地震資料解釋基礎

第一章地震資料解釋基礎地球物理勘探彈性波場電場磁場重力場電法勘探地震勘探重力勘探磁法勘探

目前物探方法主要包括重力勘探：利用巖石的密度差別（以巖石的密度差為依據，在地面測量由它引起的重力變化）。磁法勘探：利用巖石的磁性差別（以巖石的不同磁性為依據，在地面測量由它引起的磁場變化）。電法勘探：利用巖石的電阻率差別（以巖石的導電性、導磁性、介電性為依據在地面測量由它引的電場變化）。地震勘探：利用巖石的彈性差別（研究人工激發(fā)的地震波在地層中傳播的情況，勘測地質構造）。重力勘探法密度差原理——是根據地下介質存在的密度差引起的重力異常來探測地質構造以及介質的性質。一般認為，對于某一個地區(qū)，重力異常由區(qū)域異常和局部異常疊加而成，區(qū)域異常為常數，局部異常反映了地質構造和介質的特殊性重力勘探地面重力航空重力方法——在地面上以一定的密度布設測點，每個測點獲得一個重力異常值，通過計算機處理將每個測點的局部異常值分離出來，根據巖石物理原理解釋出地質構造和介質性質，達到尋找地質礦藏的目的若干測點重力異常值組成的實際重力測線模型疊代反演技術可推斷地質構造和介質性質若干條重力測線平面解釋可獲得一個地區(qū)的地質成果重力異常立體圖重力勘探——一般用來探測盆地范圍和大的構造格局清楚地反映了盆地分布范圍及規(guī)模優(yōu)點——成本低、見效快缺點——精度低，不適合精細勘探磁力勘探法磁化率差磁力勘探地面磁力航空磁力磁法勘探——根據地下介質存在的磁化率差引起的磁力異常來探測地質構造以及介質的性質。對于某一個地區(qū)，磁力異常也由區(qū)域異常和局部異常疊加而成，區(qū)域異常為常數，局部異常反映了地質構造和介質的特殊性方法——在地面上以一定的密度布設測點，每個測點獲得一個磁力異常值，通過計算機處理將每個測點的局部異常值分離出來，根據巖石物理原理解釋出地質構造和介質性質，達到尋找地質礦藏的目的磁力勘探至少需要兩臺磁力儀同時工作，一臺記錄磁日變，一臺進行測點磁異常的觀測，最終的異常必須消除磁日變的影響。磁場為矢量場，觀測時需要有相互正交的兩組探頭。若干測點磁力異常值組成的實際磁力測線模型疊代反演技術可推斷地質構造和介質性質若干條磁力測線平面解釋可獲得一個地區(qū)的地質成果應用：盆地和區(qū)域構造勘探磁力異常立體圖優(yōu)點：效率高、成本低缺點：精度低反映磁性體分布規(guī)律，北部磁性高值區(qū)為火山口，結合重力異?？山忉寘^(qū)域構造和介質性質前放電極電極EyEyExExHxHzHy磁傳感器記錄系統(tǒng)

兩個正交的電極和三個正交的磁傳感器共同接收來自經過地下介質感應的交變電磁場，經過前置放大器后傳輸到記錄系統(tǒng)。對這種電磁場進行計算機處理獲得地下介質的視電阻率值，解釋電性界面的構造和地質屬性，實現礦藏探測大地電磁陣列法——最先進、應用最廣泛的電法勘探電法勘探在地球物理勘探家族中，電法勘探的種類最多

直流電法激發(fā)激化法大地電磁測深法可控源聲頻大地電磁測深法電磁陣列法復電阻率法超長電磁測深法等人工場（人工施加電場）探測天然場（利用天然電磁場輻射源）探測核心是利用地下介質存在電阻率的不均勻性導致電磁場的差異這一原理，通過觀測電磁場的異常，達到尋找地質礦藏的目的電法勘探人工地震勘探

人工地震勘探——根據地震波傳播理論，在近地表施以人工爆破，激發(fā)地震波，通過地面高精度地震波接收器記錄經過反射回來的地震反射波，將這種地震波經過計算處理，反演出地質構造和介質性質，達到尋找地質礦藏的目的。地面地下界面激發(fā)點接收點反射點地震波地震勘探是當前最高精度的勘探技術，精度高，勘探成本也高可探測盆地和區(qū)域構造格局，儲層物性、巖性、含油氣性海拔546—636m

中間低東西高平坦草地區(qū)：557-590m

潛水面：3-8m

巖性：含膠泥沙古河道沼澤區(qū)：546-570m

潛水面：1-8m

巖性：含沙膠泥高崗區(qū)：高程：585—635m

潛水面：8-30m

巖性：灰沙,白,紅膠泥西南部有風化巖

工區(qū)概況表層地震地質條件工區(qū)地表高程含沙膠泥含膠泥沙紅膠泥地震勘探工程工序地震資料處理地震資料采集地震資料解釋在測區(qū)內布置地震測線，進行人工地震，用檢波器接收地震信息，再通過地震儀記錄在磁帶上。此外，還要取得一些輔助資料，如：低降速帶測定和對地形、測線位置的測量等利用計算機對原始磁帶記錄的地震信息進行各項處理，得到可用于解釋的二維剖面和三維數據體，以及對檢測巖性、油氣有意義的多種地震參數將處理后的地震信息變成地質成果的過程地震勘探是當前最高精度的勘探技術，精度高，勘探成本也高可探測盆地和區(qū)域構造格局，儲層物性、巖性、含油氣性SN388WT-50放置檢波器檢查放線激發(fā)接收傳輸記錄質量監(jiān)控計算機處理二維地震勘探——在地面上以一定的間隔布設觀測線，沿觀測線方向以一定的間隔布設激發(fā)點三維地震勘探——在地面等間隔同時布設若干條觀測線，垂直觀測線方向激發(fā)計算機處理獲得地震剖面或三維數據體地震地質層位標定地質構造解釋地層巖性解釋地層有效厚度解釋地層孔隙度解釋地震概查地震普查地震詳查地震精查高分辨三維地震開發(fā)地震三維地震1：50萬1：20萬比例尺1：10萬1：5萬1：5萬1：2.5萬200m等值線距

