《反射5-7》由会员分享，可在线阅读，更多相关《反射5-7（5页珍藏版）》请在金锄头文库上搜索。
1、5 5- -7 7 反射波法的资料解释反射波法的资料解释 一、浅层反射波的识别一、浅层反射波的识别 浅层反射波在直达波和折射波之后到达，并受到声波、面波等的干涉。采用反射波 法勘探，首要的工作是从复杂的地震记录中识别反射波。 实际观测到的反射波波形记录由震源特点、介质的吸收作用、界面的影响、接收和 记录仪器的特性等决定。识别有效波的原则和依据与折射波法相同，图 5.7.1 是一张反 射波清晰的的记录，从图中可以看到，各界面的反射波波形相似且同相轴连续性好。但 很多情况下需要注意观察反射波同相轴的特征并采取一些技术方法， 才能识别出不清晰 的反射波。 反射波的同相轴具有下列特征： 1.波形特征的
2、相关性 波形特征是指某一特定的同相轴所具有 的波形形态的独有特征，如包络的形状、周 期数（许多同相轴都包含几个周期的波形） 、 主频，以及不同的同相轴之间干涉产生的不 规则相位。波形特征的相关性是指地震道之 间波形的相似程度。当同一组地震波到达一 个排列时，一般在所有的检波器上都会产生 类似的影响，使得不同地震道同一组地震波 的波形看起来多少都有一点相似。如果道间 距合适，相邻地震道同一组地震波主峰之间 的时间差较小，便很容易进行波形的对比； 如果相邻地震道对应地震波主峰之间的时间 差超过视波长的一半，相关性就会模糊不清。 利用相关分析可以确定各 地震道波形的相似性。 图 5.7.1 反射波记
3、录 2.倾角时差和正常时差特征 时差是指在一个同相轴上不同地震道之间的时间差，是区分同相轴性质最重要的特 征。时差分为倾角时差和正常时差，在中间放炮的排列中，很容易将这两者分开，但在 单边放炮排列中却很难区分。 利用正常时差特征检测一个道集或一个共炮点记录上的同 相轴是否为反射波，可根据已有的速度参数对各地震道进行动校正，如能将这些波的同 相轴校正为一条直线，则记录上的同相轴为反射波。 识别反射波的另一个方法是正演模拟合成地震记录。 对地震记录中的假定的反射波 进行动校正，得到垂直时间剖面。然后根据干扰波调查或者速度测井获得的速度资料合 成反射地震记录（方法参见 5.3 节） 。将合成的反射地
4、震记录与实际地震记录对比，二 者应该是相似的。合成地震记录与实际地震记录的对比如图 5.7.2 所示。 二、地震波速度的取得二、地震波速度的取得 1、各种速度的概念及相互关系 116 （1）层速度 设地下介质是由若干个平行的地层组成的， 将 每一个地层看成均匀介质，每个层的地震波速度 称为层速度层速度，它与地层的岩性密切相关。层速度 可由地震测井求得： t H Vi = （5.7.1） （2）平均速度 在水平层状介质中， 取垂直于层理的射线段长 度与该长度内波的传播时间之比为平均速度平均速度,它 是从地面至某一层底部的全部介质中垂向传播速 度的 平均值，相当于用一个速度为 V 的均匀介质层代替
5、 图 5.7.2 地震记录对比 该层以上全部上覆地层。 (a)实测记录 (b)合成记录 = H zV dz H t H V 0 )( （5.7.2） 平均速度是时间剖面转换成深度剖面的重要资料，求准平均速度对提高解释精度有重 要意义。 （3）均方根速度 在水平层状介质中，均方根速度均方根速度定义为： 2/1 1 1 2 , = = = n i i n i ii n t tV V （5.7.3） 均方根速度的概念是对水平多层介质采用水平多次覆盖技术进行地震勘探时产生的。 当把界面以上的 n 层介质看作均匀介质时，反射波的射线为直线，实际上波在层状介质中 的传播路径不是直线，而是折线。炮检距愈大，
6、偏折也愈大。因此对于 n 层介质而言，它 相当于用一个速度为 V,n的均匀介质层代替该层以上全部上覆地层。 均方根速度与平均速度相比，强调了层速度高的地层的影响，在一定程度上反映了不 均匀介质的“折射”效应。一般情况下，平均速度都小于均方根速度。在水平层状介质的 情况下均方根速度就是叠加速度。 2、地震波速度的求取 地震勘探的数据处理和资料解释的精度主要取决于速度参数的准确程度。一般用下列 方法估算速度： （1）利用折射波法求层速度，或平均速度（见4.3） 。 （2）利用地震测井求层速度或平均速度（见7.3） 。 117 （3）利用速度分析的方法求叠加速度或均方根速度（见5.8） 。 （4）
7、根据反射波时距曲线求速度。 根据反射波时距曲线求速度的方法很多， 主要有 x 2-t2 法（见5.1） ，和根据正常时差和速度的关系计算速度。 在没有速度测井的资料时，人们主要利用速度分析的方法求叠加速度或均方根速度， 并可以用均方根速度计算层速度。 3.层速度的计算 层速度是与地层岩性密切相关的速度，也是地震勘探反演的目标。层速度可以利用迪 克斯公式计算。这是用均方根速度计算层速度的公式。根据速度分析的结果求出叠加速度， 也就是均方根速度，由均方根速度的定义（5.7.3）式可知： = = n i ii n i in tVtV 1 2 1 2 , （5.7.4） 2 1 1 1 222 1,1
