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03-地震勘资料处理与解释_地震资料的构造解释

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03 地震 资料 处理 解释 构造
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第三章 地震资料的构造解释第一节 时间剖面的对比第二节 时间剖面的地质解释第三节 大环节 ,即地震资料的野外采集、数字处理和资料解释。地震资料的野外采集和室内处理涉及到基础资料的操作,而地震资料解释就是把这些资料转化成抽象的地质术语,即根据地震资料确定地质构造形态和空间位置,推测地层的岩性、厚度及层间接触关系,确定地层含油气的可能性,为钻探提供准确井位等。很显然,这种转化和转化的质量是每个解释人员的能力、想象力的综合表现,最终的成果体现在地质解释的合理性上。构造解释 — 20世纪 70年代以前主要以地震资料的构造解释为主 ,即利用反射波旅行时 、 速度等信息 ,查明地下地层的构造形态 、 埋藏深度 、 接触关系等 。地层岩性解释 — 出现在 70年代后期 ,这一阶段包括两部分内容 ,一是地震地层学解释 ,即根据地震剖面特征 、 结构来划分沉积层序 ,分析沉积岩相和沉积环境 ,进一步预测沉积盆地的有利油气聚集带 ;二是地震岩性学解释 ,它是采用各种有效的地震技术 ,提取一系列地震属性参数 ,并综合利用地质 、 钻井 、 测井资料 ,研究特定地层的岩性 、 厚度分布 、 孔隙度 、 流体性质等 。开发地震解释 — 油田进入开发阶段后 ,地震技术为开发服务则产生了开发地震解释 ,包括油藏精细描述 、 储层参数预测 、 油藏动态监测等 。间剖面的对比一、波的对比原则二、以在时间剖面上,反射波的追踪实际上就变为对同相轴的对比。根据反射波的一些特征来识别和追踪同一反射界面反射波的工作,就叫做波的对比。一 、 反射波的识别标志 —— 对比原则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变化不大,具有相对的稳定性,就会使得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。属于同一界面的反射波,其同相轴一般具有以下四个相似的特点,也称为反射波对比的四大标志。第一节 1.强振幅2.波形相似性3.同相性4.时差变化规律上述四个标志中, 1、 2两点是用来识别在地震剖面上是否有一个波出现; 3、 4两点可以帮助我们进一步识别波的类型、特征以及对产生这个波的界面的特点作出推断。际对比方法1.掌握地质规律、统观全局,做到心中有数。2.从主测线开始对比。3.重点对比标准层。4.相位对比。5.波组和波系对比。6.沿测线闭合圈对比 (剖面的闭合 — 在正交测线的交点处,同一反射波的 间应相等 )。7.利用偏移剖面进行对比。8.研究特殊波。9.剖面间的对比。井主测线3000间剖面的地质解释一、层位划分二、标定三、断层的解释四、 1)划分构造层;( 2)确定反射层位的地质属性,了解地层厚度的变化及接触关系;( 3)对各种地质构造、断裂系统等做出合理和科学地解释。图 2中展示了大陆边缘的断裂、变迁、漂移阶段的一些特征。一、巴西 其中很重要的一项工作就是要对反射波同相轴进行层位标定 。所谓的 标定 广义来说 , 是指利用测井 、 钻井资料所揭示的地质含义 (岩性 、 层厚 、 含流体性质等 )和地震属性参数 (如振幅 、 波形 、 频谱 、 速度等 )之间的对比关系 , 判别或预测远离或缺少井控制区域内地震反射信息 (如同相轴 、 地震相 、各种属性参数等 )的地质含义 。 