地震资料解释基础

第一章地震资料解释基础地球物理勘探弹性波场电场磁场重力场电法勘探地震勘探重力勘探磁法勘探

目前物探方法主要包括重力勘探：利用岩石的密度差别（以岩石的密度差为依据，在地面测量由它引起的重力变化）。磁法勘探：利用岩石的磁性差别（以岩石的不同磁性为依据，在地面测量由它引起的磁场变化）。电法勘探：利用岩石的电阻率差别（以岩石的导电性、导磁性、介电性为依据在地面测量由它引的电场变化）。地震勘探：利用岩石的弹性差别（研究人工激发的地震波在地层中传播的情况，勘测地质构造）。重力勘探法密度差原理——是根据地下介质存在的密度差引起的重力异常来探测地质构造以及介质的性质。一般认为，对于某一个地区，重力异常由区域异常和局部异常叠加而成，区域异常为常数，局部异常反映了地质构造和介质的特殊性重力勘探地面重力航空重力方法——在地面上以一定的密度布设测点，每个测点获得一个重力异常值，通过计算机处理将每个测点的局部异常值分离出来，根据岩石物理原理解释出地质构造和介质性质，达到寻找地质矿藏的目的若干测点重力异常值组成的实际重力测线模型叠代反演技术可推断地质构造和介质性质若干条重力测线平面解释可获得一个地区的地质成果重力异常立体图重力勘探——一般用来探测盆地范围和大的构造格局清楚地反映了盆地分布范围及规模优点——成本低、见效快缺点——精度低，不适合精细勘探磁力勘探法磁化率差磁力勘探地面磁力航空磁力磁法勘探——根据地下介质存在的磁化率差引起的磁力异常来探测地质构造以及介质的性质。对于某一个地区，磁力异常也由区域异常和局部异常叠加而成，区域异常为常数，局部异常反映了地质构造和介质的特殊性方法——在地面上以一定的密度布设测点，每个测点获得一个磁力异常值，通过计算机处理将每个测点的局部异常值分离出来，根据岩石物理原理解释出地质构造和介质性质，达到寻找地质矿藏的目的磁力勘探至少需要两台磁力仪同时工作，一台记录磁日变，一台进行测点磁异常的观测，最终的异常必须消除磁日变的影响。磁场为矢量场，观测时需要有相互正交的两组探头。若干测点磁力异常值组成的实际磁力测线模型叠代反演技术可推断地质构造和介质性质若干条磁力测线平面解释可获得一个地区的地质成果应用：盆地和区域构造勘探磁力异常立体图优点：效率高、成本低缺点：精度低反映磁性体分布规律，北部磁性高值区为火山口，结合重力异常可解释区域构造和介质性质前放电极电极EyEyExExHxHzHy磁传感器记录系统

两个正交的电极和三个正交的磁传感器共同接收来自经过地下介质感应的交变电磁场，经过前置放大器后传输到记录系统。对这种电磁场进行计算机处理获得地下介质的视电阻率值，解释电性界面的构造和地质属性，实现矿藏探测大地电磁阵列法——最先进、应用最广泛的电法勘探电法勘探在地球物理勘探家族中，电法勘探的种类最多

直流电法激发激化法大地电磁测深法可控源声频大地电磁测深法电磁阵列法复电阻率法超长电磁测深法等人工场（人工施加电场）探测天然场（利用天然电磁场辐射源）探测核心是利用地下介质存在电阻率的不均匀性导致电磁场的差异这一原理，通过观测电磁场的异常，达到寻找地质矿藏的目的电法勘探人工地震勘探

人工地震勘探——根据地震波传播理论，在近地表施以人工爆破，激发地震波，通过地面高精度地震波接收器记录经过反射回来的地震反射波，将这种地震波经过计算处理，反演出地质构造和介质性质，达到寻找地质矿藏的目的。地面地下界面激发点接收点反射点地震波地震勘探是当前最高精度的勘探技术，精度高，勘探成本也高可探测盆地和区域构造格局，储层物性、岩性、含油气性海拔546—636m

中间低东西高平坦草地区：557-590m

潜水面：3-8m

岩性：含胶泥沙古河道沼泽区：546-570m

潜水面：1-8m

岩性：含沙胶泥高岗区：高程：585—635m

潜水面：8-30m

岩性：灰沙,白,红胶泥西南部有风化岩

工区概况表层地震地质条件工区地表高程含沙胶泥含胶泥沙红胶泥地震勘探工程工序地震资料处理地震资料采集地震资料解释在测区内布置地震测线，进行人工地震，用检波器接收地震信息，再通过地震仪记录在磁带上。此外，还要取得一些辅助资料，如：低降速带测定和对地形、测线位置的测量等利用计算机对原始磁带记录的地震信息进行各项处理，得到可用于解释的二维剖面和三维数据体，以及对检测岩性、油气有意义的多种地震参数将处理后的地震信息变成地质成果的过程地震勘探是当前最高精度的勘探技术，精度高，勘探成本也高可探测盆地和区域构造格局，储层物性、岩性、含油气性SN388WT-50放置检波器检查放线激发接收传输记录质量监控计算机处理二维地震勘探——在地面上以一定的间隔布设观测线，沿观测线方向以一定的间隔布设激发点三维地震勘探——在地面等间隔同时布设若干条观测线，垂直观测线方向激发计算机处理获得地震剖面或三维数据体地震地质层位标定地质构造解释地层岩性解释地层有效厚度解释地层孔隙度解释地震概查地震普查地震详查地震精查高分辨三维地震开发地震三维地震1：50万1：20万比例尺1：10万1：5万1：5万1：2.5万200m等值线距

