垂直地震剖面法及其在勘探地球物理学中应用_p_金纳特

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1、垂 直地震 剖面法及其 在勘 探 地球物理学 中的应用 P . 金纳特 R . L . 伊 尔松 P . J . 科恩 过去四 、 五年内 , 已在大量的井中和各种不同的地质条件地区进行了垂直地震剖面测量 , 这 种测量有助于地震资料的处理和改进地质解释 . 垂直地震剖面法的特点是 : 它可以在所记录的波形中将上行波 和下行波 分离 , 从而为 详细研 究地层 的声波响应提供了 一种手段 。 特别是通过对垂直地震剖面资料 的反褶积 , 便可清楚地了 解 井附近的多次反射的机理以及可能掩盖一次反射波的方式 。 同时 , 垂直地震剖面资料能提供比常规地震资料更高的分辨率来观察地层的一次反射响应 ,

2、 更精确地与地层岩性对比 , 以及精确地估计所要确定的反射系数序列 . 如果将地震道转换 成声阻 抗测 井曲线 , 则能更好地 划分沉积层序 , 这对在 钻头到达之前预测岩性变化具有特殊的意义 . 此外 , 垂直 地震剖面测量资料还可以评价常 规地震资料 , 确定本区所需的 反褶 积和信 号 带宽 等方面的参数 。 前言 虽然垂直地震剖面 测量技术在某些地区已成为地 球物理分析人员和资料处理人员所必需 的一种方法 , 但是对垂直地震剖面资料的解释及其应用的潜力还远没有充分研究 。 本文讨论垂直地震剖面法有意 义的四个重要方面 , 它们是 : ( 1 )垂直地震剖面方法在 鉴别和分析多次反射系统

3、中的应用 , 以便与地面地震记录和合成记录进行对比 ; ( 2 )精确 记录井底以上的地层的一次反射响应 , 研究它与岩性和地震剖面的关系 ; ( 3 )根据波前和 许多地质环境的特点 , 有理由认为下行波的估计可非常近似地应用于井附近的周围情况 。 换 句话说 , 井中得到的下行波可用来设计井附近地面地震道的反褶积算子 。 这种技术经过试验 应用 , 己取得某些成功 ; ( 4 )精确记录井底以下深度上的一次反射响应 , 这对地震剖面上 有关的那部分资料模糊的地方 , 特别有意义 。 此外 , 本文还讨论了有关垂直地震剖面数据的转换技术和综合技术的应用 , 特别是对于 改进井底以下声阻抗变化

4、的估计 , 着重进行了讨论 。 垂直地震剖面测量法 在井下一定深度上的检波器所得到的记录 , 本质上是一个近于垂直的单地震反射道 , 但 其特点是 , 能量既可从上方也可从下方到达检波器 。 在正常情况 下 , 初至是从 上方来的直 达波 , 因此初至时间以及随检波器埋藏深度的波至时间 , 通常都用来标定从同一口井中得到 的连续速度测井 曲线 。 井中检波器由下向上移动并在不同的深度上采集数据 , 就可以研究地层 对穿过它的声波的作用 。 通过做一些简单而恰当的假设 , 就可以把井中任何一点的上行波和 下行波分开 , 然后分别进行处理和研究 。 正是上行波 , 当它 出现在地面上时 , 即构成

5、了地震 资料 , 因此在一个反射面上观察到的下行波的 自动褶积很近似 , 它在未处理的地面地震反射资 料上是作为该反射波的尾随多次波而出现的 。 垂直地震剖面资料中 , 一 次 波和多次反射波将 随检波器在井中的位置不同而不同 , 这是十分重要的 。 根据垂直地震剖面资料 对一次反射波和多次反射波的解释 图 1 表示地下非常简单的两个反射面的情况和由此产生垂直地震剖面波型的图解 。 图士 画出了 到达两个检 波器的射线路径 。 虽然这两类波都是自井 附近 的同一振源来的 , 但为了方便 起见 , 将它们分别画于图 1 的左右两侧 。 为了避免混淆 , 在(上部检波器位置 上 只画 了 从下方到

6、达检波器的上行波 , 虽然在此位置上也存在从地面反射来的下行波 。 按照这个特定 的 模型 , 在下面的检波器上只有下行波能量到达 。 在图 1 的右边 , 图解表示 : 由这种地下结构 可能出现的各类波型 。 应注意 , 横轴为井深 、 纵轴为初至波的单程时间以及 反射或混响的时 间 。 左图 的射线C代表 一次反射波 。 右图中射线C表示的是 , 当检波器沿钻井向下移动时 , 这 些波不同的到达时间 。 射线 B是向上到达检波器的多次波 , 见左边图解 。 这两种反射波 , 当它 们出射到地面时 , 即构成地面地震反射资料 。 射线 A波是向下到达检波器的多次反射波 : 这 些多次反射波在