而层位标定就是把对比解释的反射波同相轴赋予具体而明确的地质意义 ,如沉积相 、 岩性 、 流体性质等 ,并把这些已知的地质含义向地震剖面或地震数据体的延伸过程 。 层位标定如图 2二、反射层位的确定 — 作步骤 :(1)钻井和测井资料 (如声波、密度 )的整理 ,深时转换 ,分层计算其反射系数序列 r(t) ;(2)选定或从地震剖面中提取地震子波 w(t),并与r(t)褶积 ,得到合成地震记录 s’(t); (3)井旁道 s(t)与合成地震记录道 s’(t)作比较、分析,并进行地质解释; (4)地质目标层位等地质含义的对比解释 ,工作区多个井位点上的合成地震记录构成地质目标解释的 “ 种子点集 ” ,再由点到线、到面直至到体的解释。上述工作步骤可理解为地质 — 地球物理模型的建立过程 ,如图 2’(t)或 (n)选定子波与 K(n)褶积得合成地震记录 S(t)地质信息 ,如岩性、年代、厚度等修改 K(n)或子波计算相关系数 均方误差 出井位点上地质、地球物理模型地震资料声波、密度等测井资料 先验信息 2立地质 — 应具备反射系数曲线 r(t), 而r(t)的获取是建立在速度资料和密度资料基础上的 , 由此便可得出波阻抗曲线 , 最后计算出反射系数曲线 ,这一工作通常由测井资料来实现 。 速度资料可由连续速度测井资料获取 , 密度资料可以从密度测井获得 。得不到密度资料时 , 考虑到密度的变化远远小于地层速度的变化 , 因此可以近似地假定密度不变 , 即以速度曲线代替波阻抗曲线来计算反射系数 。 此时所产生的误差一般情况下可以忽略 。 加德纳 曾根据大量实际资料得出了一个由纵波速度推算密度的经验公式:)/(5.0 p ;)/(5.0 p ; 如果有电阻率测井曲线的话 , 可以把电阻率测井曲线近似地变换成速度曲线 , 进而得出波阻抗曲线和反射系数曲线 。 因为岩层速度和岩层电阻率都是随岩层孔隙率增加而变小 , 二者之间的关系可用法斯特公式表示:6/16/1 式中 个公式的适用范围是深度大于200米 — 300米,自然电位曲线上没有特殊的峰值,并且地层水的矿化度变化很小的地层。 而且在反褶积 、 子波处理等数字处理方法中的应用也十分广泛 。 这里只把选择地震子波的主要方法列举如下:① 在地震记录上识别出单波 ,作出单波波形 ,再用人工合成地震记录的方法或其它方法检查所选用的地震子波是否合理与正确 ,反复试验 ,直至找出最佳子波 。②根据已总结出的地震子波的特点,用一些具有特殊数学表达式的波形来表示,如雷克( 波等。雷克子波在时间域和频率域的表达式如下:])(e x p [])(21[)( 22  0)(])/(e x p [)/)(/2()( 232采用非炸药震源时直接记录下震源子波的波形 。如用蒸汽枪或空气枪作震源时 , 可把子波波形进行专门记录 , 这样使用起来比较方便准确 。④ 利用实际观测到的地震记录 , 在一定的假设条件下 , 用数字处理方法求取地震子波 。 如假设反射系数r(t)的变化是随机的和地震子波是最小延迟的 。 那么 ,就可以用地震道的自相关函数作为地震子波的自相关函数 , 进而求出地震子波 w( t) 。⑤有井中观测(地震测井或 初至波记录时,可考虑用初至波波形作为地震子波波形。如果已知声波测井资料并由此换算出反射系数曲线 r(t)和相应的井旁地震记录 ,那么 ,地震子波为 w(t)可根据下述原理求得。我们知道 ,井旁地震记录 s(t)应当等于 r(t)与 w(t)的褶积 ,根据频谱理论 ,它们三者的频谱之间有如下关系:S( f) =W( f) ·R ( f) (1)根据式 (1),子波的频谱为:)(/)()( 分别计算 s(t)和 r(t)的频谱后,由 (2)式得到地震子波的频谱 W(f),再作反傅立叶变换,就可以得到地震子波w(t) ,它不需要有④中的假设条件。