50m100m25m50m地震勘探阶段丰字型网等4kmX8km1kmX2km2kmX4km0.5kmX1km测线网格二维地震勘探Analog纵向干扰波调查解编图◆

干扰波调查011302261339245235654011302261339245235654横向干扰波调查解编图☆噪音测试试验工作贝尔西北系统试验点2试验项目影响范围反射层370mT2500mT2-1650mT2-2750mT5T1T2◆

考核试验点-361257.5（原始单炮）单炮记录

现场处理工作SW18现场剖面贝10井地震合成记录及井震对比图贝10井构造解释显示功能可以直观的描述构造。还可以分析构造和沉积环境。多个数据体,多种剖面和切片显示显示方法：任意切片/剖面显示任意折线/曲线显示三向组合显示顺井剖面显示

红蓝剖面是速度数据体，黄色任意剖面是地震数据体栅状对比图第四章构造解释及成果局部构造特征杏五号构造杏-5构造该构造在T3-1、T2Y3、T2、T1G4、T1-1、T1、T06等7层上均有发育,在T3-1层构造图上，为一断鼻，面积1.30km2，幅度75m，圈闭线为海拔-2910m。典型局部构造描述30年代第一次飞跃由折射地震法改进为反射法50年代第二次飞跃出现多次覆盖技术60年代第三次飞跃数字地震仪及数字处理技术70年代初期第四次飞跃偏移归位成像技术70年代后期第五次飞跃三维地震勘探技术90年代第六次飞跃高分辨率与三维地震结合地震勘探技术的发展历程地震勘探理论的每一次突破，实现了地震勘探技术的新飞跃地震勘探技术的每一次飞跃，都带来油气勘探新时代的来临地震勘探几次重要技术进步1、从折射地震到反射地震2、单次覆盖到多次覆盖，组合3光点、模拟磁带到数字化数字滤波偏移成像可视化属性分析4二维地震到三维地震

5偏移成像小断层5-10米薄储层3-5米河道摆动相变快6、高分辨率地震勘探小断层、薄互层、河流相、低幅度等油气藏勘探需要高分辨率三维地震勘探

回顾物探技术的发展历程，物探技术始终处于不断创新、飞速提高的过程之中。至今它已经形成了一个复杂、庞大而完整的科学体系。数学、物理、计算机以及地质学的各个分支都渗透到这个领域之中。第一节地震波的基本特征一、波的类型1、按传播机制划分（质点振动方向）纵波：质点振动方向与传播方向一致。横波：质点振动方向与传播方向垂直。炸药爆炸以猛烈的膨胀作用为主，因此主要造成岩石的膨胀和压缩这种形变使质点振动的方向与波的传播方向一致（受胀缩力）即产生纵波（压缩波）。但是由于实际的爆炸作用不具有球形对称性，以及实际的地层不是均匀介质，因此了也会产生使质点沿着与波传播方向相垂直的振动，即形成横波（受剪切力作用）[切变波]但同一波爆炸产生的纵波比横波要强得多。目前，在地震勘探中，主要利用纵波，在同一种固体介质中，纵波传播速度比横波传播速度VS大得多。横波波速最小为零，最大仅达纵波波速的70%，由于流体介质，只能传播纵波，不能传播横波，地震勘探中同时利用纵波和横波进行勘探就有可能取得更多关于介质性质的信息。从另一角度又分

2、按传播路径划分在地震勘探中用炸药激发时，一声炮响之后会产生各种各样的地震波：（先讲几种简单的）‘（1）反射波产生反射波的条件：当入射波垂直入射界面的产生反射波的条件为：（不存在转换波）波阻抗反射波的强度（振幅）决定于波阻抗差与入射波的强度波阻抗的差值越大，反射波越强。

＞0时，反射波相位与入射波相位相同＜0时，反射波相位与入射波相位相反。叫反射系数，严格地说，波阻抗界面才是反射界面，速度界面不一定是反射界面，岩性面也不一定是反射界面（与大的时代界面基本一致）几点重要认识（1）反射波形成的条件：当界面波阻抗相等时只有透射而无反射，只有界面波阻抗不等时才能产生反射波，这是界面形成反射波必要的物理条件。（2）反射波强度：波阻抗差越大，反射系数越大，反射波越强；反射波的强度不仅随波阻抗差增大而增强，还随波阻抗之和的增加而减弱。由于一般地层的波阻抗随深度增加而加大，浅层反射界面具有相同的波阻抗差时，深层反射界面反射系数相对变小，反射波强度减弱。（3）反射极性：当反射界面下介质波阻抗大于入射介质波阻抗时，反射波于入射波的相位相同，称为正极性反射；反之，反射波于入射波相位相反，相位相差1800，称为负极性反射，利用反射极性的变化，可判断地下岩层性质。

＞0时，反射波相位与入射波相位相同＜0时，反射波相位与入射波相位相反。叫反射系数，严格地说，波阻抗界面才是反射界面，速度界面不一定是反射界面，岩性面也不一定是反射界面（与大的时代界面基本一致）②透过波：