7、地面地震记录上是看不到的 。 射线 D 表示的是直达波 , 在下面各图中射线C 代表 一次反射 , 绿色代表上行多次波 , 射线A代表下行多次波 。 从这个图解中可以看出 , 当 检波器放在产生上行多次波的最后 一个反射层的下方时 , 则上行多次波就停止了 。 因为一次波 和 尾随的所有多次波正是在反射层上面记录下来的 , 所以它们都在这一反射层面上发生最后 一 次反射 , 以致检波器正好放在这反射层之下时 , 一次反射和所有尾随多次波就不再能记录 下来 。 然而 , 在该点之下下行波中这种交混回响是明显的 . 根据这一组资料中上行波的中断 , 可以识别多次波及其来源 ; 交到初至波曲线 (时

8、间 一深 度他线)的连续的波可以被定义为 一 摸型 TO 深度 叶 互 落 0刀L , 翔 、 曰 l | 以| . 月| | | P P了产 ! : 图 i 三层模型的射线路径和波 的型式示意图 次反射 。 虽然已设计了用于消除多次波的地震 处理程序 , 但是在许多地区 , 还没有完全达到 这个目的 , 所以在地震剖面上鉴别多次波和其 来源与解释有很密切的联系 。 图 z 是北海北部某井从 6 0 0 米至约3 4 0 0米 深处取得的垂直地震剖面资料 。 在 此剖 面图上 可以看到有上行波和下行波存在 。 下行波全部 平行于初至波曲线 , 而上行波则全部近似于初 至波曲线的镜像 。 对此资

9、料的处理项目只包括 叠加恒定深度道 , 用一个T(旅行时间)的幂次 随深度变化的放大函数补偿球面发散和透过损 失 , 以及一个 8 一6 0赫兹滤波器 。 重要的是要 注意下行波的强度和稳定性 。 如果对 此剖面作静态时移 , 致使初至波都 以平均海平面下的正确的双程时间 出现 , 或者 换句话说 , 将初至波曲线的斜率增加一倍 , 则 图 2 经过增益恢复和滤波的垂直地 所有上行波都会按平均海平面下的正确的反射 震剖面野外资料 时间对齐排列 。 图 3A说明的就是这一点 。 此剖面已作了时移和消除下行波的处理 。 所以 , 垂直地震剖面就只包含所有的一次波以及有关的上行多次波 。 如果此剖面

10、经时移 , 使初至波在同一时间内发生 , 则下行波对齐排列 , 以后的处理便可 消除上行波 ; 这种情况如图 3 B所示 。 这里可清楚地看到交混回响系统的型式 , 就象看到交 混回响波形的持续时间和强度 , 以及表示 出的常规地震记录反褶积间题的重要性 。 通过最浅 检波器的波 , 是深度6 0 0 米以上的 近地表中产生的那些波 。 层间多次反射只有当检波器位于 产生最后那次反射的一 次反射面之 下时才出现 。 在此图中 , 大部分波延伸到最上面的检波器 道 , 这一事实说明大部分的多次波至少都是与近地面的一个一次反射面有关 。 海水层交混回 响在零时间以后的2 0 0毫秒时 间内清楚可见

11、 。 例如 , 1 秒和 3 秒时 间内的交混回响波的强度表 明有十分强的长周期交混 回响存在 。 如图 3A所示 , 通过对一次反射波及其伴生的上行多次波解释 , 便可识别一次反射波和 多次波 , 鉴别井中最底下的一次反射面以及其伴生的每个多次波 。 图 4 中所示的资料与图 3 A 中的资料相同 , 但是图 4 上某些一次波及其伴生的多次波 , 是很清楚的 。 一次波在图上以 C表示 , 可以加以鉴别 , 因为它们在时深曲线上终断 。 上行多次波用B表示 。 用C表示的波与 时深曲线相遇的同一深度点上 , 用 B 表示的波的终断指明了多次波的来源 。 例如 , 在2 . 1 8 和 2 .