(2)包含楔形体、 楔形体、 楔形体、背斜地质模型 S/N= :(1)反射波同相轴错断 ,由于断层大小不同 ,可表现为反射波的波组与波系的错断 。 (2)标准反射同相轴发生分叉 、 合并 、 扭曲 、强相位转换等现象 ,这一般是小断层的反映 。 (3)反射同相轴突然增减或消失 ,波组间隔突然变化 ,这往往是大断层的反映 。 (4)反射同相轴产状突变 ,反射零乱或出现空白带 。 这是由于断层错动 ,引起两侧地层产状突变 ,以及由于断层的屏蔽作用 ,引起断面下反射波射线畸变等原因造成的 。 (5)特殊波的出现是识别断层的重要标志 ,在反射层错断处 ,往往伴随出现断面波 、绕射波等 。三、 在一定程度上还决定于解释人员对工区有关褶皱 、 断裂等构造模式的掌握程度 。 图2a) 是我国东部渤海盆地第三系拉张式构造模式示意图 。 由于受拉张应力的作用 , 断裂通常表现为正断层 。 在我国西部 , 一般表现为挤压式构造模式 , 由于构造受挤压作用 , 断裂通常表现为逆断层 , 如图 2b) 所示 。a)渤海盆地第三系拉张式构造模式示意图图 2b) 定断层要素 ,包括:( 1) 断层面的确定:断层面的合理确定 ,最理想的情况是浅 、 中 、 深层都有断点控制 ,这些点的连线就是断面 。 有时可利用特殊波来确定断面 ,当浅 、 中 、 深层都有绕射波出现时 ,那么各层绕射波极小点的连线就是断面 。 如果有断面波出现 ,在偏移剖面上它能正确归位 ,从而反映出断面的准确位置 。 ( 2) 断层升降盘及落差的确定:根据反射层位在断层两盘的升降点来确定升降盘 ,两盘的垂直深度差就是断层的落差 。 ( 3) 断面倾角的确定:当测线与断层走向垂直时 ,地震剖面上断层的倾角为真倾角 ,当测线与断层面斜交时 ,可得断层面的视倾角 。不整合面不整合面(如图 2地壳升降运动引起的沉积间断。它与油气聚集有着密切关系 ,例如不整合遮挡圈闭就是一种地层圈闭油气藏。不整合分为平行不整合与角度不整合两种:( 1)平行不整合其特点是:上、下构造层之间存在侵蚀面 ,但产状一致 ,这种不整合不易识别。但是由于不整合面受长期风化剥蚀而凹凸不平 ,在水平叠加剖面上往往产生一些弯曲界面反射波或绕射波。又因不整合面上下波阻抗差较大 ,产生的反射波振幅较强。这些特点可用来识别平行不整合。 (2)角度不整合表现为两组或两组以上视速度有明显差异的反射波同时存在。这些波沿水平方向逐渐靠拢合并。不整合面以下的反射波相位依次被不整合面以上的反射波相位代替,以致形成不整合面下的地层尖灭。四、不整合、超覆、超覆 、 退覆和尖灭超覆和退覆 ( 如图 2 发育于盆地边缘或斜坡带 。 超覆是海侵发生时新地层依次超越下面老地层 、 沉积范围扩大所形成;退覆则是海退时新地层的沉积范围依次缩小而形成 。 在时间剖面上它们都是同时存在几组互相不平行而逐渐靠拢合并和相互干涉的反射波同相轴 。 所不同的是超覆时不整合面之上的地层反射波相位依次被不整合面的反射波相位代替;而退覆则是不整合面以上的上覆地层内部 , 较新地层的反射波依次被下伏的较老地层反射波所代替 。 时间剖面上超覆和退覆点附近常有同相轴分叉 、 合并现象 。尖灭就是岩层的沉积厚度逐渐变薄以至消失 。 一般可分为岩性尖灭 、 超覆尖灭 、 退覆尖灭 、 不整合 、地层尖灭等 。 在时间剖面上总的表现形式也是同相轴的合并靠拢 、 相位减少 。逆牵引现象产生逆牵引现象可能是下述的地层岩性,例如,适当比例的塑性地层(泥、页岩)及刚性地层(砂砾岩、灰质岩等)互层 ,具有弹性;又如当砂泥比为 1:3时,岩层具有较好的弹性,这些弹性地层受断层影响时最易形成逆牵引。