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1、地球物理系 王永刚,地震资料解释的理论基础,地球物理勘探,课 程 内 容,第1章 绪论 第2章 地震波运动学理论 第3章 地震资料采集方法与技术 第4章 地震波速度 第5章 地震资料解释的理论基础 第6章 地震资料构造解释,第5章 地震资料解释的理论基础,第一节 地震剖面的特点 第二节 复杂界面反射波特点 第三节 地震勘探分辨率 第四节 反射界面真正空间位置确定,第一节 地震剖面的特点,一、地震记录的形成 二、地震剖面上识别各种波的标志 三、水平叠加时间剖面的主要特点,第一节 地震剖面的特点,在实际生产工作中，用于资料解释的是由许多地震道依次排列起来的地震剖面或地震数据体。各种不同类型和传播特
2、点的波的同相轴（event-地震剖面上的同相轴是指波峰或波谷此类相同相位的连线），在地震剖面上会表现出不同的特点。这些特点就是我们进行地震资料解释时，在地震剖面或数据体上识别各种波的主要依据。 一、地震记录的形成 1、地震记录形成的物理过程 我们来看地质柱状图、测井曲线和地震记录之间的对比关系。,地质柱状图、测井曲线和地震记录对比,第一节 地震剖面的特点,地下地层厚度的厚薄对于记录面貌的形成也有影响。假设地震子波的延续时间为t，地层间双程旅行时为。如果岩层较厚，即 时（见右图），地面同一点接收的来自界面R1和R2的2个反射波可以分开，形成2个单波，保留着各自的波形特征；,第一节 地震剖面的特点
3、,如果岩层较薄时，层间双程旅行时小于地震子波的延续时间，即 ，此时来自相邻的各反射界面的地震反射子波到达地面同一接收点时互相叠加，形成复波，如右图所示。,第一节 地震剖面的特点,图中S点接收到来自R1、R2、R3界面的反射子波相互叠加，形成了复波，已经区分不出各界面的反射子波了。由此可见，地震记录上看到的一个反射波组，并不是简单的一个反射子波，而是来自一组靠得很近的界面的许多反射子波的叠加结果。因此，地震记录上的一个反射波组并不严格地对应于地质柱状图上的一个地层分界面。如果相邻的薄层组只要其厚度和岩性在一定地段或地区是相对稳定的，则来自这组界面的许多地震反射子波的相互关系（振幅、旅行时等差异）
4、，也应该是相对稳定的，故它们的叠加结果，即,第一节 地震剖面的特点,地震记录上的反射波组，其波组特征（如相位数、相位间的强弱关系等）也一定具有某些相对稳定的性质，这就是地震记录面貌形成的物理过程。地震记录的形成过程充分说明，记录上的波组与地下岩层界面之间既有联系又有差别的关系。 2、地震记录形成的褶积模型(convolution model) 在地震勘探中，通常把地震记录面貌的形成过程概括为以下的数学模型：假设地震道f(t)是由有效波s(t)和干扰波n(t)叠加组成的，即,层状介质的一次反射波s(t)通常用线性褶积模型表示： 式中：w(t)为地震子波；r(t)为反射系数函数，符号“*”表示褶积
5、运算，上式称为地震记录道的时间域褶积模型。根据傅立叶展式中的褶积定理：,第一节 地震剖面的特点,时间域的褶积公式在频率域中就是乘积关系，即：,第一节 地震剖面的特点,式中：S(j)、W(j)、R(j)分别为s(t)、w(t)及r(t)的傅立叶变换。它们的复数形式可分解为振幅谱及相位谱两部分，即：,三者之间的振幅谱和相位谱分别为：,第一节 地震剖面的特点,上面两式表明，地震道的振幅谱是子波振幅谱及反射系数振幅谱的乘积，其相位谱是子波相位谱及反射系数相位谱之和。 若以离散形式表示，褶积公式变为：,式中： 分别为有效波记录、地震子波及反射系数的时间序列，长度各为n、m及p，一般m和pn。这是一个线性
6、方程组，可以表示为如下的矩阵形式：,由于子波为物理可实现序列，故 ；又因为子波长度为m，故 ，因而有：,第一节 地震剖面的特点,大量事实表明：利用声波测井资料和其他资料换算出的反射率函数r(t)，并选用合适的地震子波w(t)，计算出的人工合成地震记录与对应的井旁地震记录大都符合较好。由此可见，这一套地震记录形成的理论即地震记录的褶积模型理论是基本上符合客观实际的，且正确合理的。,人工合成地震记录实例,第一节 地震剖面的特点,一维地震记录的形成通常采用褶积模型，二维地震剖面和三维数据体的形成通常使用射线理论或波动理论，统称为数值模拟或正演技术。 地震剖面的数学模型射线理论 二维情况下可根据给定的