当θ2=90°时产生滑行波则（V2＞V1）③滑行波（过渡波）：产生滑波的条件：介质之间的波速V2大于介质的波速V1，④折射波：透射波在第二种介质中沿界滑行，其沿界面滑行的速度为V2，这种现象叫全反射，我们把开始出现“全反射”时的入射角叫临界角，即当入射角=临界角时产生滑行波。由于滑行波沿界面滑行引起另外的效应，由于介质1与介质2是密接的，滑行波传播过程中，反过来影响第一种介质，并在第一种介质中激发新的波，这种由滑行波引起的波在地震勘探中叫折射波。（首波）（即透射波的能量都集中在界面附近，能不断向上转化给首波，形成折射波的能量）形成折射波的条件：V2＞V1θ=θC对于多层介质只有当下伏地层速度大于上伏地层的所有各层速度时才能产生折射波。在实际的地层剖面中只有某些地层能满足形成折射波这个条件，因此“折射层”的数目要比“反射层”的数目少得多。⑤直达波：从震源直接沿测线传播的波，没有遇到分界面。1、什么是多波多分量勘探？纵波又称为P波(Primary)、涨缩波(CompressionalWave)，质点震动方向与传播方向一致；横波又称为S波(Secondary)、剪切波(ShearWave)，质点震动方向与传播方向垂直；转换波是指纵波或横波在界面处转换为另一种波型；多波是指纵波、横波、转换波等各种波场多分量是指用多分量检波器接收到的各种波场的投影多波多分量勘探（Multi-wavemulti-componentseismicexploration)又称为矢量勘探，是指综合利用纵横波震源和多分量检波器对各种波场进行观测，以揭示更多的地下构造、岩性和油气信息的勘探技术。多波多分量勘探技术概述

多波勘探方法研究基础理论基础理论2、转换波勘探可以得到什么？P-PSV-PSH-PP-SVSV-SVSH-SVP-SHSV-SHSH-SHSource:PSVSHZXYReceiver多波多分量勘探技术概述3、为什么要用转换波？纵波的传播速度受岩石骨架和孔隙流体的综合影响，而横波速度仅与岩石骨架有关，综合利用各种波场可以揭示更多的地下构造、岩性和油气信息，减少纵波勘探的多解性和不确定性。多波多分量勘探技术概述横波速度各向异性一般是纵波的4倍左右，利用转换波可更好地研究地下各向异性转换波与纵波有不同的AVO特征，联合反演可获得更准确地储层物性参数P-waveMulti-componentV0(slow)V90(fast)<lPhotocourtesyD.SprattVTI各向异性横波对各向异性更敏感(Bakulin,1999)HTI各向异性横波对裂缝更敏感转换波的形成和反射系数变化规律入射角反射系数4、多波多分量的历史1828年，Poisson首先对弹性波进行了研究，后来Stokes,Kirchhoff,Cauchy,Green,Rayleigh,Knott,KelvinandLame对弹性波传播问题进行了发展。1897年，Oldham首次在天然地震中发现横波的存在，并通过分析发现了地核外表的液化面。1941年，Ricker在工程上首次提出利用纵横波速度求取岩性参数。1966年，Puzyrev(Russia)首先将反射横波(SH)应用于地球物理勘探。1975年，PS转换波第一次应用于地球物理勘探。1980s，Galperin(Russia)、Crampin(Scotland)、Naville(France)开始利用井中资料研究横波分裂现象。1980年，Amoco(Texas)、CGG(Alberta)、CSM(Wyoming)开始利用地面记录研究横波分裂现象。多波多分量勘探技术概述多波多分量勘探技术概述目前国外勘探现状：

研究热点:改善断层、盐下、气层下构造成像;油气预测;岩性分析;裂缝检测及各向异性分析主要工区:加拿大阿尔伯塔省美国墨西哥湾英国北海中东(沙特、阿曼等）北非多波多分量勘探技术发展趋势:由纯横波为主转向以转换波为主3D多波发展迅速海上多波勘探日益普及处理方法由叠加成像走向叠前偏移成像地面多波和VSP三分量的结合日益紧密概述多波多分量勘探技术目前国内勘探现状：

研究热点:改善气层下构造成像;油气预测;岩性分析;裂缝检测及各向异性分析主要工区:伊盟、苏里格四川新疆轮南大庆、胜利南海、渤海

与国外一样，陆上应用效果不明显，海上效果明显。概述§4.2多波地震勘探的理论基础概述第四章多波地震勘探第二节多波地震勘探的理论基础概述一、纵波、横波、转换波1．纵、横波从地震波动力学中已知，地震波在弹性介质中会产生两种波，一种是在介质中质点振动反方与波的传播方向一致的纵波，其传播速度

vp=｛(λ＋2μ)/ρ｝1/2

（4-1）式中λ为拉梅常数，μ为切变模量，vp为纵波速度。地震勘探中多年来是利用纵波进行勘探，由于纵波的特点，只需用一个垂直分量的检波器记录即可（见图4-1（a））；另一种是介质中质点振动的方向与波传播的方向相互垂直的横波，其传播速度vs=(μ/ρ)1/2