这种逆牵引构造一般发育在古隆起周围 Ⅰ 、 Ⅱ级断层的下降盘,如图 2 古潜山古潜山 ( 如图 2 是指不整合面以下的古地形高 , 它在一定条件下可形成古潜山圈闭油气藏 。古潜山顶面通常是不整合的 , 波阻抗差大 , 所以反射波能量强 , 具有不整合面反射波特点;而且频率低 ,相位较多 , 相邻道时差大 ( 地层顺角大所致 ) ;在水平叠加剖面上常伴有大量的绕射波 、 断面波 、 回转波 、侧面波等特殊波 , 剖面形态比较复杂 。 如果古潜山内部地层稳定 , 分布面积广 , 其反射波特征也较明显 ,可有标准层出现 。 但大部分地区的古潜山内部很难得到较好的反射同相轴 。构造图的绘制构造图包括等 造图和深度构造图两类,等 造图是利用解释好的同一层位的 间,由人工或计算机直接勾绘而成,它反映了地下地质构造的空间变化形态。深度构造图利用解释好的同一层位的 间,经时深转换后,再由人工或计算机绘制而成,它是地震资料构造解释的基本成果之一,用于含油气远景评价和钻探井位的部署等。五、等厚图的绘制表示两个地震层位之间的沉积厚度图,称为等厚图。在作等厚图时要把画在透明纸上的两个层位的真深度构造图叠合在一起,在一系列等值线交点上计算它们的深度差值,然后把差值写在另一张平面图的位置上,再绘制等值线,其结果就是等厚图。图 2 油组顶砂层有效含油砂岩等厚图。大港油田联盟地区板 Ⅱ 造解释包括时间剖面对比、时间剖面的地质解释、深度剖面与构造图的绘制、含油气远景评价等工作。1. 时间剖面的对比解释工作的首要任务就是在地震剖面上识别和追踪反射波 同相轴 (地震记录上相同相位如波峰或波谷的连线 ),所以在时间剖面上反射波的追踪实际上就变为对同相轴的对比 。 根据反射波的一些特征来识别和追踪同一反射界面反射波的工作 , 就叫做 波的对比 。 波的对比方法包括:相位对比 、 波组或波系对比 、 沿测网的闭合圈对比 , 即剖面的 闭合 ( 相交测线的交点处同一反射波的 间应相等 。 剖面闭合是检验波的对比追踪是否正确的重要方法 。 ) 、 研究异常波 、 剖面间的对比 。时间剖面的地质解释在进行地震剖面的地质解释之前,应尽量收集前人的资料,做好对本工区有关情况的调查研究工作,这是必不可少的准备工作。时间剖面地质解释的具体任务包括:划分构造层;确定反射层的地质属性,了解地层厚度的变化及接触关系;对各种构造现象和特征作出地质解释。构造图 、 等厚图的绘制构造图的绘制都采用人机交互解释系统来完成 ,即由工作站解释好的层位数据直接传输到计算机的绘图系统 ,解释人员利用工作站的专用绘图软件实现构造图的输出 。 构造图包括 造图和深度构造图两类 ,间 ,由人工或计算机直接勾绘而成 ,它反映了地下地质构造的空间变化形态 。 深度构造图利用解释好的同一层位的 间 ,经时深转换后 ,再由计算机绘制而成 ,它是地震资料构造解释的基本成果之一 ,用于含油气远景评价和钻探井位的部署等 。 等厚图表示两个地震层位之间的沉积厚度 。 在作等厚图时要把画在透明纸上的两个层位的真深度构造图叠合在一起 ,在一系列等值线交点上计算它们的深度差值 ,然后把差值写在另一张平面图的位置上 ,再对它们绘等值线 ,结果就是等厚图 。含油气远景评价利用上述工作所获得的各种图件,在地质规律的指导下,对工区内构造圈闭作出含油气远景评价,提供钻探井位。 港油田王 26井区孔 通常包括剖面解释 、 平面解释 、连井解释三个环节 ,它们彼此衔接 ,相互联系 。 根据使用的资料性质 , 地震资料解释又可分为二维解释 、 三维解释和正在发展之中的全三维解释 。5. 