12、 5 0秒之间用B 表示的波系列全部都是直接紧靠 1 . 3 8秒处一次波与 时深曲线相遇点之下终 断 ; 这一事实证实这个一次反射是与这些多次波有关的最后一个反射面 。 一般说来 , 在这类 显示剖面上鉴别出的一次波可能也与产生上面所介绍的多次波有关的最下面一次波 。 图 4 上 具特殊意义的是在约2 . 8秒处开始出现强的反射系列 。 剖面上在2 . 8秒处用C 表示的连续反射 是侏罗系顶部不整合面来的反射 。 在2 . 8秒以下 , 以B表示的与以C表示的平行的波是短周期 的多次波和振源子波元 。 在 3秒处以B 表示的强的连续波是海水层的交棍回响 。 图 4 左边紧 靠 3 秒处的波(

13、以C表示) 有一个时差 , 是由侏罗系内部倾斜一次反射层来的波 ; 当检波器 ( A) . (B) 图 3 将上行波和下行波分开后的垂直地震剖面 向上运动时 , 这个波很快被多次波和可能的构造影响所模糊 。 当检波器离开反射层向上运动 时 , 倾斜层来的反射时间越来越短 。 这是由于反射点向上倾方向偏移的缘故 。 可以根据此时 差来计算真倾角 , 但不能计算倾 向 (见附录 1 ) 。 应注意到 , 图 4 中的显示仅表示出当检波 器在地下向上运动时一次波和多次波形的变化 , 因而它不是一张地震横剖面图 。 当地层倾斜 时 , 如果使用固定的振源位置 , 则可以得到某种有限的水平覆盖 。 图

14、4 按垂直地震剖面资料鉴别 一次 波和多次波 图 5 上行波和下行波的重新复合 如果要在一张图上鉴别产生一次系统的多次波的顶 、 底界 , 则必须显示有上行波和 下行 波 。 图 5 中使用的资料与前面各图相同 , 但现在这些分开的波形已移回到它们的单程时间 , 然后重新复合起未 。 为了简化最后图形和突出较长期的层间多次波 , 图中已将所有周期小于 6 0 0毫秒的多次波压制了 。 图上以B表示 的多次波是两个一次波(以C表示)之间的一个层 间 上行多次波 。 当检波器通过较下的一次波时 , 用B表示的波变成了下行多次波 , 用A表示 。 利用 特殊的反褶积技术 , 就可 以把不同周期的多次

15、波区分开 , 并且在研究它们的激发源时不会受 到由于剖面上有各种不同类型的多次波而造成混淆 。 由于利用上述显示方式和鉴别准则 , 所 以许多地区已证实 , 垂直地震剖面在鉴别地 震资料中的多次波以及它们的波源方面都是有用 的 。 值得注意的是 , 这里提到的那种层 间多次波会出现在地面地震资料上 , 并且不可能用叠 加或流行的反褶积技术来压制 , 它会模糊地震剖面尤其是深部的特点 。 对垂直地震剖面资料进行反褶积 , 以改进一次反射波的分辨率 将井 中的上行波和 下行波分离 , 地下任何点上的下行波都可转变为该点上一次波的尾随 多次波 , 所以出现 了一种新的反褶积法 。 如果设计一个算子能

16、有效地消除这种尾随多次波 , 则可以得到一 张仅表示该井附近地层的一次反射响应的垂直地震剖面 。 图 6 表示尖脉冲反褶 积前后的垂直地震剖面图 ; 这个反褶积算子是根据所用的下行波波形设计的 。 这种反褶积算 子已设计出来 , 并且己逐道加以使用 。 图 6 中间一条曲线 , 说明的就是井中所得的速度测井曲 线 。 可以清楚地看到速度测井曲线上的一次界面和垂直地震剖面上的一次波(尤其在时深曲 线上) 是一致的 ; 还可看出经过反褶积的垂直地震剖面上多次波要少得多 , 从而与速度 测井 曲线的对比性就更精确了 。 许多一次波以及它们与速度测井的对比性在此图上已作了表示 。 垂直地震剖面 的极性是参考了该检波器的初至极性唯一地建立起来的 , 尤其是经过反褶积后 可看到垂直地震剖面的极性与速度测井曲线上 同 一时间上速度变化方向对比性十分接近 。 所 有垂直地震剖面的显示 的极性是 : 由声阻抗增大而 引起的反射压缩波表现为白色的波谷 。 速 图 6 利用. l 行波对垂直地震剖面反褶积的效果 度测井曲线与垂直地震剖面之间的时间关系是一致的 , 因为两者都是由同一资料制作