（4-2）式中，vs横波速度。有两种横波，一种是在射线平面以内传播的SH横波，一种是垂直于射线平面的SV横波。这两种横波耦合在一起，所以横波具有极化性（见图4-1（b）），产生横波的震源，必须具有剪切力。横波有其独特的优点，将在下面阐述。多波多分量勘探技术多波采集横波震源车1、激发人工锤激法激发纯横波多波多分量勘探技术多波采集多波多分量勘探技术多波采集orthogonalconfigurationGal’perinconfigurationsingle-componentgeophonesthree-componentgeophones单分量检波器陆上三分量检波器2、接收设备陆上海上体波：在弹性分界面上形成的反射波、折射波，从三维空间来说，它们随着时间的增加，向整个弹性空间的介质内传播，统称为体波，意指它存在整个弹性空间。面波：分布在自由界面附近的面波称为Rayleigh面波---地震干扰波。面波传播时，通过传播方向的铅直面内沿椭圆轨迹倒转运动，椭圆轨道的长轴是垂直的，差不多大于水平轴的一倍半。可认为这种运动是由相位彼此相差90°的纵横两种振动合成的.表面介质和覆盖层之间一种Love在深部二个均匀的弹性层之间，还存在类似瑞雷面波（stoneley）史东尼面波。瑞雪面波能量差不多只集中在大约1个入R的范围内。瑞雪面波能量差不多只集中在大约1个入R的范围内。特点：①能量集中在介质弹性分界面附近。②能量随（波的传播半径）而衰减，较体波衰减慢。③VR=0.9553VS比横波低。④是面极化振动⑤具有波散现象。指波在介质中的传播速度是频率之函数，即速度随频率而变。质点沿与波传播方向成反方向的椭圆轨道运动。在无限均匀介质中，只产生纵波和横波，纵波和横波可以在介质的整个立体空间中传播，所以合称为体波。地表面是岩石和空气接触的分界面（称为自由表面），在地下有许多不同岩层的分界面，这时除了纵波与横波外，还会产生一些表面或不同弹性的介质分界面有关的特殊波，这种类型的波只在自由表面或不同弹性的介质分界面附近观测，其强度随离开界面的距离加大而迅速衰减叫面波，面波是一种干扰波。面波和直达波有不同，直达波是纵波，在介质的内部传播，而面波是脉冲波、构成面波脉冲的每一个单频波都只有其自己的传播的速度，物理上称为相速度。整体速度、群速度。※面波的频散特点已被利用于工程勘探，因为瑞雷面波向地下传播的范围约等于一个波长入R的深度，所以在地表测量得到的瑞雷波速度被认为是1/2波长深度内的介度的平均速度，故用可改变振动频率的震源激发瑞雷面波，即改变瑞雷的波长入R，每次激发用不同的频率，频率由高到低，探测的深度则由浅变深，在地面两个固定接收点放置检波器，测定瑞雷所在接收点间的传播时间和频率，即可计算平均速度VR和深度h，分析所测量的结果，可进行速度分层，经换算后便得到各分层的横波速度参数。地震波V随f变化很小，影响不大，但面波较大，可利用面波的频散特点进行工程勘探。传播在介质的表面，振动方向不是纵向也不是横向，而是回旋式的，天然地震就是如此。地震勘探中的瑞雷波（俗称地滚波），通常以低频率，低速度出现，它强烈干扰记录纵波，所以要被消除。在进行反射波法地震勘探中，目前主要是利用反射纵波，习惯上把这种我们利用的波称为有效波，相对于这种有效波而言，妨碍我们记录有效波的其它波称为干扰波。例如：面波，爆炸后在空气中传播的声波，各种风吹草动等自然因素以及人和车马的走动等，人为因素引起的不规则振动都是干扰波，直达波，折射波有时也是干扰波，在地震勘探中一个十分重要的问题是如何压制各种干扰波，以便使有效波能清晰地被记录下来。二、地震波的特征1、地震波的性质地震勘探时，在地质介质中用爆炸的方法给岩石以巨大的冲击力，在爆炸点附近，岩石因遭受爆炸力的破坏而形成一个破坏区，远离爆炸的范围，岩石因受力较小，可视为弹性介质，产生弹性振动，从而激发地震波。有爆炸所激发的地震波不同于一般的简谐波，是非周期性的，没有固定的频率、稳定的振幅和连续振动。首先，由爆炸产生的振动具有非周期性的脉冲性质，即振动只在一段时间内延续，地震波震源不足以补偿质点振动因阻尼而损耗的能量，因而岩石中质点振动是不稳定的。其次，实际的地质介质与理想的弹性介质不同，岩石中的质点由于摩擦阻尼的作用不能形成稳定的周期性的振动。地震勘探中遇到的地震波，就是地下岩层中的弹性波，也遵循关于波的一般运动规律。

动力学特征：波形、频谱、振幅等；运动学特征：波前和射线、时距曲线、视速度。2、波形振动在弹性介质中的传播过程（波动），实质上是质点位移随时间和空间（质点的空间位置）变化的过程。波形:描述质点随时间和空间变化的图形。如果在地面上沿某一条测线观测地震波，质点的空间位置用X表示，振动时间用t表示，质点的位移用u表示，则地震波的波形可以用u(x,t)的函数关系（称为波动方程）表示。地震波的波形又可分为振动图形和波剖面两种，分别用u(t)和u(x)表示。波在传播过程中，某一质点的位移大小是随时间而变化的，振动图形：描述某一指点位移与时间关系的图形。波在传播过程中的某一时刻，介质中各个质点的位移也是不同的，波剖面：描述质点位移与空间位置关系的图形。（1）振动图形振动图形反映了地震波在传播过程中，某一质点随时间振动的特点，用振动的周期、频率和振幅可以区别不同的振动。周期振动：振动过程中周期或频率保持不变的振动。（谐振动）非周期振动：振动过程中周期或频率是变化的振动。（脉冲振动）地震波属于脉冲振动，地震勘探中所获得的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质点振动的脉冲图形。

地震勘探中，振动的正向极值叫波峰，负向极值叫波谷，波峰的个数习惯上称为相位数。如第一波峰叫第一相位。在地震资料对比中所说的“波形特征”就是指振动相位数、视周期、视振幅及其相互关系。同一界面来的波，其波形特征是相似的，不同一界面来的波，其波形特征是不同的，这就是在地震资料解释中经常运用的基本原则之一。（2）波剖面和振动图形一样，波剖面也可以用图形表示，横坐标x表示波在任意直线上各个质点的平衡位置，纵坐标u表示在某一时刻t各个质点的的位移情况。

第二节地震剖面特点与地震资料处理流程

一、地震剖面的一般概念地震记录的形成是爆炸时产生的尖脉冲，在爆炸点附近的介质中以冲击波的形式传播，当传播到一定距离时，波形逐渐稳定，称这时的地震波为地震子波。地震子波在继续传播过程中，其振幅会因各种原因而衰减，但波形的变化却可以认为是很小的，在一定条件下可以看成不变。地震子波在向下传播过程，遇到波阻抗分界面就会发生反射和透射。最后，地震子波从地下各个反射界面反射回来，这些反射回来的地震子波在波形上严格讲是有差别的，近似地可以认为一样，并且这些反射子波在振幅上有大有小(主要取决于反射界面的反射数的绝对值，极性有正有负(取决于反射系数是正或负)，到达时间有先有后(取决于反射界面的深度和波速)。1、地震剖面的种类

