具体的含义 构造水平单层倾斜单层水平多层倾斜平行多层倾斜非平行多层vava = v1va =/cosva = vRva= vR /cos 迭代射线追踪平均速度和均方根速度速度谱n速度谱：地震波的能量相对于波速的变化关系的曲线。n根据共中心点时距曲线求得的速度叫做叠加速度。因为

19、叠加是经动校正后进行的，叠加振幅的大小与所用的速度值关心密切。动校正用的速度合适，则叠加后有效波的能量最强，这时的速度称为最佳叠加速度。否则，动校正的速度用的不合适，叠加后有效波能量就要削弱。叠加记录的振幅随叠加速度而变化，这就是叠加速度谱。 速度谱的确定n共反射点反射波时距方程是一条双曲线22202xttVn如果确定t0（即深度点），选择一个速度值V，用上式计算反射波到达时间t，按t时间取出各道记录的振幅，并进行相加。这样，可得到一个对应于速度V值的叠加振幅A(V)。速度谱的确定n如果速度值选择正确，即dVVn则叠加振幅A（V）会达到最大值，否则叠加振幅就小。这样，通过选择不同的t0值，就可

20、以做出叠加振幅与速度的关系曲线，该曲线就是速度谱线。利用多次覆盖计算速度谱叠加速度谱n平均振幅叠加1111()KNjikiAg tkN n平均振幅能量叠加21111()KNjikiAg tkN 速度谱的用处n确定最佳叠加速度规律；n检查叠加剖面的质量；n找出多次波以便于消除它；n计算层速度（Dix公式）。时间剖面经过静校正（地形起伏校正）和动校正、滤波、叠加等处理后得到的是时间剖面。时间剖面的地质解释1、地震标准层和断裂2、地震构造图3、地层岩性方面的解释偏移的反射分析 在用多次覆盖方法采集的地震资料处理过程中，把共同反射点的许多道的记录经动校正以后叠加起来，以提高信噪比，压制干扰，用这种方法处理所得到的地震剖面叫水平叠加剖面。在界面倾斜的情况下效果不好。 在地震资料处理中，在水平叠加的基础上，实现反射层的空间归位，用这种方法处理得到的地震剖面，就是叠加偏移剖面。 水平叠加剖面和偏移叠加剖面