第2课地震解释-地震层序

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1、第2课2008年5月15日地震资料解释基础王英民第二章地震层序分析第二章地震层序分析 2.1 地震反射波的基本特征2.1 地震反射波的基本特征 2.2 地震反射界面的追踪对比方法2.2 地震反射界面的追踪对比方法 2.3 地质界面的类型和特征2.3 地质界面的类型和特征 2.4 地震反射界面的类型、成因及区分2.4 地震反射界面的类型、成因及区分 2.5 地震地层单元划分2.5 地震地层单元划分2.1.1 地震子波的有关概念2.1.2 地震波在空间域的特征2.1.3 地震波在时间域的特征2.1.4 形成单道地震记录的褶积模型2.1.5 形成单道地震记录的绕射积分模型2.1.6 地震波的分辨率2

2、.1.7 地震时间剖面的特征2.1 地震反射波的基本特征2.1.1 地震子波的有关概念2.1.1 地震子波的有关概念地震子波： 由人工震源所激发出的弹性波是一 个脉冲波，在传播过程中由于大地 滤波作用，要发生复杂的变化，由 于高频成分受其影响最大，而低频 成分受其影响小，因此在传播一定 距离后，尖脉冲变成了频率较低， 具有一定延续时间且相对比较稳定 的波形，称其为地震子波。激发接受子波的相位通常有：最小相位、最大相位和混合相位三种，这些子波是单边的物理可实现信号。零相位子波虽然是一种物理不可实现的子波，但在数字滤波、反褶积和反演中经常用到。最小相位子波：能量主要集中在前端。地震子波为一脉冲 波

3、，一般是最小相位子波。最大相位子波：能量主要集中在尾部。零相位子波：能量集中在中间且对称。在地震处理过 程中，可以经过子波整形处理使其成为零相位子波。在最小相位、最大相位和混合相位子波中，显然最小相位子波的分辨率最高，但零相位子波比最小相位子波有更高的分辨率。零相位子波与最小相位子波相比，分辨率上的优势体现在两点： 在相同的频带宽度下，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。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，后者计时不准。零相位最小相位由波传播定义的子波 入射子波、透射子波和反 射子波：地震子波传播

4、到 界面上时，一部分能量传 过界面继续向前传播，一 部分则被反射回来，为便 于讨论，将它们分别称为 入射子波、透射子波和反 射子波。2)(2)(21)(ftefttf=公式给定子波在地震资料处理中，有时已经知道子波的主频，可由公式 直接给出子波。例如：雷克子波，其数学表达式为：地震子波的确定方法对于子波是零相位的情况，可直接由地震记录的振 幅谱得到子波的频谱，反变换到子波时间域形式。自相关和最小相位子波提取)()()()()()()()()()()(22XBBBBRXXXRrrbbxxbbxx=可知：以及和）（：由地震子波的确定方法对于子波不是零相位的情况，可由希尔波特变换得到最小相位谱，然后

5、，与振幅谱组合，可以得到子波的频谱，再进行傅氏反变换可得到最小相位子波。直接观察法在海上勘探中，由于海水盐度的不同，海水通常分成两层。由震源出发的地震波到达这个界面后，反射返回到海面下的检波器，这个地震波记录下来可以近似作为地震子波。在陆上，如果做VSP的井下记录的初至波排除套管波等干扰后可以作为子波。对于可控震源，用震源扫描信号与接收道的相关结果，可作为子波。首先将声波时差转换成速度，然后进行时深转换，并计算反射系数；最后对井旁地震记录和反射系数进行傅氏变换后，可得到子波的频谱，再进行傅氏反变换得到地震子波。用测井资料求取子波2.1.2 地震波在空间域的特征地震波在介质中以一个球腔体的形式向

6、震源四周传播，遇到界面又产生反射波，从而形成一个复杂的地震波场。在任一 特定时刻，地震波在介质中的波动特征称为其在空间域的特 征，可用以下术语刻划：波前：介质中刚开始产生质点位移的位置。波尾：介质中最后结束质点位移的位置。波动区长度：波前与波尾的距离。波峰：质点位移为正时的极值点。波谷：质点位移为负时的极值点。视波长：相邻两波峰(或波谷)间的距离。在一维空间上，上述特征可用波剖面来表示。波峰波谷波的剖面图2.1.3 地震波在时间域的特征 当地震波传播时，在任一特定空间位置上不同时 刻的波动特征称为其在时间域的特征。这些特征 可用振动图来表示。单道地震记录就是检波器所在位置处的振动图。波的振动图