剖面解释剖面解释的主要任务是:基干测线对比 ,用以研究分析追踪大套构造层 ,确立解释层位等 ;区域测线对比 ,用以解决构造层和各解释层位的全区对比问题;复杂剖面解释 ,主要针对重点地区的复杂剖面段 (如断层 、挠曲 、 尖灭 、 不整合及岩性变化等 )以及诸如平点 、亮点等特殊的现象作分析研究 。 如需进一步解释 ,一般还要进行特殊处理 ,利用各种地震信息 (速度 、 频率 、振幅 、 相位等 )进行综合解释 ,并采用地震模型技术 ,反复验证 ,以求对地下复杂现象的正确解释 。平面解释地震勘探的任务 , 通常是了解有利地区的地下构造特征和地层分布情况 , 因此各种平面图件是地震勘探的最终成果 。 主要包括:各种地质现象的分布图 ,包括主要目的层位的断层组合 、 构造纲要 、 尖灭线范围 、 岩性变化带以及各种有意义的沉积现象的平面分布等;各层位的等 造图;各目标层位的深度构造图 , 用以了解各目的层位构造起伏情况 , 为钻探提供井位;各层位的地层等厚图 , 用以研究沉降沉积及其差异等 。 平面解释的图件同时又是地震地层学研究和地震岩性解释的基础图件 。连井解释连井解释的具体内容为:钻井分层与地震反射层位的对比连接 , 了解地震反射层所相当的地质层位以及各地层的岩性接触关系等在地震剖面上的特征 , 如有垂直地震剖面 (料 , 则可相当精确地标定地震层位 , 进行对比追踪;井资料用以获得较准确的平均速度和大套地层的层速度资料 , 平均速度是时深转换的主要依据 , 层速度则是速度岩性分析的主要参数;利用声波测井的层速度资料和密度测井资料 , 计算反射系数 , 并给定地震子波 , 制作井旁合成地震记录 ,把它与井旁实际地震道进行比较 , 用以判断井旁反射信息的地质含义 , 提高地质分层的准确性 。震资料的三维解释• 一、水平切片的解释• 二、相干数据体的解释• 三、平切片的基本概念图 2经过偏移处理后的三维地震数据体一、见图 2其中每个结点的数据可以用来表示 。 对于这个数据体的数据 ,可以用各种方式显示 。 例如 ,A(xi,yj,t)表示三维数据体内某一道的信息; A(xi,y,t)表示过 x=A(x,yj,t)表示沿过 y=沿 x 方向的一个垂直剖面内各道的信息 ;A(x,y,示 t=它们组成了一个时间~振幅水平切片 。水平切片是从三维数据体得到的一种很有用的资料 , 对了解地下构造形态和查明某些特殊地质现象有独特优点;通过对一系列水平切片的解释来绘制等 等时的水平切片也称地震露头图 ,因为它反映了不同地层在同一时间的出露情况 。垂直剖面包含下列地质信息 :①各反射界面的反射时间(深度);②地层厚度;③铅垂面内断层的垂直落差;④铅垂面内反射层的视倾角。与此对比,在 水平切片上包含的地质信息 有:①反射层的走向(水平切片上同相轴的延伸方向);②反射界面的厚度;③反射界面的倾角;④断层和其它地质界线的交线。点 : ( 1) 水平切片上波峰或波谷“ 同相轴 ” 的显示宽度是地层倾角和地层界面反射波频率的综合反映 。 对于同一套地层 ,当埋藏深度变化不大时 ,反射波的频率变化也不大 ,因此可以利用水平切片上 “ 同相轴 ” 的显示宽度来了解地层倾角的变化 。 ( 2) 不同时刻的水平切片上同一层位界面反射波的 “ 同相轴 ” 沿着地层倾斜方向移动 。 利用不同时刻的相邻水平切片对比同一界面可了解该反射界面的产状 (倾向 、 倾角 、 走向及空间展布等 )。 ( 3) 水平切片能直接 、 准确地反映出正 、负向构造的高 、 低点位置及其变化 。 利用不同时刻的水平切片上同一层位反射 “ 同相轴 ” 的分布形态和移动规律 ,推断该地层界面的构造形态及其分布特征 ,如背斜 、鼻状构造 、 向斜等 。 在不同时刻的水平切片上 ,背斜的“ 同相轴 ” 随时间的增加向外推移 ,圈闭面积不断扩大 ,向斜的情形与背斜的相反 。 ( 4) 断层在水平切片上的反映比较明显 。