8、, 0 2 , 0 22 nn n i n i iiiinnnn VtVtVtVtVt= = = = （5.7.5） 式中： = = n i in tt 1 , 0 2 = = 1 1 1, 0 2 n i in tt 因此 )( 1, 0, 0 = nnn ttt （5.7.6） 将（5.7.6）式代入（5.7.5）式，即得到求第 n 层的层速度的迪克斯公式： 2/1 1, 0, 0 2 1,1, 0 2 , 0 = nn nnnn n tt VtVt V （5.7.7） 还可以利用（5.7.7）式求出平均速度。因为第 n 层底界面以上的平均速度为 n n i iii t ttV nV ,
9、0 1 1, 0, 0 )( )( = = （5.7.8） 将（5.7.8）式代入（5.7.7）式有： n n i iiiiii t ttVtVt nV , 0 1 2/1 1, 0, 0 2 1,1, 0 2 , 0 )( )( = = （5.7.） 三三、校正处理和地震剖面的构制、校正处理和地震剖面的构制 1.动校正和静校正 静校正的目的是消除地形起伏、激发点位置和低速带对地震记录的影响，校正方法如 118 5.4 所述。动校正的目的是把双曲线形式的时距曲线变换为反映地下界面的形态。动校正 中正常时差可按（5.1.7）式计算。在水平界面的情况下，界面的法线深度和真深度一样， 但只有自激自收
10、点的双程垂直时间 t0对应法线深度，其它各接收点反射波的传播时间除与 界面法线深度有关外，还包括由于偏移距不同而造成的正常时差。如果将各观测点反射波 的传播时间减去动校正之后的时距曲线，就变成处处为 t0的直线，这就与水平界面的产状 完全一致了。由此可知，在地震反射波法的资料处理中需要尽可能精确地计算正常时差t。 在偏移距和双程垂直时间已知的情况下，正常时差t 能否精确计算取决于如何估计波速。 估算波速的误差导致正常时差产生相应的误差，该误差称作剩余正常时差。如果动校正采 用了准确的速度，则反射波的同相轴被校正为直线，如果校正计算的速度选得过大或过小， 则校正后的同相轴会向上或向下弯曲。校正速
11、度大于准确的速度时，校正不足，同相轴向 下弯曲；而校正速度小于准确的速度时，校正过量，同相轴向上弯曲。图 5.7.3 为一个共 中心点道集的校正结果(a)为实际测量的共中心点道集地震记录，(b)为动校正后的结果， 双曲线型的同相轴已校正为直线。 图 5.7.3 动校正的结果 2.地震剖面的构制 在浅层反射波法的资料处理和解释中，反射波的识别、速度的确定、动校正和静校正 等步骤都是为了确定反射界面的埋深，在剖面上确定界面的形状。剖面显示的第一步是作 出垂直时间剖面，在此基础上绘制地下界面。 （1）垂直时间剖面 垂直时间剖面是反射波法中最简单的解释图件，它既不考虑速度，也不考虑深度，首 先标出可对
12、比的反射波，横坐标表示距离。纵坐标表示已作过动、静校正的双程垂直时间。 在横坐标上应标出各激发点。图 5.7.4 是经过动校正后的多个共炮点排列接在一起的垂直 时间剖面图。反射波的波至时间约为 40ms，经速度分析获得的均方根速度为 1000m/s，反 射界面的深度约为 20m。 一般说来，垂直时间剖面和地震记录剖面都反映地下反射界面的形状，但是，它们都 不能给出界面的具体位置，也不能给出界面的真正倾角，只能绘出到地下反射界面的垂直 传播时间。尽管如此，地震记录剖面可以提供一些地下反射面的信息。如反射层的连续性， 119 反射层的分布、反射波质量的好坏等。 利用各层的层速度参数，可以将垂直时间
13、剖面或地震记录剖面的纵坐标由时间坐标换 算成深度坐标，这得到地震记录深度剖面（垂直射线路径剖面） 。 图 5.7.4 垂直时间剖面图 如果选择的速度等于地下介质的真实速度，那么所构组的界面就反映地下界面的位置， 所构组的界面的倾角相当于真倾角。反之，如果所选择的速度不等于地下介质真实的速度； 那么所构组的界面也不反映地下界面的真实位置。 在地震记录剖面上进行道与道之间的对比是有好处的，既可以充分利用记录信息，也 可以发现相位的错误。垂直时间剖面和深度剖面构成了进一步数据处理和解释的基础。 （2）t0法计算垂直深度 t0法是一种计算深度的简单方法， 动校正后垂直时间剖面的各点上的时间为反射波双程 垂直时间。设反射界面上部介质的波速为 V，根据 t0=2h/V 的公式，h= t0V/2。与折射波法 相同，以各点的垂直深度 h 为半径作圆弧，该圆弧的包络面即为反射界面。 120
