地球物理勘探(总结).doc

第1章 地震波传播的基本原理第一节地震波的基本概念一：振动： 介质中的质点离开其平衡位置的往返运动。波动： 振动在其介质中传播的过程。弹性：物体在外力作用下发生了形变，当外力去掉以后， 物体就立刻恢复其原状。弹性体: 具有弹性的物体叫做弹性体；塑性：物体在外力作用下发生了形变，当外力去掉以后仍旧保持其受外力时的形状。塑性体: 具有塑性的物体叫做塑性体；弹性波: 振动在弹性介质中传播就形成了弹性波；注意: 弹性理论已证明,许多固体包括岩石在内,当受力较小、变形较小、作用时间较短时均可看成是弹性体。地震波实质上就是一种在岩层中传播的弹性波。以炸药为震源激发地震波的过程 破坏圈: 在炸药包附近, 强大压力 岩石的弹性极限;塑性带: 离开震源一定距离, 压力 岩石的弹性极限;弹性形变区: 远离震源一定距离, 压力 岩石的弹性极限.二：波在传播过程中, 某一质点的位移u是随时间t变化的, 描述某一质点位移与时间关系的图形叫做振动图形.与地震记录之间的关系1)地震勘探中所获得的一道地震记录，实际上就是一系列地震波传播到地表时，引起地表某一质点振动的振动图形。2）地震勘探中所获得的一张原始地震波形记录，实际上就是在地面沿测线设置多道检波器，得到的多个振动图形的总和。地质意义有利于了解地震波在介质中传播时不同时刻的具体位置；有利于识别和分辨不同类型的地震波，从而解决与波传播有关的地质问题。三：在地震勘探中，通常把同一时刻沿地震测线的各质点离开平衡位置的位移分布所构成的图形叫做地震波的波剖面。即位移u 是距离x 的函数，u=f(x) 。波前: 波在空间传播时，某一时刻空间介质刚刚开始振动的点连成的曲面。波尾: 波在空间传播时，某一时刻空间介质刚刚停止振动的点连成的曲面。波面: 波在空间传播时，某一时刻空间介质振动质点中相位相同的点连成的曲面，称为该时刻的波面。射 线：波的传播方向称为射线(假想)。地震子波(wavelet): 当地震波传播一定距离后，其形状逐渐稳定，具有2-3个相位，我们将这有一定延续时间的地震波，称为地震子波，它是地震记录的基本元素。 地震子波在持续传播的过程中，严格来讲其幅度和形状都会发生改变，在研究中有时可以近似认为地震波的基本不变，但其振幅有大有小、极性有正有负，到达接收点的时间有先有后。波前和波尾是相对某一时刻而言的；波面和波前在概念上是不同的。波面可以说是波前的“遗迹”。波剖面只反映波在一个特定时刻沿着一个特定方向的“形象”，而决不是波在时间和空间中的全面反映，切不可把它与波的真正“形状”混为一谈。在各向同性介质中，射线和所过各点处的波面相垂直。 地质意义 我们根据波前和射线的几何图形，可以研究波在介质空间的位置，从而有利于确定地质界面的空间分布。四：当涉及波速和波长时，我们是沿着波的传播方向来考虑问题。若沿着其它方向，则讨论的是视速度和视波长.视速度: 地震波沿非射线传播的速度, 常用v*表示.出射角: 指射线与地平面法线间的夹角, 常用表示. 表示视速度与真速度之间的关系，叫做视速度定理。 v* =v/sin其中: v* 为视速度, v为真速度,为出射角。主要特点1) 当90o时, 波前垂直于测线, v*v;2) 当0o时, 波前平行于测线, v* ;3) 当0o 90o时, v* v;4) 视速度一方面决定于真速度，但更重要的方面决定于波到达地面的出射角.地质意义 研究视速度的变化，有利于区分不同类型的地震波。