层在水平切片上的反映图 2经过水平切片的对比解释后 , 利用等时切片绘制等 具体作图方法如下:将透明测网底图蒙在某一时刻 t= 利用钻井分层资料或垂直剖面的解释层位 , 在水平切片上找出相应层位的 “ 同相轴 ” ,然后沿着这个连续的 “ 同相轴 ” 的中心线或波峰 、 波谷的分界线描绘下来 , 这就是作图层位在此时的等值线 。 如果这个层位存在断层 , 则同时把解释出的断层位置描绘下来 。 对一系列由浅到深的等时切片 , 逐张重复上述工作 , 就可得到作图层位的等 利用水平切片绘制等 速 、 准确 、 简便;构造图精度高 , 有利于构造细节 、 小幅度构造及小断层的识别 。 当然 , 如果地震资料的品质较差 、 信噪比低或作图层位反射波能量较弱时 , 利用水平切片绘制构造图将会受到限制 。以把垂直剖面与水平切片结合起来,因为在垂直剖面与等时切片的交点处,同一反射层的同相轴在时间上应当是闭合的,见图 2 2层在水平切片上的反映主要表现在:( 1)同相轴中断、错开是断层最明显的标志(参见图2图 2同相轴中断、同相轴错开( 2)同相轴错开,但不是明显中断(参见图2 3)振幅发生突变,即在水平切片上同相轴的宽度发生突变(参见图 2图 24)同相轴突然拐弯(参见图 2图 25)相邻两组同相轴走向不一致(参见图 2图 2层切片上的地质现象在沿层切片上还可以清晰地展示河道等特殊的地质现象,图 2 2中清楚地展示了墨西哥湾探区呈北东方向强振幅反射的河道及其空间分布。层位切片更具地质时间的解释意义,它实际上是沉积面重建的过程。 图 2沿层时间 ~868毫秒的水平切片 ,图中许多直径为200米至 500米的小圆形特征非常明显 ,它们在垂直剖面上 ,显示为非常微小的凹陷地段 ,被解释为中新统岩溶地貌的溶坑。其空间展布方向是由左上方向右下方倾斜的。图2以突出那些不相干的数据 。 通过计算纵向和横向上局部的波形相似性 ,可以得到三维地震相关性的估计值 。 在出现断层 、 地层岩性突变 、 特殊地质体的小范围内 ,地震道之间的波形特征发生变化 ,进而导致局部的道与道之间相关性的突变 。 沿某一张时间切片计算各个网格点上的相关值 ,就能得到沿着断层的低相关值的轮廓 ,对一系列时间切片重复这一过程 ,这些低相关值的轮廓就成为断面 。 同理 ,地层边界 、 特殊岩性体的不连续性也产生类似的低相关值的轮廓 。 通过三维相关属性体的提取 ,就可以把三维反射振幅数据体转换成三维相似系数或相关值的数据体 。二、大步骤 :即 首先 在相干数据体上进行浏览 ,作小断层以及特殊岩性体的调查 ,了解其空间分布 ,这项工作不需要进行地震反射层位的解释就可实现 。 一般地说 ,高连续性数据对应连续的地层;中等宽连续性数据对应层序特征 ,如海侵 /海退序列;窄条带低连续性对应断层 、 岩性的变化或特殊岩性体的边界;宽条带低连续性对应数据质量不好或无反射层位 。 然后 对相干数据体切片进行解释 ,这种解释与常规解释思路不同 ,不需要先观察垂直剖面 ,只需在相干数据体切片上对不相干数据带进行解释 。 最后 ,要进行地质分析 ,搞清地层关系 ,分析工区内影响地震反射波连续性的因素 ,并结合地震纵测线 、 地质 、 测井资料对相干体数据进行综合解释 。干体沿层属性平面图北东向断层十分发育,(a) 常规的时间~振幅切片与 (b) 相干体等时切片的比较a 并以垂直剖面和水平切片的解释为辅 , 再与相干体等不连续性分析相结合 , 结果用三维可视化显示等一整套解释流程 , 属于地震数据体 “ 真 ” 三维解释的初级阶段 。当直接利用可视化工具对三维数据体作地层标定 、 断层 、 岩性 、 沉积 、 储层分析 , 以及油气识别和油藏参数表征等进行交互解释时 , 才是真正意义上的三维解释 。 