50m100m25m50m地震勘探階段豐字型網等4kmX8km1kmX2km2kmX4km0.5kmX1km測線網格二維地震勘探Analog縱向干擾波調查解編圖◆

干擾波調查011302261339245235654011302261339245235654橫向干擾波調查解編圖☆噪音測試試驗工作貝爾西北系統(tǒng)試驗點2試驗項目影響范圍反射層370mT2500mT2-1650mT2-2750mT5T1T2◆

考核試驗點-361257.5（原始單炮）單炮記錄

現場處理工作SW18現場剖面貝10井地震合成記錄及井震對比圖貝10井構造解釋顯示功能可以直觀的描述構造。還可以分析構造和沉積環(huán)境。多個數據體,多種剖面和切片顯示顯示方法：任意切片/剖面顯示任意折線/曲線顯示三向組合顯示順井剖面顯示

紅藍剖面是速度數據體，黃色任意剖面是地震數據體柵狀對比圖第四章構造解釋及成果局部構造特征杏五號構造杏-5構造該構造在T3-1、T2Y3、T2、T1G4、T1-1、T1、T06等7層上均有發(fā)育,在T3-1層構造圖上，為一斷鼻，面積1.30km2，幅度75m，圈閉線為海拔-2910m。典型局部構造描述30年代第一次飛躍由折射地震法改進為反射法50年代第二次飛躍出現多次覆蓋技術60年代第三次飛躍數字地震儀及數字處理技術70年代初期第四次飛躍偏移歸位成像技術70年代后期第五次飛躍三維地震勘探技術90年代第六次飛躍高分辨率與三維地震結合地震勘探技術的發(fā)展歷程地震勘探理論的每一次突破，實現了地震勘探技術的新飛躍地震勘探技術的每一次飛躍，都帶來油氣勘探新時代的來臨地震勘探幾次重要技術進步1、從折射地震到反射地震2、單次覆蓋到多次覆蓋，組合3光點、模擬磁帶到數字化數字濾波偏移成像可視化屬性分析4二維地震到三維地震

5偏移成像小斷層5-10米薄儲層3-5米河道擺動相變快6、高分辨率地震勘探小斷層、薄互層、河流相、低幅度等油氣藏勘探需要高分辨率三維地震勘探

回顧物探技術的發(fā)展歷程，物探技術始終處于不斷創(chuàng)新、飛速提高的過程之中。至今它已經形成了一個復雜、龐大而完整的科學體系。數學、物理、計算機以及地質學的各個分支都滲透到這個領域之中。第一節(jié)地震波的基本特征一、波的類型1、按傳播機制劃分（質點振動方向）縱波：質點振動方向與傳播方向一致。橫波：質點振動方向與傳播方向垂直。炸藥爆炸以猛烈的膨脹作用為主，因此主要造成巖石的膨脹和壓縮這種形變使質點振動的方向與波的傳播方向一致（受脹縮力）即產生縱波（壓縮波）。但是由于實際的爆炸作用不具有球形對稱性，以及實際的地層不是均勻介質，因此了也會產生使質點沿著與波傳播方向相垂直的振動，即形成橫波（受剪切力作用）[切變波]但同一波爆炸產生的縱波比橫波要強得多。目前，在地震勘探中，主要利用縱波，在同一種固體介質中，縱波傳播速度比橫波傳播速度VS大得多。橫波波速最小為零，最大僅達縱波波速的70%，由于流體介質，只能傳播縱波，不能傳播橫波，地震勘探中同時利用縱波和橫波進行勘探就有可能取得更多關于介質性質的信息。從另一角度又分

2、按傳播路徑劃分在地震勘探中用炸藥激發(fā)時，一聲炮響之后會產生各種各樣的地震波：（先講幾種簡單的）‘（1）反射波產生反射波的條件：當入射波垂直入射界面的產生反射波的條件為：（不存在轉換波）波阻抗反射波的強度（振幅）決定于波阻抗差與入射波的強度波阻抗的差值越大，反射波越強。

＞0時，反射波相位與入射波相位相同＜0時，反射波相位與入射波相位相反。叫反射系數，嚴格地說，波阻抗界面才是反射界面，速度界面不一定是反射界面，巖性面也不一定是反射界面（與大的時代界面基本一致）幾點重要認識（1）反射波形成的條件：當界面波阻抗相等時只有透射而無反射，只有界面波阻抗不等時才能產生反射波，這是界面形成反射波必要的物理條件。（2）反射波強度：波阻抗差越大，反射系數越大，反射波越強；反射波的強度不僅隨波阻抗差增大而增強，還隨波阻抗之和的增加而減弱。由于一般地層的波阻抗隨深度增加而加大，淺層反射界面具有相同的波阻抗差時，深層反射界面反射系數相對變小，反射波強度減弱。（3）反射極性：當反射界面下介質波阻抗大于入射介質波阻抗時，反射波于入射波的相位相同，稱為正極性反射；反之，反射波于入射波相位相反，相位相差1800，稱為負極性反射，利用反射極性的變化，可判斷地下巖層性質。

＞0時，反射波相位與入射波相位相同＜0時，反射波相位與入射波相位相反。叫反射系數，嚴格地說，波阻抗界面才是反射界面，速度界面不一定是反射界面，巖性面也不一定是反射界面（與大的時代界面基本一致）②透過波：