构造解释水平叠加剖面偏移叠加剖面岩性勘探和烃类检测[速度剖面、三瞬剖面、保持相对振幅剖面（亮点）、反射系数剖面、波阻抗剖面。]水平剖面叠偏剖面T2_0_2025Hz55Hz85HzT2_Int_Amp在频率域沿层振幅切片上，可以清晰地看出河道砂体、河口坝砂体的展布特征。

振幅属性喷溢相火山沉积岩相爆发相强振幅、较连续、成层性好

火山岩储层地震识别技术预测有利火山岩分布区成层性好，连续或较连续、强振幅、平行反射

丘形反射，火山岩顶面一般为一上超面，内部反射杂乱或断续弱反射

喷溢相火山沉积岩相爆发相高阻抗，连续中高阻抗，较连续中低阻抗，断续波阻抗反演剖面2、时间剖面的显示形式

<1>波形记录：保持原有的振动图形，以振幅的大小表示波的强弱，以振动的形状（周期、相位）表示波的固有特点。（反映界面起伏的直观性差）<2>变面积记录：地震波的强弱显示为梯形面积的大小。（波的动力学特征细节不清）<3>波形加变面积：用波形+波峰上的面积表示子波的强弱。（波峰涂黑，突出反射层次；波谷空白，便于波形分析和对比）<4>变密度：用光线密度和色调表示子波的强弱。（彩色）优点是：更加直观，表现地震信息的动态范围更大。波形加变面积

松辽盆地北部齐家北地区地震资料解释断层解释变密度剖面波形变面积剖面3、时间剖面的特点经水平迭加后剖面，已相当于地面各点自激自收剖面。一般情况下（地层倾角小，构造简单），能直观地反映地下地质构造特征，同时也保留了各种地震波的现象和特点，为我们进行地质解释提供了直观的丰富的资料。但是我们又必须十分清楚地认识到时间剖面并不是沿测线铅垂向下的地质剖面。当地层倾斜时时间剖面与地质面之间有许多重要的差别。特点：①在测线上同一点，由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。另外，时间剖面的纵坐标是法线反射时间t0，不是深度h，（v随深度面变化）所以，时间剖面上的反射同相轴，所反映的界面形态有假象。要引入速度函数，把t0变换成h后，才能与钻井剖面或测井曲线对比。同相轴：地震记录上波的相同相位连线叫做同相轴天然堤分流河道天然堤分流河道间分流河道间分流河道间分流河道分流河道天然堤决口扇解释序号层段综合解释微相相优势分流河道分流河道2.5m视电阻率曲线自然电位井深岩性剖面颜色分流河道‘岩电关系’及测井相22松辽盆地北部齐家北地区地震资料解释单井沉积微相联井剖面T06T1T1G4T2金75金76金81金井合成记录

61T06T06T1T1G4T2T1T1G4T2地震反射界面的地质意义当地震波投射到两个速度和密度不同(即具有波阻抗差)的地层间的界面时，在此界面上会产生反射，因此，从根本上说，地震反射界面是物理界面。当然，由于地层厚度的不同，相邻地层间距不同子波形状不同、子波延续时间不同、子波频率不同以及子波随深度变化在形状、频率上的变化，当地层厚度小于波长的一半时，来自不同反射界面的反射波之间相互干扰，使波形畸变，造成解释上的困难。这意味着地震反射只能分辨那些大于一定厚度的物理界面。因此，提高地震分辨率，才会提高解释精度，此外，地震剖面中可能出现多次波、绕射波、侧面波和断面波，在解释之前也必须尽可能地消除，以求得正确解释。地震反射界面的地质意义

地震反射界面到底代表何种地质意义，这是每一个地震解释人员必须掌握的原则。这个原则就是：地震反射界面基本上是追随地层沉积表面的年代地层界面，而不是没有时间意义的单纯岩性地层界面。

地震反射界面的地质意义

对于这一基本概念可以从理论上解释为：只有沉积表面(包括不整合面)是空间中连续的具有波阻抗差的界面才能构成连续的反射。虽然由于沉积环境、物质来源的变化，在这个界面上的波阻抗差在空间上有所变化，但这些变化只影响反射强度(振幅)和连续性的变化，不会影响它的延续性。反之，单纯的岩性地层界面在客观上是指状交互的、不连续的、不平整的、人为对比画出的界面。客观现实中不存在完整的，连续光滑的单纯的岩性地层界面。这可以用下面的例子进行分析。图1.22为我国南海地区的一张地震剖面，图1.22三角洲沉积在地震剖面上的特征（南海地区c－427测线）地震反射界面的地质意义地震反射界面的地质意义

图中的“前积”现象代表着第三系时期的一个三角洲向前推进的过程。由图中可以看出地震反射是追随这些向前推进的前积层面的。作为三角洲沉积，按其沉积分异作用，由上而下粒度逐渐变细，而且按岩性可分为顶积层、前积层和底积层(图1.23)。由图1.22的地震反射看，地震反射界面与顶积层、前积层和底积层的分界面是没有关系的。这一点可以说明具有相同测井曲线特征的分层界限，并不代表具有时代意义的沉积层面，具有穿时现象。这一点是极为重要的。图1.23三角洲向前推进示意图②时间剖面上的反射同相轴及波形本身都包含了地下地层的构造和岩性信息。