7、T 波的最基本的形式是谐波，以正弦波为例，其形式为：U=Asin(t+0) 式中，A为振幅，是一个常量，指谐振动曲线中代表质 点离开平衡位置的最大位移。 为频率，指谐振动系统在一秒中所完成的振动次数。 频率的倒数为周期T，它是完成一次振动所需要的时间 (秒)。t+0为相位，它是时间t的线性函数，它在不同时刻有不同的数值并决定着该时刻的位移值。 0为初始相位，是与谐振动开始时间有关的一个量。 地震波是脉冲波而非谐波，然而由无数反射子波叠加而形成的单道地震记录却是一条似正弦波曲线，与谐波有一定相似，所以借用了刻划谐波的术语来描述地震记录曲线的波动特征，但必须清楚在二者间有着本质不同，因此在这些术

8、语前需要冠以“视”字以示区分。(a)波阻抗，(b)反射系数，(c)地震反射记录波峰视周期波谷视振幅视振幅：对于地震记录曲线而言，不存在固定不变的振幅，每个极值点所对应的位移值的大小即该时刻的视振幅。视周期和视频率：两个相邻同极性极值点之间的时间差称为视周期，其倒数即视频率。极性是表示一个界面波阻抗增加或减小的反射 系数(或正或负)的符号。 美国极性可描述为:阻抗增加产生通常由蓝色显示的 正振幅，阻抗减弱产生通常由红色显示的负振幅。美国极性可描述为:阻抗增加产生通常由蓝色显示的 正振幅，阻抗减弱产生通常由红色显示的负振幅。 欧洲极性正好相反，可描述为:阻抗增加产生通常由 红色显示的负振幅，阻抗减

9、弱产生通常由蓝色显示 的正振幅。欧洲极性正好相反，可描述为:阻抗增加产生通常由 红色显示的负振幅，阻抗减弱产生通常由蓝色显示 的正振幅。2.1.4 形成单道地震记录的褶积模型 单道地震记录Y(t)由两部分组成： Y(t) = A(t)+B(t)其中A(t)为有效波，B(t)为 干扰波。对于有效波可用褶积模 型来描述。 褶积模型只在一维空间上讨论问题，其假设前 提是地层在横向上稳定不变，地震反射特征只 与地层介质的层状结构性质有关，从而可在地 层界面的法线方向上研究问题。其数学表达式 为： 式中X(t)为地震子波，R(t)为反射系数的时间序列。A tX tR tXR td( )( )* ( )(

10、 ) ()= 由子波和反射系数得到地震记录，是一褶积过 程；反过来，由一函数与地震记录褶积得到反射系 数，这一过程称为反褶积。反射地震记录的形成反射地震记录的形成子波反射系数 合成记录子波反射系数 合成记录2.1.5 形成单道地震记录的绕射积分模型 根据惠更斯-菲涅尔原理及克希 霍夫绕射积分理论的广义绕射的 思想，认为地震波从震源出发， 以球面波的方式向下传播到达反 射界面S，而S可以看作有许多小 面积S组成，每个这样的小面积 都可以看作一个新的点震源(绕射 体)，从新震源出发的一系列球面 子波(绕射子波)向四面八方传 播，地面接收点P接收的地震反射 记录是S面上所有绕射子波叠加的 结果。空间

11、菲涅尔带的概念菲涅尔带半径菲涅尔带半径BABt/2*V =(T/2)/2*V =T*V/4= /416/2/2+=hOA分辨率的定义分辨率的定义 分辨能力是指区分两个靠近物体的能力。度 量分辨能力强弱的两种表示：一是距离表示， 分辨的垂向距离或横向范围越小，则分辨能力 越强；二是时间表示，在地震时间剖面上，相 邻地层时间间隔分辨能力是指区分两个靠近物体的能力。度 量分辨能力强弱的两种表示：一是距离表示， 分辨的垂向距离或横向范围越小，则分辨能力 越强；二是时间表示，在地震时间剖面上，相 邻地层时间间隔dt 越小，则分辨能力越强。越小，则分辨能力越强。 垂向分辨率垂向分辨率是指沿地层垂直方向所能