當θ2=90°時產生滑行波則（V2＞V1）③滑行波（過渡波）：產生滑波的條件：介質之間的波速V2大于介質的波速V1，④折射波：透射波在第二種介質中沿界滑行，其沿界面滑行的速度為V2，這種現象叫全反射，我們把開始出現“全反射”時的入射角叫臨界角，即當入射角=臨界角時產生滑行波。由于滑行波沿界面滑行引起另外的效應，由于介質1與介質2是密接的，滑行波傳播過程中，反過來影響第一種介質，并在第一種介質中激發(fā)新的波，這種由滑行波引起的波在地震勘探中叫折射波。（首波）（即透射波的能量都集中在界面附近，能不斷向上轉化給首波，形成折射波的能量）形成折射波的條件：V2＞V1θ=θC對于多層介質只有當下伏地層速度大于上伏地層的所有各層速度時才能產生折射波。在實際的地層剖面中只有某些地層能滿足形成折射波這個條件，因此“折射層”的數目要比“反射層”的數目少得多。⑤直達波：從震源直接沿測線傳播的波，沒有遇到分界面。1、什么是多波多分量勘探？縱波又稱為P波(Primary)、漲縮波(CompressionalWave)，質點震動方向與傳播方向一致；橫波又稱為S波(Secondary)、剪切波(ShearWave)，質點震動方向與傳播方向垂直；轉換波是指縱波或橫波在界面處轉換為另一種波型；多波是指縱波、橫波、轉換波等各種波場多分量是指用多分量檢波器接收到的各種波場的投影多波多分量勘探（Multi-wavemulti-componentseismicexploration)又稱為矢量勘探，是指綜合利用縱橫波震源和多分量檢波器對各種波場進行觀測，以揭示更多的地下構造、巖性和油氣信息的勘探技術。多波多分量勘探技術概述

多波勘探方法研究基礎理論基礎理論2、轉換波勘探可以得到什么？P-PSV-PSH-PP-SVSV-SVSH-SVP-SHSV-SHSH-SHSource:PSVSHZXYReceiver多波多分量勘探技術概述3、為什么要用轉換波？縱波的傳播速度受巖石骨架和孔隙流體的綜合影響，而橫波速度僅與巖石骨架有關，綜合利用各種波場可以揭示更多的地下構造、巖性和油氣信息，減少縱波勘探的多解性和不確定性。多波多分量勘探技術概述橫波速度各向異性一般是縱波的4倍左右，利用轉換波可更好地研究地下各向異性轉換波與縱波有不同的AVO特征，聯合反演可獲得更準確地儲層物性參數P-waveMulti-componentV0(slow)V90(fast)<lPhotocourtesyD.SprattVTI各向異性橫波對各向異性更敏感(Bakulin,1999)HTI各向異性橫波對裂縫更敏感轉換波的形成和反射系數變化規(guī)律入射角反射系數4、多波多分量的歷史1828年，Poisson首先對彈性波進行了研究，后來Stokes,Kirchhoff,Cauchy,Green,Rayleigh,Knott,KelvinandLame對彈性波傳播問題進行了發(fā)展。1897年，Oldham首次在天然地震中發(fā)現橫波的存在，并通過分析發(fā)現了地核外表的液化面。1941年，Ricker在工程上首次提出利用縱橫波速度求取巖性參數。1966年，Puzyrev(Russia)首先將反射橫波(SH)應用于地球物理勘探。1975年，PS轉換波第一次應用于地球物理勘探。1980s，Galperin(Russia)、Crampin(Scotland)、Naville(France)開始利用井中資料研究橫波分裂現象。1980年，Amoco(Texas)、CGG(Alberta)、CSM(Wyoming)開始利用地面記錄研究橫波分裂現象。多波多分量勘探技術概述多波多分量勘探技術概述目前國外勘探現狀：

研究熱點:改善斷層、鹽下、氣層下構造成像;油氣預測;巖性分析;裂縫檢測及各向異性分析主要工區(qū):加拿大阿爾伯塔省美國墨西哥灣英國北海中東(沙特、阿曼等）北非多波多分量勘探技術發(fā)展趨勢:由純橫波為主轉向以轉換波為主3D多波發(fā)展迅速海上多波勘探日益普及處理方法由疊加成像走向疊前偏移成像地面多波和VSP三分量的結合日益緊密概述多波多分量勘探技術目前國內勘探現狀：

研究熱點:改善氣層下構造成像;油氣預測;巖性分析;裂縫檢測及各向異性分析主要工區(qū):伊盟、蘇里格四川新疆輪南大慶、勝利南海、渤海

與國外一樣，陸上應用效果不明顯，海上效果明顯。概述§4.2多波地震勘探的理論基礎概述第四章多波地震勘探第二節(jié)多波地震勘探的理論基礎概述一、縱波、橫波、轉換波1．縱、橫波從地震波動力學中已知，地震波在彈性介質中會產生兩種波，一種是在介質中質點振動反方與波的傳播方向一致的縱波，其傳播速度

vp=｛(λ＋2μ)/ρ｝1/2

（4-1）式中λ為拉梅常數，μ為切變模量，vp為縱波速度。地震勘探中多年來是利用縱波進行勘探，由于縱波的特點，只需用一個垂直分量的檢波器記錄即可（見圖4-1（a））；另一種是介質中質點振動的方向與波傳播的方向相互垂直的橫波，其傳播速度vs=(μ/ρ)1/2