反射同相轴是与地下界面对应的，一个界面的反射特性又与界面两边的岩性有关。一个反射波并不是与一个层简单对应，而是与两个层有关。必须经过一些特殊的处理（波阻抗技术等），能把反射波包含的界面信息转换成为与“层”有关的信息。这时才能与地质和钻井资料更直接地对比。

松辽盆地北部齐家北地区地震资料解释

地层及构造发育史inline198线剖面特征T2T1T02T06T5T5精细层位标定与以往解释层位对比T5T4深层的箕状断陷解释模式断裂特征断层的多期发育特征（1）断陷期断层发育在T4、T5两层，划分为早期控边断层，早期的基底断层，和断陷期的滑脱型断层。断陷期断层特征控陷断层基底断裂滑脱断层③：水平迭加剖面上存在偏移现象(地质剖面反映的是沿测线铅垂面上的地质情况,而时间剖面得到的是来自三维空间的地震反射层的法线反射时间(射线平面),并显示在记录点的正下方。当界面倾斜时，水平迭加剖面上反射波的位置不与反射点的位置一致，反射点向下倾方向偏移，这种现象称为水平迭加剖面的偏移现象。从图中可以看出，两个反射波的反射点都不在共中心点正下方，而是沿界面向下倾方向偏移了一段距离。偏移前后比较现场处理工作（绕射波）SW03现场剖面（过乌兰诺尔泡）④在构造复杂的地区，在时间剖面上还会出现各种异常波，如由断点产生的绕射波,断面产生的断面波,凹界面的回转波等，它们的同相轴形态与地质剖面完全不同，不能直接用来用地质解释。（必须经过严格处理才能用来解释，恢复真实面貌）。绕射波、回转波二、地震资料处理流程地震勘探可分为野外采集、资料处理和资料解释三个阶段。这三个阶段是紧密相关的。只有质量较高的原始资料才能为处理工作提供良好的物质基础。同样，在原始资料相同的条件下合适而先进的处理技术和方法的应用能获得更真实地反应地下地质情况的地震剖面。近年来用地震资料研究岩性、油气和复杂构造等地震勘探技术的发展，也正是和“波动方程偏移”、“反褶积”、“声阻抗技术”等一系列处理方法逐渐完善密切相关的。因此，进行地震资料解释应对处理流程和方法有所了解，有助于分析和判断地震剖面上的各种异常现象是处理因素选择不当造成，还是地下岩层的真实反映；进而对处理方法或参数提出改进意见。（一）地震资料数字处理流程可分为三大部分：（1）首先把数字磁带记录上的地震信息输入到计算机；（2）在计算机里对输入的地震信息进行各种整理（如数据重排、动静校正）和各种处理（如各种叠加和滤波处理）在这些处理中有些是必做的，有些则根据要求和地震资料的具体特点有选择的进行；（3）成果资料的显示，即把处理的成果输出并以各种表格、曲线或剖面图、平面图的形式显示出来供解释用。进行处理的内容很多，采用各种处理的方法的主要目的可概括为四方面：（1）提高地震资料的信噪比，压制在野外接收时没有有效的压制的干扰波；（2）提高地震记录的分辨能力；（3）消除由于野外工作方法的限制以及地面与地下地质条件在地震剖面上造成的各种假象；（4）提取各种有助于解释的地震参数。下面以水平叠加剖面处理流程为例，简要介绍几种常规处理方法的基本目的。（二）水平叠加剖面处理流程P波处理流程置观测系统解编野外静校正、折射波静校正叠前去噪（面波、线性干扰、单频干扰等）速度分析剩余静校正地表一致性振幅补偿、地表一致性反褶积统计子波反褶积、预测反褶积RNA叠加叠后提高分辨率、提高信噪比处理三分量炮集予处理纵波静校正地表一致性处理叠前去噪纵波速度分析动校正剩余静校正叠加偏移叠后属性提取转换波波速度分析转换波动校正剩余静校正叠加偏移横波静校正叠加偏移各向异性分析抽CCP道集反褶积多波资料处理流程原始资料分析试验工作处理流程地震资料处理主要流程山地占全区32.5%

丘陵占全区47.5%

平原占全区5%

砾石、冲沟占全区15%

1、分析工区的表层地震地质条件采集高频干扰能量分析原始炮集（T2500、F180）高频干扰能量分析原始炮集（T4000、F180）高频干扰能量分析20560211602080020780高频风力检测分析Exit静校正去噪能量补偿

反褶积

叠加偏移试验工作静校正：即地震勘探表层因素的校正。在计算静校正值时要任选一个海拔高程作为基准面（实际中一般选地形起伏的中线），将所有的炮点和接受点校正到这个基准面上，把由于低、降速带引起的时间延迟校正掉。静校正：折射波静校正层析成像静校正绿山静校正应用折射波静校正量前后的初至前后应用静校正之后消除了地表因素和低降速带对层位的影响静校正去噪能量补偿

反褶积

叠加偏移试验工作FX域去噪TX域去噪τP域去噪F-K域去噪大值干扰衰减前后静校正去噪能量补偿反褶积

叠加偏移试验工作振幅补偿就是消除地震记录纵向和横向上的能量差别，使记录在时间方向和空间方向的能量达到基本一致。

球面扩散补偿地表一致性振幅补偿球面扩散补偿后的单炮振幅补偿就是消除地震记录纵向上的能量差别，使记录在时间方向能量达到基本一致。地表一致性振幅补偿及球面扩散补偿前后单炮补偿后图12-1前后振幅补偿就是消除地震记录横向上的能量差别，使记录在空间方向的能量达到基本一致。Q补偿技术静校正去噪能量补偿