7、地质模型，利用射线理论得到自激自收地震剖面。有多种实现方法，如褶积模型的逐道循环法等。 地震剖面的数学模型波动理论 二维情况下也可根据给定的地质模型，利用波动理论得到自激自收地震剖面。有多种实现方法，如波动方程的有限差分法、克希霍夫(Kichhoff)积分法、频率-波数域法等。,第一节 地震剖面的特点,地震记录面貌的形成除了数值模拟外，还可以采用物理模型技术来实现。 这是利用一定的物理设备，模仿野外的激发和接收方式，对采集的模拟记录进行一系列的处理，得到用于理论研究的地震剖面或地震数据体。,第一节 地震剖面的特点,第一节 地震剖面的特点,物理模型技术框图,第一节 地震剖面的特点,物理模型数据体
8、的Line 75剖面,物理模型数据体中t0=1140ms的水平切片,美国Housdon大学联合地球物理实验室(AGL)的物理模型成果,褶积模型在地震勘探中的应用 由褶积模型S(t)=W(t)*R(t)中三个量的三种组合方式可以说明其应用情况： 已知W(t)和R(t)，求S(t)这是正演问题，如合成地震记录(synthetic seismogram)； 已知S(t)和W(t)，求R(t) 这是反演问题，如波阻抗反演(impedanca inversion)； 已知S(t)和R(t)，求W(t)这是地震资料数字处理中的子波处理(wavelet processing)问题。,第一节 地震剖面的特点,
9、波动方程正演模拟的共炮点记录,第一节 地震剖面的特点,楔形地质模型的地震响应,第一节 地震剖面的特点,French 模型,二、地震剖面上识别各种波的标志 来自同一界面的反射波，直接受该界面埋藏深度、岩性、产状及覆盖层等因素的影响，如果上述这些因素在一定的范围内具有相对的稳定性，就会使同一反射波在相邻地震道上反映出相似的特点。这是我们在地震剖面上识别和追踪同一反射波的基本依据。反射波对比的四大标志(lead)是： 1强振幅由于采集和处理中已采取了许多增强信噪比的措施，所以反射有效波的能量一般都大于干扰背景的能量。更细致地考虑反射波振幅的强弱，还与界面两边岩性差异、界面形状等因素有关。如果沿界面无
10、构造或岩性的突变，则振幅变化应当是渐变的。,第一节 地震剖面的特点,识别有效波的标志之一：振幅显著增强,第一节 地震剖面的特点,2波形相似性由于震源激发的地震子波基本相同，同一界面反射波传播的路程、传播过程中经受的地层吸收等因素的影响都相近，所以同一反射波在相邻地震道上的波形特征（包括主周期，相位数，振幅包络形状等）是相似的。 3同相性如果反射波传播到测线上的视速度不变，而沿测线布置的观测点是相距不远的，因此同一个反射波的相同相位在相邻地震道上的射线路径或到达时间、振动图都是相近的，且以同相轴形式出现。来自同一界面的反射波，其不同相位的同相轴应彼此平行，上述特点也称为波的相干性(coheren
11、ce)。,第一节 地震剖面的特点,第一节 地震剖面的特点,识别有效波的标志之二：波形相似性,识别有效波的标志之三：同相性,4时差变化规律经过动校正和水平叠加后，地震剖面上的每道都可以看作自激自收记录。在地震剖面上一次反射波同相轴是直线；绕射波和多次波仍是弯曲的；而折射波、直达波等原来在共炮点记录上是直线型的同相轴，动校正后就变成了曲线，这是在地震剖面上识别波的类型的重要依据。在自激自收地震剖面上，反射波同相轴与界面的形态基本对应，而且相邻道之间同相轴的时差变化规律应该相近。 上述四个标志中，1、2两点是识别地震剖面上有无反射波出现；3、4两点有助于识别波的类型、特征以及对产生这个波的界面特点作
12、出推断。,第一节 地震剖面的特点,识别有效波的标志之四：时差变化规律,第一节 地震剖面的特点,经过水平叠加后得到的自激自收时间剖面，能比较直观地反映地下地质构造特征，但是时间剖面并不是沿测线铅垂向下的地质剖面，它们之间的主要差别是： （1）在测线上同一点，根据钻井资料得到的地质剖面上的地层分界面，与时间剖面上的反射波同相轴在数量上、出现位置上，常常不是一一对应的。 （2）时间剖面的纵坐标是双程旅行时t0 ，而地质剖面或测井资料是以铅垂深度表示的，两者需经时深转换，其媒介就是地震波的传播速度Vav，平均速度通常随深度或空间而变化。,三、水平叠加时间剖面的主要特点,第一节 地震剖面的特点,地震剖面
13、与地质的对比,（3）反射波振幅、同相轴及波形本身包含了地下地层的构造和岩性信息，如振幅的强弱与地层结构、介质参数密切相关。反射波同相轴反映的是界面信息，要把反射波同相轴的界面信息转换为层内信息必须经过一些特殊处理（如波阻抗反演技术等），才能与地质、钻井资料进行直接对比。 （4）地震剖面上的反射波是由多个地层分界面上振幅有大有小、极性有正有负、到达时间有先有后的反射子波叠加、复合的结果。而复合子波的形成取决于地下地层结构的稳定性，如薄层厚度、岩性、砂泥岩比等。 （5）水平叠加时间剖面上常出现各种特殊波，如绕射波、断面波、回转波、侧面波等，这些波的同相轴形态并不表示真实的地质形态。,第一节 地震剖面的特点,水平叠加剖面上的特殊波(a)与偏移剖面的地质形态(b),