（4-2）式中，vs橫波速度。有兩種橫波，一種是在射線平面以內傳播的SH橫波，一種是垂直于射線平面的SV橫波。這兩種橫波耦合在一起，所以橫波具有極化性（見圖4-1（b）），產生橫波的震源，必須具有剪切力。橫波有其獨特的優(yōu)點，將在下面闡述。多波多分量勘探技術多波采集橫波震源車1、激發(fā)人工錘激法激發(fā)純橫波多波多分量勘探技術多波采集多波多分量勘探技術多波采集orthogonalconfigurationGal’perinconfigurationsingle-componentgeophonesthree-componentgeophones單分量檢波器陸上三分量檢波器2、接收設備陸上海上體波：在彈性分界面上形成的反射波、折射波，從三維空間來說，它們隨著時間的增加，向整個彈性空間的介質內傳播，統(tǒng)稱為體波，意指它存在整個彈性空間。面波：分布在自由界面附近的面波稱為Rayleigh面波---地震干擾波。面波傳播時，通過傳播方向的鉛直面內沿橢圓軌跡倒轉運動，橢圓軌道的長軸是垂直的，差不多大于水平軸的一倍半。可認為這種運動是由相位彼此相差90°的縱橫兩種振動合成的.表面介質和覆蓋層之間一種Love在深部二個均勻的彈性層之間，還存在類似瑞雷面波（stoneley）史東尼面波。瑞雪面波能量差不多只集中在大約1個入R的范圍內。瑞雪面波能量差不多只集中在大約1個入R的范圍內。特點：①能量集中在介質彈性分界面附近。②能量隨（波的傳播半徑）而衰減，較體波衰減慢。③VR=0.9553VS比橫波低。④是面極化振動⑤具有波散現象。指波在介質中的傳播速度是頻率之函數，即速度隨頻率而變。質點沿與波傳播方向成反方向的橢圓軌道運動。在無限均勻介質中，只產生縱波和橫波，縱波和橫波可以在介質的整個立體空間中傳播，所以合稱為體波。地表面是巖石和空氣接觸的分界面（稱為自由表面），在地下有許多不同巖層的分界面，這時除了縱波與橫波外，還會產生一些表面或不同彈性的介質分界面有關的特殊波，這種類型的波只在自由表面或不同彈性的介質分界面附近觀測，其強度隨離開界面的距離加大而迅速衰減叫面波，面波是一種干擾波。面波和直達波有不同，直達波是縱波，在介質的內部傳播，而面波是脈沖波、構成面波脈沖的每一個單頻波都只有其自己的傳播的速度，物理上稱為相速度。整體速度、群速度?！娌ǖ念l散特點已被利用于工程勘探，因為瑞雷面波向地下傳播的范圍約等于一個波長入R的深度，所以在地表測量得到的瑞雷波速度被認為是1/2波長深度內的介度的平均速度，故用可改變振動頻率的震源激發(fā)瑞雷面波，即改變瑞雷的波長入R，每次激發(fā)用不同的頻率，頻率由高到低，探測的深度則由淺變深，在地面兩個固定接收點放置檢波器，測定瑞雷所在接收點間的傳播時間和頻率，即可計算平均速度VR和深度h，分析所測量的結果，可進行速度分層，經換算后便得到各分層的橫波速度參數。地震波V隨f變化很小，影響不大，但面波較大，可利用面波的頻散特點進行工程勘探。傳播在介質的表面，振動方向不是縱向也不是橫向，而是回旋式的，天然地震就是如此。地震勘探中的瑞雷波（俗稱地滾波），通常以低頻率，低速度出現，它強烈干擾記錄縱波，所以要被消除。在進行反射波法地震勘探中，目前主要是利用反射縱波，習慣上把這種我們利用的波稱為有效波，相對于這種有效波而言，妨礙我們記錄有效波的其它波稱為干擾波。例如：面波，爆炸后在空氣中傳播的聲波，各種風吹草動等自然因素以及人和車馬的走動等，人為因素引起的不規(guī)則振動都是干擾波，直達波，折射波有時也是干擾波，在地震勘探中一個十分重要的問題是如何壓制各種干擾波，以便使有效波能清晰地被記錄下來。二、地震波的特征1、地震波的性質地震勘探時，在地質介質中用爆炸的方法給巖石以巨大的沖擊力，在爆炸點附近，巖石因遭受爆炸力的破壞而形成一個破壞區(qū)，遠離爆炸的范圍，巖石因受力較小，可視為彈性介質，產生彈性振動，從而激發(fā)地震波。有爆炸所激發(fā)的地震波不同于一般的簡諧波，是非周期性的，沒有固定的頻率、穩(wěn)定的振幅和連續(xù)振動。首先，由爆炸產生的振動具有非周期性的脈沖性質，即振動只在一段時間內延續(xù)，地震波震源不足以補償質點振動因阻尼而損耗的能量，因而巖石中質點振動是不穩(wěn)定的。其次，實際的地質介質與理想的彈性介質不同，巖石中的質點由于摩擦阻尼的作用不能形成穩(wěn)定的周期性的振動。地震勘探中遇到的地震波，就是地下巖層中的彈性波，也遵循關于波的一般運動規(guī)律。

動力學特征：波形、頻譜、振幅等；運動學特征：波前和射線、時距曲線、視速度。2、波形振動在彈性介質中的傳播過程（波動），實質上是質點位移隨時間和空間（質點的空間位置）變化的過程。波形:描述質點隨時間和空間變化的圖形。如果在地面上沿某一條測線觀測地震波，質點的空間位置用X表示，振動時間用t表示，質點的位移用u表示，則地震波的波形可以用u(x,t)的函數關系（稱為波動方程）表示。地震波的波形又可分為振動圖形和波剖面兩種，分別用u(t)和u(x)表示。波在傳播過程中，某一質點的位移大小是隨時間而變化的，振動圖形：描述某一指點位移與時間關系的圖形。波在傳播過程中的某一時刻，介質中各個質點的位移也是不同的，波剖面：描述質點位移與空間位置關系的圖形。（1）振動圖形振動圖形反映了地震波在傳播過程中，某一質點隨時間振動的特點，用振動的周期、頻率和振幅可以區(qū)別不同的振動。周期振動：振動過程中周期或頻率保持不變的振動。（諧振動）非周期振動：振動過程中周期或頻率是變化的振動。（脈沖振動）地震波屬于脈沖振動，地震勘探中所獲得的地震記錄實際上就是一系列地震波傳播到地表時引起地表質點振動的脈沖圖形。

地震勘探中，振動的正向極值叫波峰，負向極值叫波谷，波峰的個數習慣上稱為相位數。如第一波峰叫第一相位。在地震資料對比中所說的“波形特征”就是指振動相位數、視周期、視振幅及其相互關系。同一界面來的波，其波形特征是相似的，不同一界面來的波，其波形特征是不同的，這就是在地震資料解釋中經常運用的基本原則之一。（2）波剖面和振動圖形一樣，波剖面也可以用圖形表示，橫坐標x表示波在任意直線上各個質點的平衡位置，縱坐標u表示在某一時刻t各個質點的的位移情況。

第二節(jié)地震剖面特點與地震資料處理流程

一、地震剖面的一般概念地震記錄的形成是爆炸時產生的尖脈沖，在爆炸點附近的介質中以沖擊波的形式傳播，當傳播到一定距離時，波形逐漸穩(wěn)定，稱這時的地震波為地震子波。地震子波在繼續(xù)傳播過程中，其振幅會因各種原因而衰減，但波形的變化卻可以認為是很小的，在一定條件下可以看成不變。地震子波在向下傳播過程，遇到波阻抗分界面就會發(fā)生反射和透射。最后，地震子波從地下各個反射界面反射回來，這些反射回來的地震子波在波形上嚴格講是有差別的，近似地可以認為一樣，并且這些反射子波在振幅上有大有小(主要取決于反射界面的反射數的絕對值，極性有正有負(取決于反射系數是正或負)，到達時間有先有后(取決于反射界面的深度和波速)。1、地震剖面的種類