反褶积叠加偏移试验工作反褶积：地震记录是震源子波信号和层位波阻抗等地下信息的褶积过程，反褶积就是消除子波等因素，获得层位波阻抗信息的过程

地表一致性反褶积预测反褶积组合反褶积反褶积前叠加剖面地表一致性反褶积后叠加剖面

62.0线STK叠加与DMO叠加剖面对比STK叠加DMO叠加叠加就是对地下同一点的反射信息进行累加，得到地震剖面STK叠加是水平叠加，DMO叠加考虑了倾角信息，沿倾角叠加，使倾斜层成像效果更好。静校正去噪能量补偿反褶积

叠

加偏移试验工作FX域一步法偏移相移偏移克希霍夫偏移波动方程偏移偏移是把地下的反射能量归位到正确位置的过程。使叠加剖面上的绕射能量正确归位，断点更加清楚、断面更加清晰、构造更加合理

565线偏移剖面

565线叠加剖面二维剖面三维剖面叠前时间偏移剖面（265线）常规叠后时间偏移剖面（265线）处理效果

输入

数据重排

速度分析

动校正

提供速度参数

水平叠加组合、滤波、浅层加权等显示前处理显示时间剖面1、预处理地震信息输入主机后要进行初步加工，使其能满足计算机自处理方法的要求，习惯上把这些工作叫预处理。一般包括：剔除不正常的炮和道、数据重排、登录道头、抽道集、增益恢复、切除等。（1）剔除不正常的炮和道：为了提高数字处理的效果，对某些不合要求的地震信息（废炮、缺炮和工作不正常道和异常野值）都要剔除不用，剔除的方法是将其数据充零。另外，对于极性接反、道序接错的道都要进行处理。（2）数据解编和重排：由于地震仪器型号和记录方式不同，磁带地震记录的格式也不一样，数据解编和重排就是要从各种各样的记录格式中，把地震采样数据读出来，其一、把按时分道排列的数据块，转变成按道分时排列的数据块。其二。改变原来每四个振幅的增益码和尾数放在一起的数据排列方式，使每一个振幅值的增益码和尾数放在一起，成为一个浮点数。模拟磁带信号转换为数字信号时，即已转换为按道序排列的数，不必经过数据重排。（3）登录道头：经过解编后后的地震记录，是按道序排列的，每一道前只有一个道头，后面是这个道的采样数据。道头用来描述该道的记录特征，如炮号、道号炮检距、最大振幅值、记录延迟时、反射信号等。（4）抽道集：有了道头信息，就可以把野外地震记录道根据需要按一定的规律重新排列，道集有四种，即共反射点道集、共炮点道集、共接收点道集和共炮检距道集，最普遍用的是共反射点道集。（5）振幅控制：由于波前发散吸收衰减等因素，造成地震波浅层反射和深层反射振幅差别很大。同一道地震记录浅层能量强，深层能量弱；不同道地震记录则是小炮检距振幅大，大炮检距的振幅小。振幅控制就是把这种差别很大的振幅控制在某一范围内，将强振幅减弱，弱振幅相对放大，亮点处理时为了保持地震波的真振幅，不进行振幅控制。（6）切除：切除分为初至切除和中间切除两部分。初至切除，地震记录上，最先接收到的地震波，小炮检距是直达波大炮检距是浅层折射波。由于传播距离短，能量特强，加上与反射波之间的干涉，在记录的头部形成一条破坏带，必须切除，以免影响叠加效果。初至切除从每个道的初至时间开始，切除相当或略大于破坏带的宽度。中间切除，在记录中间某些强烈干扰带，如面波、声波或侧面波等，有时强度比有效波大，这些部分如果参与叠加，反而会造成不良效果。有时宁可减少叠加次数，也应切除。2、静校正和动校正（1）静校正：基准面校正和剩余静校正。由于地面高程（如山、谷或其他地形特征），低速带或风化层等厚度变化，低速带的速度变化均会使得平反射发生畸变，为了消除这些近地表异常的影响，反射时间必须校正到同一基准面上称为基准面校正。实现静校正的方法比较简单，即按静校正量所确定的内存单元数，把记录到的振幅离散值进行整体搬家。静校正量为正时，向少时间方向移动，为负时，则向多时间方向移动。静校正工作在地表条件复杂的地区，如四川、陕甘等地，是不可缺少的。即使在地面平坦的地区，由于其低速带或风化层等厚度变化，为了进一步提高地震资料的质量，也应做好静校正。（2）动校正：由时距曲线分析可知，来自同一界面反射波记录上同相轴的形状是一条双曲线，不能直观地反映地下界面形态，因此要进行动校正。这种把双曲线形式的时距曲线或同相轴变成与其中心点回声反射时间一致的直线的方法叫动校正。完成动校正后就可以进行水平叠加，即把经过动校正的共深度点道集内各道各个相同时刻的离散振幅值叠加起来，就得到经过共深度点叠加后的一个地震道。3、叠加后的加工为了进一步改善剖面质量，还需做一些加工和修饰。常用的方法有浅层加权、道平衡、相干加强等以及各种滤波技术。（1）浅层加权：由于初至切除和动校正畸变带的切除，会造成同一道集内深浅层之间叠加次数的不同，例如浅层有的时间段是一次叠加，有的是二次、三次，这样叠加后会产生能量不均衡，为了使浅层能量均衡，叠加时需要进行浅层加权叠加，从而改善因切除造成反射能量不均匀现象。（2）相干加强：是改善地震记录同相性、削弱随机干扰的一种方法。基本思想是根据剖面上每个记录与相邻记录道的相干性（也可叫相似性）进行加权，相干性越好加权值越大，这样就使同一条同相轴内的各道波形改造得更相似并且加强，把随机干扰进一步削弱。但有时容易造成假同相轴。（3）道内平衡（动平衡）：一个地震道内的各个波组的能量是不均匀的，有强有弱。经过叠加后，在叠加道上不同波组能量上的差别会更加明显。不同波组之间的这种能量上的差别是一种有用的波组特征，如果相差太悬殊就无法显示。所谓动平衡就是叠加后的一种振幅控制手段，目的是使同一道浅中深层在能量上比较均匀些，相差不会太悬殊，便于显示。4、显示完成叠加后的加工，就可以显示水平叠加剖面。显示设备是一些通用的绘图装置或地震专用的时间剖面显示仪。显示过程实质是一个数模转换过程。即把叠加后的数字化地震信息转换成连续波形，并按一定的方式显示出来。水平剖面叠偏剖面两种剖面比较