五：地震介质的近似简化 均匀介质 假设地震波在地层中的传播速度都相同，这种地层介质叫做均匀介质。 层状介质 假设地层是成层分布，地震波在某一层的传播速度不变，而在各层之间速度不同，这种地层介质叫做层状介质。连续介质 假设地震波在地层中的传播速度随深度连续变化，这种地层介质叫做连续介质。第1节 地震波的传播规律1、 地震波的传播原理1. 惠更斯原理（波前原理） 在弹性介质中，若已知任一时刻 t 的波前，则该波前面上的每一个点都可以看作是新的震源（子波源），并各自发出子波（由子波源向各方发出的微弱的波），所有这些子波以介质中的波速 v 向各方传播，经过t时间间隔，它们的包络面便是 t+t 时刻的波前。意义 A. 它是已知波前来确定其它时刻波前位置的准则；B. 利用这个原理能揭示波的反射、透射和折射等现象的规律。惠更斯-菲涅尔原理 (Huygens-Fresnel principle)惠更斯原理只给出了波传播的空间几何位置，而不能给出波传播的物理状态，如能量变化问题，在1814年菲涅尔补充了惠更斯原理。他认为：波传播时，任一点处质点的新扰动，相当于上一时刻波前面上全部新震源所产生的子波在该点处相互干涉叠加形成的合成波。2. 费马原理（射线原理或最小时间原理）1) 内容 它较通俗的表达是：波在各种介质中传播路径，满足所用时间为最短的条件。2) 意义 根据费马原理，可以确定地震波在已知传播速度介质中的射线路径。2、 地震波在界面上的反射、透射和折射1.把由震源发出的波传播到两种介质的分界面，再由分界面的反射产生的波叫做反射波。反射定律1) 内容 入射线、反射线位于反射界面法向的两侧，入射线、反射线和法线同在一个平面内；入射角等于反射角。2) 注意 射线平面永远和界面垂直。3) 地质意义 由反射定律就能确定出反射波的传播方向。3. 反射系数2.把由震源发出的波传播到两种介质的分界面，再由分界面的透射产生的波叫做透射波。透射定律1) 内容 入射线、透射线位于反射界面 向的两侧，入射线、透射线和法线同在一个平面内；入射角, 透射角及介质两侧的速度存在关系：2) 地质意义 由透射定律就能确定出透射波的传播方向。 透射系数1) 一般的定义 3) 结论A. 透射波形成的必要条件： 即透射波产生在速度不同的分界面上。B. 透射波能量与波阻抗之间的关系：反射强，则透射弱；反射弱，则透射强。 折射波勘探特点：利用折射波传播时间中的信息计算浅层低速带的厚度及速度。 4.当地震波的入射角大于临界角时，入射波的全部能量都转换为反射波，这种现象叫做波的全反射。在地震勘探中，波的全反射现象就是”地层的屏蔽“现象，它给地震勘探带来巨大的困难。 地质意义 炮检距大于折射波盲区范围就接收不到深层的反射波。5. 地震波的种类 波前形状: 球面波、柱面波、平面波; 质点振动方向: 纵波、横波; 传播空间: 体波、面波; 传播路径: 反射波、透射波、折射波、直达波等; 改变类型: 同类波、转化波; 所起的作用: 有效波、干扰波和特殊波。纵波（P波）：质点的振动方向与波传播方向平行（或一致）的波。 横波（S波）：质点的振动方向与波传播方向垂直的波。横波分为两种形式： 质点的横向振动发生在波传播方向的水平面内。质点的横向振动发生在波传播方向的垂直平面内。体波：指在整个立体空间传播的波。面波：指在自由表面或不同弹性介质的分界面附近观测到的波。沿地面传播的面波叫瑞利面波，也叫地滚波。 地滚波质点的运动轨迹是通过传播方向的铅直面内沿椭圆轨迹倒转运动；地滚波的能量随离开界面的距离加大而迅速衰减。