構造解釋水平疊加剖面偏移疊加剖面巖性勘探和烴類檢測[速度剖面、三瞬剖面、保持相對振幅剖面（亮點）、反射系數剖面、波阻抗剖面。]水平剖面疊偏剖面T2_0_2025Hz55Hz85HzT2_Int_Amp在頻率域沿層振幅切片上，可以清晰地看出河道砂體、河口壩砂體的展布特征。

振幅屬性噴溢相火山沉積巖相爆發(fā)相強振幅、較連續(xù)、成層性好

火山巖儲層地震識別技術預測有利火山巖分布區(qū)成層性好，連續(xù)或較連續(xù)、強振幅、平行反射

丘形反射，火山巖頂面一般為一上超面，內部反射雜亂或斷續(xù)弱反射

噴溢相火山沉積巖相爆發(fā)相高阻抗，連續(xù)中高阻抗，較連續(xù)中低阻抗，斷續(xù)波阻抗反演剖面2、時間剖面的顯示形式

<1>波形記錄：保持原有的振動圖形，以振幅的大小表示波的強弱，以振動的形狀（周期、相位）表示波的固有特點。（反映界面起伏的直觀性差）<2>變面積記錄：地震波的強弱顯示為梯形面積的大小。（波的動力學特征細節(jié)不清）<3>波形加變面積：用波形+波峰上的面積表示子波的強弱。（波峰涂黑，突出反射層次；波谷空白，便于波形分析和對比）<4>變密度：用光線密度和色調表示子波的強弱。（彩色）優(yōu)點是：更加直觀，表現地震信息的動態(tài)范圍更大。波形加變面積

松遼盆地北部齊家北地區(qū)地震資料解釋斷層解釋變密度剖面波形變面積剖面3、時間剖面的特點經水平迭加后剖面，已相當于地面各點自激自收剖面。一般情況下（地層傾角小，構造簡單），能直觀地反映地下地質構造特征，同時也保留了各種地震波的現象和特點，為我們進行地質解釋提供了直觀的豐富的資料。但是我們又必須十分清楚地認識到時間剖面并不是沿測線鉛垂向下的地質剖面。當地層傾斜時時間剖面與地質面之間有許多重要的差別。特點：①在測線上同一點，由鉆井資料得到的地質剖面上的地層分界面與時間剖面上的反射波同相軸在數量上、出現位置上常常不是一一對應。另外，時間剖面的縱坐標是法線反射時間t0，不是深度h，（v隨深度面變化）所以，時間剖面上的反射同相軸，所反映的界面形態(tài)有假象。要引入速度函數，把t0變換成h后，才能與鉆井剖面或測井曲線對比。同相軸：地震記錄上波的相同相位連線叫做同相軸天然堤分流河道天然堤分流河道間分流河道間分流河道間分流河道分流河道天然堤決口扇解釋序號層段綜合解釋微相相優(yōu)勢分流河道分流河道2.5m視電阻率曲線自然電位井深巖性剖面顏色分流河道‘巖電關系’及測井相22松遼盆地北部齊家北地區(qū)地震資料解釋單井沉積微相聯井剖面T06T1T1G4T2金75金76金81金井合成記錄

61T06T06T1T1G4T2T1T1G4T2地震反射界面的地質意義當地震波投射到兩個速度和密度不同(即具有波阻抗差)的地層間的界面時，在此界面上會產生反射，因此，從根本上說，地震反射界面是物理界面。當然，由于地層厚度的不同，相鄰地層間距不同子波形狀不同、子波延續(xù)時間不同、子波頻率不同以及子波隨深度變化在形狀、頻率上的變化，當地層厚度小于波長的一半時，來自不同反射界面的反射波之間相互干擾，使波形畸變，造成解釋上的困難。這意味著地震反射只能分辨那些大于一定厚度的物理界面。因此，提高地震分辨率，才會提高解釋精度，此外，地震剖面中可能出現多次波、繞射波、側面波和斷面波，在解釋之前也必須盡可能地消除，以求得正確解釋。地震反射界面的地質意義

地震反射界面到底代表何種地質意義，這是每一個地震解釋人員必須掌握的原則。這個原則就是：地震反射界面基本上是追隨地層沉積表面的年代地層界面，而不是沒有時間意義的單純巖性地層界面。

地震反射界面的地質意義

對于這一基本概念可以從理論上解釋為：只有沉積表面(包括不整合面)是空間中連續(xù)的具有波阻抗差的界面才能構成連續(xù)的反射。雖然由于沉積環(huán)境、物質來源的變化，在這個界面上的波阻抗差在空間上有所變化，但這些變化只影響反射強度(振幅)和連續(xù)性的變化，不會影響它的延續(xù)性。反之，單純的巖性地層界面在客觀上是指狀交互的、不連續(xù)的、不平整的、人為對比畫出的界面。客觀現實中不存在完整的，連續(xù)光滑的單純的巖性地層界面。這可以用下面的例子進行分析。圖1.22為我國南海地區(qū)的一張地震剖面，圖1.22三角洲沉積在地震剖面上的特征（南海地區(qū)c－427測線）地震反射界面的地質意義地震反射界面的地質意義

圖中的“前積”現象代表著第三系時期的一個三角洲向前推進的過程。由圖中可以看出地震反射是追隨這些向前推進的前積層面的。作為三角洲沉積，按其沉積分異作用，由上而下粒度逐漸變細，而且按巖性可分為頂積層、前積層和底積層(圖1.23)。由圖1.22的地震反射看，地震反射界面與頂積層、前積層和底積層的分界面是沒有關系的。這一點可以說明具有相同測井曲線特征的分層界限，并不代表具有時代意義的沉積層面，具有穿時現象。這一點是極為重要的。圖1.23三角洲向前推進示意圖②時間剖面上的反射同相軸及波形本身都包含了地下地層的構造和巖性信息。