简单来讲 , 全三维解释是针对 “ 数据体的解释 ” ,它从三维可视化显示出发 , 以地质体或三维研究区块为单元 , 采用点 、 线 、 面相结合的空间可视化解释 。目 前 可 用 的 全 三 维 解 释 软 件 有 司 的 由此可见 , 数据体的全三维解释 ( 主要指构造解释 ) 离不开三维可视化技术和相干体技术 。三、 层位解释的主要方法包括自动拾取 、 层面切片和体元 ( 追踪 , 简介如下 。在二十世纪八十年代初的解释系统中就已出现 。所谓的自动拾取 , 就是解释人员把 “ 种子点 ” 或称“ 控制点 ” 放在三维工区的纵横测线上 , 这些点所起的作用是控制自动拾取的计算 , 依据计算在相邻的地震道上寻找相似的特征点 , 如果在规定的条件下找到了特征点就取出来 , 再计算下一道 。 规定的条件主要包括追踪的特征 、 振幅范围大小 、 自动搜索的控制时窗 。 如果在追踪过程中没有找到满足上述条件的特征点 , 自动追踪就在当前道停止 。1、 自动拾取 (也称自动追踪 ) 有两类较好的自动追踪拾取准则:一种是特征追踪 , 另一种是相关追踪 。 特征追踪是寻求倾斜时窗内样点相似结构形态 , 而在道间不作任何相关计算和比较 , 逐道地追踪定义的波峰 、 波谷和零交叉点等 。 基于相关的自动追踪 是以 “ 种子点 ” 为中心截取一段地震道 ,使用一组定义在倾斜时窗内的时间延迟作为约束条件 , 对该段地震道作相关 , 如果在某一时间延迟内找到可接受的相关质量因子 , 则在该道上的拾取就固定下来 , 然后拾取下一道 。 很显然 , 这种方法的计算量比特征追踪计算量要大得多 , 但其结果的可靠性则要高一些 。所以追踪时总是假定数据在局部范围内是连续 、 平滑且一致的 。 随着人工智能技术的发展 , 特别是神经网络技术的发展 , 自动追踪分析也开始多样化 , 沿一个解释层位的时窗数据或两个解释层位之间的数据 , 追踪其振幅 、 反射结构 、 频率 、 同相轴连续性 、 顶底接触关系 、 层速度 、 相关性等 。 体元追踪技术已被实践证明是迄今为止最好的技术 。每一个地震采样点经过转化后就是一个体元 ,一个地震道相当于一个体元柱 。 对于一个三维数据体而言 , 它是由上亿个体元组成的 。 每个体元的维数依赖于主测线 、 联络测线的线距及采样率 。2、 同相轴 ”或者特征上说是相似的 ,但体元追踪是沿着真正的三维路径追踪数据体的 ,从 “ 种子体元 ” 开始 ,体元追踪寻求满足解释人员规定的搜索准则连接体元 ,这种搜索是在纵 、 横测线及时间方向上同时进行的 。 体元追踪算法在计算上比常规的自动追踪更简单 ,所以体元追踪比自动追踪更快捷 。 对低信噪比资料而言 ,大部分体元追踪算法比相关自动拾取更为敏感 。 由此可见 ,对于高信噪比地震资料 ,体元追踪是效率最高的层位拾取方法 。 当然 ,与自动拾取一样 ,体元追踪也假定数据是局部连续一致的 ,或是平滑渐变的 。 在地震资料的对比解释过程中 ,体元追踪和自动追踪技术都假定解释的相位是一致的 。 该技术主要是对数据时间切片上的部分地层进行解释和可视化 。 层位切片上的 “ 同相轴 ” 宽度受倾角和频率的影响 , 缓倾斜的 “ 同相轴 ” 较宽 , 陡倾斜的 “ 同相轴 ” 较窄 , 增大倾角和提高频率时 , 层面切片上显示的同相轴会变窄 。 通常当地层倾角小于 450时 , 层面切片上的同相轴一般比垂直剖面上的同相轴宽 。熟悉了这种方法 , 并且选定了控制算法的各种参数之后 , 就可以对整个区域上的层位进行拾取 , 从而得到某一层位在某一区块上的时间或深度等值线平面图 。3、 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