同类波：与入射波性质相同的波。转换波：与入射波性质相反的波。有效波：地震勘探中所利用的波干扰波：地震勘探中妨碍我们记录有效波的其它所有的波。第2章 地震波运动学基础第1节 地震反射波的时距曲线1、 一个分界面情况下反射波的时距曲线同相轴: 地震记录上, 同一个波的相同极值相位的连线。时距曲线: 同相轴在相应的直角坐标系中所对应的t(x)曲线。时距方程: 描述时距曲线的数学表达式。时距曲线的应用 有利于区别不同类型的波。 有利于了解地下的构造形态。 有利于进行数据处理中的动校正处理。水平界面的共炮点反射波时距曲线方程虚震源：过震源作界面的垂线并延长，再过反射线的反方向延长，两条延长线的交点O*称为虚震源。 倾斜界面的共炮点反射波时距曲线方程 极小点的位置：始终位于相对炮点的上倾方向，虚震源在地面的投影位置。 共炮点反射波时距曲线的地质意义1）根据水平反射界面的时距曲线可以求h: 当V已知时，2）根据倾斜反射界面的时距曲线可以求界面的倾角、倾向和埋深:A. 由极小点坐标求界面的倾角和埋深: 当测线垂直于构造走向时，B、由极小点位置求界面的倾向:因为极小点位置始终位于相对炮点的上倾方向；所以知道极小点的位置也就知道界面的上倾和下倾方向。2、 多层介质情况下反射波的时距曲线平均速度的定义:Vav就是波在垂直层面的方向旅行的总时间除这组地层的总厚度 引入平均速度的意义:它是把层状介质简化成均匀介质的条件。A. 多层介质反射波时距曲线近似为双曲线;B. 在X=0附近,用平均速度将多层介质简化成均匀介质的精度最高。第2节 折射波时距曲线第三节 特殊波的时距曲线1、 全程多次反射波的时距方程2）时距方程推导思路： 作出一个等效界面，使这个等效界面的一次反射波相当于原来界面的全程二次多次波； 用等效界面的法线深度h、倾角写出它的一次反射波时距曲线方程；找出h、倾角与h、之间的关系，再代回到等效界面一次反射波时距方程中； 2、 绕射波的时距曲线 概念 地震波在传播过程中，由岩性的突变点为新的震源而发射出的球面波叫做绕射波。 绕射波形成的条件: 存在岩性的突变点、研究特殊波的地质意义 有利于区别有效波和干扰波 有利于研究复杂地质构造第3章 地震波的动力学特征第1节 地震波的频谱许多谐波能合成一个复杂的脉冲信号；同时一个复杂的脉冲信号也能分解成不同参数的简谐波。 分解、合成的过程即为频谱分析，在地震勘探中，我们是利用付氏变换来完成的。 地震波频谱: 组成地震波所有的谐波分量的各自的A、W、总和。地震波的频谱分析: 在地质勘探的数据处理中，利用付氏变换对振动信号进行分解并对它进行研究和处理的一种过程。地震波频谱的特点3.反射波的频谱与反射界面的结构有关界面的数量、界面之间的厚度、反射系数的大小和符号等。4. 反射波的频谱与激发和接收条件有关岩性、爆炸深度、炸药量大小；检波器的频率特性、组合检波的频率特性、地震仪器的频带宽度。频谱分析的意义1. 通过地震波频谱特征的比较，可以分辨各种类型的波动，区分有用信号和噪音。2. 地震波频谱作为一个重要的地震波动力学信息，能更好地揭示出地下地层的性质及可能的含油气情况。第2节 影响反射波振幅的因素影响反射波振幅的种类激发条件：大地滤波：地震波在介质中传播过程中所受到的影响。接收条件：影响反射波振幅的主要因素（一）波前扩散指地震波在介质中，由震源向四面八方传播，随着距离的增加散布的波前面面积越来越大的这种现象。波前扩散使反射波振幅随传播距离的增大而逐渐变弱。