反射同相軸是與地下界面對應的，一個界面的反射特性又與界面兩邊的巖性有關。一個反射波并不是與一個層簡單對應，而是與兩個層有關。必須經過一些特殊的處理（波阻抗技術等），能把反射波包含的界面信息轉換成為與“層”有關的信息。這時才能與地質和鉆井資料更直接地對比。

松遼盆地北部齊家北地區(qū)地震資料解釋

地層及構造發(fā)育史inline198線剖面特征T2T1T02T06T5T5精細層位標定與以往解釋層位對比T5T4深層的箕狀斷陷解釋模式斷裂特征斷層的多期發(fā)育特征（1）斷陷期斷層發(fā)育在T4、T5兩層，劃分為早期控邊斷層，早期的基底斷層，和斷陷期的滑脫型斷層。斷陷期斷層特征控陷斷層基底斷裂滑脫斷層③：水平迭加剖面上存在偏移現象(地質剖面反映的是沿測線鉛垂面上的地質情況,而時間剖面得到的是來自三維空間的地震反射層的法線反射時間(射線平面),并顯示在記錄點的正下方。當界面傾斜時，水平迭加剖面上反射波的位置不與反射點的位置一致，反射點向下傾方向偏移，這種現象稱為水平迭加剖面的偏移現象。從圖中可以看出，兩個反射波的反射點都不在共中心點正下方，而是沿界面向下傾方向偏移了一段距離。偏移前后比較現場處理工作（繞射波）SW03現場剖面（過烏蘭諾爾泡）④在構造復雜的地區(qū)，在時間剖面上還會出現各種異常波，如由斷點產生的繞射波,斷面產生的斷面波,凹界面的回轉波等，它們的同相軸形態(tài)與地質剖面完全不同，不能直接用來用地質解釋。（必須經過嚴格處理才能用來解釋，恢復真實面貌）。繞射波、回轉波二、地震資料處理流程地震勘探可分為野外采集、資料處理和資料解釋三個階段。這三個階段是緊密相關的。只有質量較高的原始資料才能為處理工作提供良好的物質基礎。同樣，在原始資料相同的條件下合適而先進的處理技術和方法的應用能獲得更真實地反應地下地質情況的地震剖面。近年來用地震資料研究巖性、油氣和復雜構造等地震勘探技術的發(fā)展，也正是和“波動方程偏移”、“反褶積”、“聲阻抗技術”等一系列處理方法逐漸完善密切相關的。因此，進行地震資料解釋應對處理流程和方法有所了解，有助于分析和判斷地震剖面上的各種異?，F象是處理因素選擇不當造成，還是地下巖層的真實反映；進而對處理方法或參數提出改進意見。（一）地震資料數字處理流程可分為三大部分：（1）首先把數字磁帶記錄上的地震信息輸入到計算機；（2）在計算機里對輸入的地震信息進行各種整理（如數據重排、動靜校正）和各種處理（如各種疊加和濾波處理）在這些處理中有些是必做的，有些則根據要求和地震資料的具體特點有選擇的進行；（3）成果資料的顯示，即把處理的成果輸出并以各種表格、曲線或剖面圖、平面圖的形式顯示出來供解釋用。進行處理的內容很多，采用各種處理的方法的主要目的可概括為四方面：（1）提高地震資料的信噪比，壓制在野外接收時沒有有效的壓制的干擾波；（2）提高地震記錄的分辨能力；（3）消除由于野外工作方法的限制以及地面與地下地質條件在地震剖面上造成的各種假象；（4）提取各種有助于解釋的地震參數。下面以水平疊加剖面處理流程為例，簡要介紹幾種常規(guī)處理方法的基本目的。（二）水平疊加剖面處理流程P波處理流程置觀測系統(tǒng)解編野外靜校正、折射波靜校正疊前去噪（面波、線性干擾、單頻干擾等）速度分析剩余靜校正地表一致性振幅補償、地表一致性反褶積統(tǒng)計子波反褶積、預測反褶積RNA疊加疊后提高分辨率、提高信噪比處理三分量炮集予處理縱波靜校正地表一致性處理疊前去噪縱波速度分析動校正剩余靜校正疊加偏移疊后屬性提取轉換波波速度分析轉換波動校正剩余靜校正疊加偏移橫波靜校正疊加偏移各向異性分析抽CCP道集反褶積多波資料處理流程原始資料分析試驗工作處理流程地震資料處理主要流程山地占全區(qū)32.5%

丘陵占全區(qū)47.5%

平原占全區(qū)5%

礫石、沖溝占全區(qū)15%

1、分析工區(qū)的表層地震地質條件采集高頻干擾能量分析原始炮集（T2500、F180）高頻干擾能量分析原始炮集（T4000、F180）高頻干擾能量分析20560211602080020780高頻風力檢測分析Exit靜校正去噪能量補償

反褶積

疊加偏移試驗工作靜校正：即地震勘探表層因素的校正。在計算靜校正值時要任選一個海拔高程作為基準面（實際中一般選地形起伏的中線），將所有的炮點和接受點校正到這個基準面上，把由于低、降速帶引起的時間延遲校正掉。靜校正：折射波靜校正層析成像靜校正綠山靜校正應用折射波靜校正量前后的初至前后應用靜校正之后消除了地表因素和低降速帶對層位的影響靜校正去噪能量補償

反褶積

疊加偏移試驗工作FX域去噪TX域去噪τP域去噪F-K域去噪大值干擾衰減前后靜校正去噪能量補償反褶積

疊加偏移試驗工作振幅補償就是消除地震記錄縱向和橫向上的能量差別，使記錄在時間方向和空間方向的能量達到基本一致。

球面擴散補償地表一致性振幅補償球面擴散補償后的單炮振幅補償就是消除地震記錄縱向上的能量差別，使記錄在時間方向能量達到基本一致。地表一致性振幅補償及球面擴散補償前后單炮補償后圖12-1前后振幅補償就是消除地震記錄橫向上的能量差別，使記錄在空間方向的能量達到基本一致。Q補償技術靜校正去噪能量補償