第三节偏移现象和偏移归位第四节地震勘探的分辨能力影响地震记录分辨能力的因素很多，例如子波延续时，大地滤波因子、记录仪器等。理解地震勘探的分辨能力在解释工作中具有重要的实际意义。特别是我国含油气盆地多为陆相碎屑岩砂泥岩互层，砂体分布范围小，小断层系发育，理解地震记录的分辨率有助于确定解释精度和对比的标志。下面从子波的基本概念，论述地震资料垂向分辨率和横向分辨率。一、子波的概念在信号分析领域中把具有确定的起始时间和有限能量的信号称为子波。在地震勘探领域中子波通常指的是1—2个周期组成的地震脉冲。由于大地滤波器的作用，尖脉冲变成了频率较低、具有一定延续时间的波形，成为地震子波。一般情况下，地震子波在地层中传播，随着传播距离的增加，其振幅和波形要发生变化，但一般认为很小，实际工作中根据子波能量分布状况分为最小相位子波；最大相位子波；零相位子波。最小相位子波，有时称为前载子波，能量集中在前端；由于大多数脉冲地震震源产生的原始脉冲是接近最小相位的因此，地震子波一般是最小相位（最小延迟）子波。最大相位子波则可能主要集中在尾部。零相位子波能量主要集中在中间，且波形对称。

由于子波在反褶积、反滤波、正反演模型计算中直接影响道地震勘探的分辨率和地层结构解释的正确性，因此，正确地求取子波是十分关键性的工作。求取子波的方法很多，概括起来有：用声波测井资料求取地震子波，用地震记录的振幅谱求取最小相位子波，从地震记录上直接选择地震子波，或者选用某个频率的理论子波，如雷克子波。

二、地震子波与分辨能力的关系在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。（1）子波的分辨能力主要决定与子波的频带宽度。当子波的相位数一定时，则频率越高，子波的延续时间越短，分辨能力越高。应当明确，脉冲的尖锐程度，主要决定于频带宽度，而不只是频率成分的高低。如图1—16，图1—16（a)是一个宽频带的零相位子波及其频谱示意图，其延续时间比较短。

图1—16（b)、(c)是一个低频、窄频带的零相位子波，主频与图(a)相同，但频带窄，延续时间比图(a)长。比较图(b)、(c)两个子波的频谱可以看出虽然它们频带宽度一样，图(c)的子波主频较高，两者的延续时间是一样的。图(c)的子波主频虽然比图(a)的子波高，但因图(c)的子波的频带比图(a)的窄，其子波的延续时间比图(a)的长。

（2）实践中总结出零相位子波的分辨能力较高，便于相位对比和解释零相位子波的优点主要表现在：①在相同的带宽的条件下，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。②零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，后者的计时不准确，在实际地震记录时，由于存在干扰背景，不可能准确读出初至。③实验分析表明零相位子波比最小相位子波更具有分开薄层的能力；并且零相位子波在同相轴计时，明确鉴别反射极性方面也更优越。地震分辨率R.E.Sheriff（1985）：从地震数据中能提取多少地质细节，归根到底受地震分辨率的限制分辨率是指识别出多于一个地震反射的能力,可划分为垂向和水平分辨率地震分辨率垂向分辨率：两个振幅相同、极性相反的尖脉冲间距趋近于四分之一波长时，两者相长干涉，而不能分辨。☻波长＝速度/频率随着埋深加大，波长加长，分辨率降低地震分辨率垂向分辨率：1/4波长＝1/4速度/频率1）砂泥岩埋深1524m,速度1829m/s,

频率60Hz,1/4波长＝7.6m2)砂泥岩埋深1524m,速度4572m/s,

频率15Hz,1/4波长＝76m振幅-时间厚度交会图解第一章高分辨率地震勘探地震分辨率水平分辨率：

☻利用地震资料，在横向上能分辨地质体的最小宽度或范围（Fresnel带）Fresnel带定量的定义某点周围各点传播时间与最短传播时间小于半个周期的范围称为Fresnel带T0=2h/vT1=T0+T/2=2h/v+T/2=2(h+Tv/4)/v=2(h+/4)/vT0T1T0、T1相差半个周期

宽度不等的砂岩横向分辨率模型双程时间频率速度半径2.0480确定菲涅耳带大小诺模图3000201/4波长＝1/4速度/频率1/4波长＝约40m近几年发展了地震沉积学！！！利用地震垂向分辨率难以确定的薄层砂体，可以利用地震水平分辨率来确定薄层砂体

第五节影响地震波传播的地质因素地震波在传播过程中，主要受地下和地面各种地质因素与地震地质条件的影响。从而使波的传播和运动方式发生改变，波的强度和稳定性发生变化。如地形高程、风化带和近地表速度变化对地下反射界面的影响。由于高程、风化带厚度和近地表速度的变化使其下伏的反射界面发生畸变，形成假构造。熟悉和研究这些影响因素有助于提高解释的正确