球面扩散 均匀介质中的波前扩散。即振幅随传播距离的增加而呈线性衰减，而能量密度随传播距离平方的增大而减小。（2） 吸收衰减波的吸收: 指由介质的非完全弹性引起地震波振幅衰减的现象。吸收的一种表达形式是振幅随距离的衰减：吸收系数: 用以描述波的吸收衰减程度的一个物理量,表示单位长度的吸收量。常用 (f) 表示。吸收的另一种表达形式是振幅随时间的衰减：.吸收系数的主要特点（1）与岩石的性质有关一般表层疏松的近代沉积的岩石对波的吸收大；而坚硬致密的岩石对波的吸收小。（2）随反射波的频率而变地震波在地质介质中传播高频成分容易衰减，低频成分变化缓慢。 .吸收系数的地质意义 1）可作为一种振幅的补偿因子。2）可作为一个地震波动力学信息，用于判别地下岩石的性质。（三）透射损失确定某个界面的反射波能量时，波透过上覆界面所造成的能量损失叫做透射损失。2. 波的双程透射系数Dn 就是地震波经过n个中间界面的透射损失所引起的振幅衰减因子。由 Dn计算出中间界面透射损失引起的衰减因子，从而能算出地震振幅衰减的大小。当R0.01时，算出 D0 = 0.9999则振幅衰减为: 1 - 0.9999 = 0.00001当R0.2时，算出 D0 = 0.96则振幅衰减为: 1 - 0.96 = 0.04Dn 大，表示透射损失小。 定性结论1) 只要有反射界面，就一定存在波的透射损失。2) 一般来讲，反射强，透射就弱；反之亦然。3) 透射损失与 Ri 和反射界面的数目有关。4) 一般情况下，透射损失可以忽略不计。5) 一般“周期型”地层造成较大的透射损失；“过渡型”地层透射损失较小。（“周期型“地层指地层剖面由许多反射系数较大的明显的分界面组成；“过渡型”地层指地层剖面由许多反射系数较小的不明显的分界面组成。）（4） 入射角的变化 定性结论1) 反射系数与入射角有关；2) 反射系数曲线的形状与界面两边介质的波阻抗和各种弹性参数有关；3) 利用振幅随炮检距（也就是入射角）的变化可以估算介质的泊松比 进而推断介质的岩性。4) 当接收长度较大时，不能忽略入射角变化对振幅的影响。（五）反射界面形态产生的聚焦和发散1) 反射界面向下凹时，地震反射波的振幅增强；2) 反射界面向上突起时，地震反射波的振幅减弱。第三节 地震波的分辨率纵向分辨率: 指在纵向上能分辨岩性单元的最小厚度。横向分辨率: 指在横向上能确定特殊地质体的大小、位置和边界的精确程度。 分辨率的意义1) 分辨率越高，研究地下地质构造越仔细；2) 对地震解释人员来说，知道所用地震资料的分辨率，就能做到解释时心中有数。纵向分辨率横向分辨率第4章 共反射点叠加法第1节 共反射点叠加原理共反射点叠加法 在野外采用多次覆盖观测方法，在室内处理中采用水平叠加技术，最终得到水平叠加时间剖面的这一整套工作。多次覆盖: 指对被追踪的界面（或反射点）观测的次数。水平叠加: 指在不同炮点激发，在不同接收道接收到的来自地下同一反射点的信号经动校正后进行的叠加处理。方法的主要内容 野外多次覆盖观测系统、抽道集、动校正、水平叠加方法的主要目的 突出有用信息，压制规则干扰波和随机干扰波、特别是压制全程多次波。共反射点道集指来自同一CDP的所有记录道的集合。共反射点时距曲线：以各接收点到相应炮点的距离X为横坐标，以波到达各共反射点道的传播时间t为纵坐标，以CMP为坐标原点的直角坐标系中，由共反射点道集组成的时距曲线。主要用途 1. 了解地下构造形态；2. 共反射点叠加法中的动校正处理。 