反褶積疊加偏移試驗工作反褶積：地震記錄是震源子波信號和層位波阻抗等地下信息的褶積過程，反褶積就是消除子波等因素，獲得層位波阻抗信息的過程

地表一致性反褶積預測反褶積組合反褶積反褶積前疊加剖面地表一致性反褶積后疊加剖面

62.0線STK疊加與DMO疊加剖面對比STK疊加DMO疊加疊加就是對地下同一點的反射信息進行累加，得到地震剖面STK疊加是水平疊加，DMO疊加考慮了傾角信息，沿傾角疊加，使傾斜層成像效果更好。靜校正去噪能量補償反褶積

疊

加偏移試驗工作FX域一步法偏移相移偏移克希霍夫偏移波動方程偏移偏移是把地下的反射能量歸位到正確位置的過程。使疊加剖面上的繞射能量正確歸位，斷點更加清楚、斷面更加清晰、構造更加合理

565線偏移剖面

565線疊加剖面二維剖面三維剖面疊前時間偏移剖面（265線）常規(guī)疊后時間偏移剖面（265線）處理效果

輸入

數據重排

速度分析

動校正

提供速度參數

水平疊加組合、濾波、淺層加權等顯示前處理顯示時間剖面1、預處理地震信息輸入主機后要進行初步加工，使其能滿足計算機自處理方法的要求，習慣上把這些工作叫預處理。一般包括：剔除不正常的炮和道、數據重排、登錄道頭、抽道集、增益恢復、切除等。（1）剔除不正常的炮和道：為了提高數字處理的效果，對某些不合要求的地震信息（廢炮、缺炮和工作不正常道和異常野值）都要剔除不用，剔除的方法是將其數據充零。另外，對于極性接反、道序接錯的道都要進行處理。（2）數據解編和重排：由于地震儀器型號和記錄方式不同，磁帶地震記錄的格式也不一樣，數據解編和重排就是要從各種各樣的記錄格式中，把地震采樣數據讀出來，其一、把按時分道排列的數據塊，轉變成按道分時排列的數據塊。其二。改變原來每四個振幅的增益碼和尾數放在一起的數據排列方式，使每一個振幅值的增益碼和尾數放在一起，成為一個浮點數。模擬磁帶信號轉換為數字信號時，即已轉換為按道序排列的數，不必經過數據重排。（3）登錄道頭：經過解編后后的地震記錄，是按道序排列的，每一道前只有一個道頭，后面是這個道的采樣數據。道頭用來描述該道的記錄特征，如炮號、道號炮檢距、最大振幅值、記錄延遲時、反射信號等。（4）抽道集：有了道頭信息，就可以把野外地震記錄道根據需要按一定的規(guī)律重新排列，道集有四種，即共反射點道集、共炮點道集、共接收點道集和共炮檢距道集，最普遍用的是共反射點道集。（5）振幅控制：由于波前發(fā)散吸收衰減等因素，造成地震波淺層反射和深層反射振幅差別很大。同一道地震記錄淺層能量強，深層能量弱；不同道地震記錄則是小炮檢距振幅大，大炮檢距的振幅小。振幅控制就是把這種差別很大的振幅控制在某一范圍內，將強振幅減弱，弱振幅相對放大，亮點處理時為了保持地震波的真振幅，不進行振幅控制。（6）切除：切除分為初至切除和中間切除兩部分。初至切除，地震記錄上，最先接收到的地震波，小炮檢距是直達波大炮檢距是淺層折射波。由于傳播距離短，能量特強，加上與反射波之間的干涉，在記錄的頭部形成一條破壞帶，必須切除，以免影響疊加效果。初至切除從每個道的初至時間開始，切除相當或略大于破壞帶的寬度。中間切除，在記錄中間某些強烈干擾帶，如面波、聲波或側面波等，有時強度比有效波大，這些部分如果參與疊加，反而會造成不良效果。有時寧可減少疊加次數，也應切除。2、靜校正和動校正（1）靜校正：基準面校正和剩余靜校正。由于地面高程（如山、谷或其他地形特征），低速帶或風化層等厚度變化，低速帶的速度變化均會使得平反射發(fā)生畸變，為了消除這些近地表異常的影響，反射時間必須校正到同一基準面上稱為基準面校正。實現靜校正的方法比較簡單，即按靜校正量所確定的內存單元數，把記錄到的振幅離散值進行整體搬家。靜校正量為正時，向少時間方向移動，為負時，則向多時間方向移動。靜校正工作在地表條件復雜的地區(qū)，如四川、陜甘等地，是不可缺少的。即使在地面平坦的地區(qū)，由于其低速帶或風化層等厚度變化，為了進一步提高地震資料的質量，也應做好靜校正。（2）動校正：由時距曲線分析可知，來自同一界面反射波記錄上同相軸的形狀是一條雙曲線，不能直觀地反映地下界面形態(tài)，因此要進行動校正。這種把雙曲線形式的時距曲線或同相軸變成與其中心點回聲反射時間一致的直線的方法叫動校正。完成動校正后就可以進行水平疊加，即把經過動校正的共深度點道集內各道各個相同時刻的離散振幅值疊加起來，就得到經過共深度點疊加后的一個地震道。3、疊加后的加工為了進一步改善剖面質量，還需做一些加工和修飾。常用的方法有淺層加權、道平衡、相干加強等以及各種濾波技術。（1）淺層加權：由于初至切除和動校正畸變帶的切除，會造成同一道集內深淺層之間疊加次數的不同，例如淺層有的時間段是一次疊加，有的是二次、三次，這樣疊加后會產生能量不均衡，為了使淺層能量均衡，疊加時需要進行淺層加權疊加，從而改善因切除造成反射能量不均勻現象。（2）相干加強：是改善地震記錄同相性、削弱隨機干擾的一種方法。基本思想是根據剖面上每個記錄與相鄰記錄道的相干性（也可叫相似性）進行加權，相干性越好加權值越大，這樣就使同一條同相軸內的各道波形改造得更相似并且加強，把隨機干擾進一步削弱。但有時容易造成假同相軸。（3）道內平衡（動平衡）：一個地震道內的各個波組的能量是不均勻的，有強有弱。經過疊加后，在疊加道上不同波組能量上的差別會更加明顯。不同波組之間的這種能量上的差別是一種有用的波組特征，如果相差太懸殊就無法顯示。所謂動平衡就是疊加后的一種振幅控制手段，目的是使同一道淺中深層在能量上比較均勻些，相差不會太懸殊，便于顯示。4、顯示完成疊加后的加工，就可以顯示水平疊加剖面。顯示設備是一些通用的繪圖裝置或地震專用的時間剖面顯示儀。顯示過程實質是一個數模轉換過程。即把疊加后的數字化地震信息轉換成連續(xù)波形，并按一定的方式顯示出來。水平剖面疊偏剖面兩種剖面比較