12、分辨的 最薄地层厚度。是指沿地层垂直方向所能分辨的 最薄地层厚度。 横向分辨率横向分辨率是指横向上所能分辨的最小地质 体宽度。是指横向上所能分辨的最小地质 体宽度。2.1.6 地震波的分辨率2.1.6 地震波的分辨率分辨率的不同定义 时差分辨率：根据两各反射同相轴的时 差能区分开的最小厚度。 振幅分辨率：根据反射同相轴的调谐振 幅所能区分开的最小厚度。地震波的垂直分辨能力可通过地震子波的延续时间与穿过地层的双程旅行时的比较来解释。t/2 h=当岩层较厚，地震子波的延续时小于穿越岩层的往返时，即时，同一点接收到来自界面R1和R2的两个反射波是可以分开的，形成两个单波。t如果我们用地震波的波长与地

13、层厚度来确定垂直分辨率，当地震子波的延续时间为n个周期时，有：hT)2/, 1(2/2=hnnhnhT则或：地层厚度：双程旅行时h由此可知，分辨地层的厚度与地震脉冲的周期有关。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。2/=h (1)(1)Rayleigh准则:两子波到达时差准则:两子波到达时差 tT/2tT/2可分 辨；可分 辨； (2)(2)Ricker 准则：两子波到达时间差准则：两子波到达时间差 t (子波主极 值两侧的两个最大陡度点的间距)可分辨；(子波主极 值两侧的两个最大陡度点的间距)可分辨； 适用条件适用条件是:零相位子波；子波的相位数少，主极值 大

14、而明显；是:零相位子波；子波的相位数少，主极值 大而明显；反射波时差分辨率的极限反射波时差分辨率的极限Rayleigh 准 则 和准 则 和 Ricker 准 则 图中（a）基 本子波;（b） 两子波到达时 间差较小,不 能分辨;（c） 时 间 差 达 到准 则 图中（a）基 本子波;（b） 两子波到达时 间差较小,不 能分辨;（c） 时 间 差 达 到 Ricker 极 限 ; （d）时间差 达 到极 限 ; （d）时间差 达 到 Rayleigh 极限;（e）时 间差较大,易 分辨。极限;（e）时 间差较大,易 分辨。1973年Widess设计了一个楔形地层模型，用于研究反射波形随地层厚度

15、的变化。并首先给出了薄层定量化的具体定义，认为厚度小于入射子波在其介质中传播时的四分之一主波长为薄层认为厚度小于入射子波在其介质中传播时的四分之一主波长为薄层，同时提出了无限均匀介质中薄夹层厚度与其薄层反射振幅的关系。反射波的振幅分辨率的极限反射波的振幅分辨率的极限Widess 准则准则地层厚度入地层厚度1/4入当地层厚度大于0.5 时，顶、底界面可以识别，可以根据两组反射的时差来确定地层厚度，当地层厚度接近1/4 时，顶底界出现调谐现象，已不能用时差来确定地层厚度，只能用振幅信息来确定地层厚度。一般认为垂直分辨率垂直分辨率在1/41/8 之间。地层厚度入 地层厚度1/4入例如：假定浅层的砂泥

16、岩地层，速度为1800m/s，主频为 60hz，可分辨地层在（v/4f v/8f）7.5 3.75m之间。如果是深 反射层，速度增大到4500m/s，主频降至15hz，则可分辨地层在75 37.5m之间。：在时间振幅曲线上，当：在时间振幅曲线上，当 h /4时，时差关系无法区分薄 层顶底，但合成波形的振幅与时间厚度时，时差关系无法区分薄 层顶底，但合成波形的振幅与时间厚度 t近似成正比，确定其 线性函数关系，并经已知井厚度信息的标定，实现薄层厚度估 计。近似成正比，确定其 线性函数关系，并经已知井厚度信息的标定，实现薄层厚度估 计。地震分辨率的影响因素地震分辨率的影响因素地震资料岩性解释中常常要应用子波处理技术来改善地震剖面的质量，因此，讨论频带宽度及子波形状对分辨