把共反射点叠加道的旅行时间减去它们相对应的正常时差，这项工作称为动校正。实质把共反射点时距曲线校正成为ti=t0的直线。 把某个波按水平界面一次反射波作动校正后的反射时间与共中心点处的t0时间差称为剩余时差。一般用t表示。剩余时差产生的原因 有效波和其它波的速度差异造成的研究剩余时差的地质意义 压制规则干扰波的主要依据。静校正1. 为什么要进行静校正 理论计算的假设条件与实际情况不符2. 概念静校正: 指地表因素的校正。一次静校正: 指将地面记录的数据校正到一个统一的水平基准面上。一般包括地形校正、震源深度校正和低速带校正。一次静校正也叫野外静校正。低速带: 地表沉积的一层速度极低、厚度变化的风化层。剩余静校正: 指借助于数学手段消除野外静校正未消除的地表因素。 一次静校正原理 多次叠加的功能1. 对一次波波形能对齐、同相叠加，从而振幅增强、能量增强；2. 对规则干扰波：存在剩余时差，使之不能到达同相叠加，从而振幅、能量相对减弱；3. 对不规则干扰波，利用其随机性压制；4. 一般水平叠加的精度随叠加次数的增加而增加。共反射点叠加原理的实质对共反射点时距曲线抽道集后，再进行动校正等数字处理，利用同相对齐，同相叠加增强一次波的能量，利用剩余时差消除规则干扰波，利用随机性消除随机干扰波。第2节 多次覆盖观测系统1、 观测系统地震排列：每次激发时所安置的多道检波器的观测地段。观测系统：在地震勘探中，激发点与接收排列的相对空间位置关系综合平面图 观测系统的分类单边放炮 双边放炮 中间放炮（3） 观测系统的设计1. 观测系统实现的总体要求1) 研究段均有相同的覆盖次数n2) 等间隔布置各炮点和各接收点2. 观测系统实现的具体要求1) 整体搬家。（排列长度不变）2) 每次搬家时，炮点和接收点位置保持不变3. 观测系统设计的经验公式4. 观测系统设计的目的为达到多次覆盖观测系统的具体要求，设计出每放一炮，炮点和接收点向前移动的道数。第3节 影响叠加效果的因素一、动校正速度选取不准确的影响 动校正速度不准，不利于突出有效波，而对多次波有可能突出或有可能被压制。2、 地层倾斜对叠加效果的影响三；影响叠加效果的主要因素偏移距、道间距、叠加次数、接收道数、倾斜界面的剩余时差、动校正速度、倾斜界面出现的反射点偏移和分散。第5章 地震波的速度地震波的速度：是指地震波在岩层中的传播速度，简称地震速度，有时又叫岩石速度，如说砂岩速度，泥岩速度。地震速度是地震勘探中最重要的一个参数，从资料处理到资料解释都要用到速度。第1节 地震波在岩石中的传播速度1、 影响速度的主要因素 地震勘探是以研究地震波在地下岩层中的传播为基础; 对不同的地区，其沉积环境、沉积模式不同，所沉积的地层，传播速度，地表条件及地下地质构造的复杂程度都不尽相同，对地震勘探的地质效果也都会产生不同的影响; 速度是地震勘探中一个重要的参数，也是地震勘探的物理基础之一。反射波、折射波和透射波的产生主要是弹性介质在速度上存在差异。而纵波与横波，它们在地层中传播的速度取决于岩石的弹性常数和密度。研究的主要对象是层速度（在地震勘探中将在实际地质层中传播的速度称为层速度）；层速度直接与地下地质体的岩性有关；当岩石性质、沉积环境、沉积年代和埋藏深度不同时，弹性系数就不同，速度也随之变化。即使是相同的岩石，其速度值也在很大的范围内变化。定性结论 岩石的矿物成分与结构，密度、孔隙度以及沉积岩孔隙中流体的物理性质和饱和度是决定地震波传播速度的主要因素。