第三節(jié)偏移現象和偏移歸位第四節(jié)地震勘探的分辨能力影響地震記錄分辨能力的因素很多，例如子波延續(xù)時，大地濾波因子、記錄儀器等。理解地震勘探的分辨能力在解釋工作中具有重要的實際意義。特別是我國含油氣盆地多為陸相碎屑巖砂泥巖互層，砂體分布范圍小，小斷層系發(fā)育，理解地震記錄的分辨率有助于確定解釋精度和對比的標志。下面從子波的基本概念，論述地震資料垂向分辨率和橫向分辨率。一、子波的概念在信號分析領域中把具有確定的起始時間和有限能量的信號稱為子波。在地震勘探領域中子波通常指的是1—2個周期組成的地震脈沖。由于大地濾波器的作用，尖脈沖變成了頻率較低、具有一定延續(xù)時間的波形，成為地震子波。一般情況下，地震子波在地層中傳播，隨著傳播距離的增加，其振幅和波形要發(fā)生變化，但一般認為很小，實際工作中根據子波能量分布狀況分為最小相位子波；最大相位子波；零相位子波。最小相位子波，有時稱為前載子波，能量集中在前端；由于大多數脈沖地震震源產生的原始脈沖是接近最小相位的因此，地震子波一般是最小相位（最小延遲）子波。最大相位子波則可能主要集中在尾部。零相位子波能量主要集中在中間，且波形對稱。

由于子波在反褶積、反濾波、正反演模型計算中直接影響道地震勘探的分辨率和地層結構解釋的正確性，因此，正確地求取子波是十分關鍵性的工作。求取子波的方法很多，概括起來有：用聲波測井資料求取地震子波，用地震記錄的振幅譜求取最小相位子波，從地震記錄上直接選擇地震子波，或者選用某個頻率的理論子波，如雷克子波。

二、地震子波與分辨能力的關系在地震資料巖性解釋中常常要應用子波處理技術來改善地震剖面的質量。（1）子波的分辨能力主要決定與子波的頻帶寬度。當子波的相位數一定時，則頻率越高，子波的延續(xù)時間越短，分辨能力越高。應當明確，脈沖的尖銳程度，主要決定于頻帶寬度，而不只是頻率成分的高低。如圖1—16，圖1—16（a)是一個寬頻帶的零相位子波及其頻譜示意圖，其延續(xù)時間比較短。

圖1—16（b)、(c)是一個低頻、窄頻帶的零相位子波，主頻與圖(a)相同，但頻帶窄，延續(xù)時間比圖(a)長。比較圖(b)、(c)兩個子波的頻譜可以看出雖然它們頻帶寬度一樣，圖(c)的子波主頻較高，兩者的延續(xù)時間是一樣的。圖(c)的子波主頻雖然比圖(a)的子波高，但因圖(c)的子波的頻帶比圖(a)的窄，其子波的延續(xù)時間比圖(a)的長。

（2）實踐中總結出零相位子波的分辨能力較高，便于相位對比和解釋零相位子波的優(yōu)點主要表現在：①在相同的帶寬的條件下，零相位子波的旁瓣比最小相位子波的小，能量集中在較窄的時間范圍內，分辨率高。②零相位子波的脈沖反射時間出現在零相位子波峰值處，最小相位子波的脈沖反射時間出現在子波起跳處，后者的計時不準確，在實際地震記錄時，由于存在干擾背景，不可能準確讀出初至。③實驗分析表明零相位子波比最小相位子波更具有分開薄層的能力；并且零相位子波在同相軸計時，明確鑒別反射極性方面也更優(yōu)越。地震分辨率R.E.Sheriff（1985）：從地震數據中能提取多少地質細節(jié)，歸根到底受地震分辨率的限制分辨率是指識別出多于一個地震反射的能力,可劃分為垂向和水平分辨率地震分辨率垂向分辨率：兩個振幅相同、極性相反的尖脈沖間距趨近于四分之一波長時，兩者相長干涉，而不能分辨。?波長＝速度/頻率隨著埋深加大，波長加長，分辨率降低地震分辨率垂向分辨率：1/4波長＝1/4速度/頻率1）砂泥巖埋深1524m,速度1829m/s,

頻率60Hz,1/4波長＝7.6m2)砂泥巖埋深1524m,速度4572m/s,

頻率15Hz,1/4波長＝76m振幅-時間厚度交會圖解第一章高分辨率地震勘探地震分辨率水平分辨率：

?利用地震資料，在橫向上能分辨地質體的最小寬度或范圍（Fresnel帶）Fresnel帶定量的定義某點周圍各點傳播時間與最短傳播時間小于半個周期的范圍稱為Fresnel帶T0=2h/vT1=T0+T/2=2h/v+T/2=2(h+Tv/4)/v=2(h+/4)/vT0T1T0、T1相差半個周期

寬度不等的砂巖橫向分辨率模型雙程時間頻率速度半徑2.0480確定菲涅耳帶大小諾模圖3000201/4波長＝1/4速度/頻率1/4波長＝約40m近幾年發(fā)展了地震沉積學?。。±玫卣鸫瓜蚍直媛孰y以確定的薄層砂體，可以利用地震水平分辨率來確定薄層砂體

第五節(jié)影響地震波傳播的地質因素地震波在傳播過程中，主要受地下和地面各種地質因素與地震地質條件的影響。從而使波的傳播和運動方式發(fā)生改變，波的強度和穩(wěn)定性發(fā)生變化。如地形高程、風化帶和近地表速度變化對地下反射界面的影響。由于高程、風化帶厚度和近地表速度的變化使其下伏的反射界面發(fā)生畸變，形成假構造。熟悉和研究這些影響因素有助于提高解釋的正確