影响地震波传播的速度的主要因素层速度与岩石的性质、结构、密度、沉积环境、沉积年代、孔隙度及孔隙度充填物的物理机制有关。岩石孔隙度对速度的影响组成岩石的最基本的成分： 岩石骨架。指岩石中的矿物（结晶）颗粒。 岩石孔隙中的充填物。岩石实际上是双相介质。通常波在气体或液体中传播的速度要低于波在岩石骨架（矿物颗粒）固体中的速度。所以孔隙度越高，充填物中低速成分的液体或气体越多，速度就越低。 时间平均方程（威利Wylie等人提出的经验公式）：一般来说，地层越深，地震波速度越大一般来说，沉积年代越久，地震波速度越大温度每升高100度，速度减少5-6%“亮点”技术-直接找油气 当岩石（砂岩）含油、气、水不同介质时，会引起速度上的差异； 必然使油、气、水之间以及它们同上下地层之间形成具有较大反射系数的波阻抗面，即良好的分界面； 定性结论1) 不同类型岩石速度不同；2) 三大岩类速度的一般变化规律：V沉V变V火，且沉积岩和变质岩速度变化大，火成岩变化小。3) 沉积岩中速度的一般分布规律：成层性、递增性、方向性、分区性。第二节 几种速度概念一、平均速度即波在垂直层面的方向旅行的总时间除这组地层的总厚度 测定方法 主要利用的是地震测井方法 主要用途 时深转换2、 均方根速度把水平层状介质情况下的反射波时距曲线(或连续介质情况下的反射波时距曲线)近似地当作双曲线,求出的波速度就是这一水平层状介质的（或连续介质的)均方根速度.定义: n层水平层状介质的均方根速度测定方法 主要利用地震资料数据处理中的速度分析求得 主要用途 水平层状（或连续）介质的动校正处理3、 等效速度 测定方法 主要利用地震资料数据处理中的速度分析求得 主要用途倾角不太大的倾斜地层的动校正。注意：利用等效速度可消除倾斜界面产生的剩余时差对叠加效果的影响。4、 叠加速度求取方法 主要利用地震资料数据处理中的速度谱、速度扫描求得速度谱 地震地质条件比较简单，记录信噪比较高的地区 利用共中心点道集反射波到达时间和实际记录同相轴的相位时间一致，达到同相叠加，叠加振幅最大来求取叠加速度。还可以利用相关类等来求取叠加速度。速度扫描 地震地质条件比较复杂，记录信噪比较低，速度谱的效果不佳的地区。求取方法 利用一张共炮点记录或共中心点记录求取Va；利用一个或几个共中心点叠加段求Va速度扫描求出的叠加速度比较可靠，但计算量大，成本高，从而限制了它的广泛使用。主要用途 作为实际工作中的动校正速度。5、 层速度指按速度分层的速度求取方法1. 用声波测井求取层速度 优点：分层细致、准确。2. 根据地震测井资料计算层速度 特点：Vn资料比较粗，只能反映一些大的地段地层的速度差异3. 由均方根速度计算Vn （Dix公式）注意：Dix公式适用于炮检距不太大的情形。 主要用途 地震资料的岩性解释6、 射线平均速度 引入原因 各种速度的精度讨论将波沿某一条射线传播的总路径除以传播的总时间叫做波沿这条射线传播的射线平均速度。记为V 主要用途1. V较精确地反映了波在非均匀介质中传播的真速度。2. 它作为判别各种速度精确度的一个特定的标准。1. 当介质不均匀时，地震波沿不同射线传播的速度是不同的；2. 对某一个介质结构，只有一个平均速度和一个均方根速度，并且有 VR Vav ;3. x=0时，Vav 的精度高，x=某一值时，VR的精度较高。第六章 地震资料的数字处理地震资料的数字处理一般指利用数字电子计算机和数学、信息论等各方面的知识，对地震采集的资料进行处理和分析。特点: 数据处理、计算机作图、与解释工作密切结