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地震勘探方法原理

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地震 勘探 方法 原理
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地震勘探方法原理实质: 以地壳中不同岩、矿石之间弹性差异为基础,通过观测和研究地震波在地下的传播特性,探查地质构造和矿产资源。主要用途: 探查油气田地质构造、煤田盆地,深部构造和区域地壳构造,水、工、环境地球物理调查。很少用于金属矿勘探。特点:高精确度、高分辨率、大穿透深度。条件:具有规则的岩层分界面。方法:激发地震波 —— 测量震波从震源到检波器时间 ——由旅行时、速度重建地震波路径 —— 构造分析、地层分析、岩性分析。折射波法 :波的主要沿两个岩层的分界面传播,传播路径近似水平。反射波法 :波先向下传播,后反射回地表,传播路径基本是垂直的。1. 地震波及弹性介质基本理论(1) 弹性介质弹性与塑性: 物体在外力作用下产生形变 , 外力取消后 , 物体能迅速恢复到受力前的形态和大小 , 这种性质称为弹性 。 反之 , 若外力取消后 ,物体仍保持形变后的某种形态 , 不能恢复原状 ,这种性质称为塑性 。各向同性和各向异性: 弹性性质与空间方向无关的称为 各向同性介质 , 反之称为 各向异性介质 。均匀介质和连续介质 :速度值与空间坐标无关的称为 均匀介质 , 反之为 非均匀介质 。 波的速度值是空间坐标的连续函数的介质称为连续介质 。(2) 应力 、 应变与弹性参数应力与应变: 单位长度所产生的形变称为应变 。单位横截面所产生的内聚力称为应力 —— 单位面积上的作用力 。杨氏模量和泊松比: 应力与应变的比值称为杨氏模量 E( 拉伸模量 ) 。 介质的横向应变与纵向应变的比值称为泊松比 σ。杨氏模量 是一对表示介质弹性性质的参数:负号表示横向与纵向应变方向相反 。体变模量 К和切变模量 μ: 任何复杂的形变均可分为 体积形变和形状形变 两种简单的形变类型 。 这两种简单形变的应力与应变的比值分别称为体变模量 К( 压缩模量:压力与体积变化之比 ) 和切变模量 μ( 刚性模量:切应力 与切应变 之比 ) 。  刚性模量 ) μ的表达式说明:μ 越大 , 切应变 越小 。对于液体 , μ=0, 即液体不产生切变 , 只有体积变化 。 由胡克定律 , 应力与应变之间存在线性关系 , 由线性方程组表示 , 出现 36个弹性系数 。 对于各向同性均匀介质 ,这些系数大都对应相等 , 可归结为应力与应变方向一致和垂直的两个系数 λ和μ( 切变模量 ) , λ 即为拉梅系数 。32拉梅系数 λ是为了简化数学运算引入的参数 ,它与杨氏模量 E、 泊松比 σ、 体变模量 К、 切变模量μ 组成决定各向同性均匀介质弹性性质的五个重要参数 。 这些参数表示介质抗形变的能力 , 其数值越大 , 表示该介质越难以产生形变 。 只要知道其中两个就可求出其余三个:32)1(2323)(2)23() 振动与地震波振动: 质点围绕平衡位置发生的往返运动 。简谐振动: 在与位移量成正比 、 与位移方向相反的力作用下的振动 。 谐振动曲线是正弦或余弦曲线 。振幅 A: 质点离开平衡位置的最大位移 。周期 T: 完成一次振动所需时间 。 沿时间轴从一个最高点到相邻最高点的 时间间隔 。频率 : 一秒钟内完成的振动次数 。初始相位 0: 振动初始时刻位移值的角变量 。21)s )2s 00是振动形式在介质中的传播 , 是能量的传播形式 。波前和波后: 在某一时刻 , 波即将传到和刚刚停止振动的两个介质曲面 , 称为波前面和波后面 ( 波尾 ) 。波前面和波后面是随时间不断推进的 。波面: 波传播过程中 , 波前将不断推进扫过介质内部 ,介质中每一个这样的曲面就是一个波面 。 波面上各点是同时开始振动的 , 所以波面又叫 等时面 。振动曲线和波剖面: 某点振幅随时间的变化曲线称为振动曲线;某时刻各点振幅的变化称为波剖面 。波长 和速度 V: 一个周期 波传播的距离;或两个波峰之间的距离 , 称为波长 。 波每秒传播的距离 , 称为速度 。地震波的形成: 在激发脉冲的挤压下 , 质点产生围绕其平衡位置的震动 , 形成初始地震子波 , 在介质中沿射线方向四面八方传播 , 形成地震波 。(4) 地震子波的描述地震子波: 由震源激发 、 经地下传播并被接收的一个短脉冲振动 , 称为该振动的地震子波 。地震子波基本属性之一 —— 非周期性: 地震子波的一个基本属性是振动的非周期性 。任何一个非周期性振动可以有许多不同频 、 不同振幅 、 不同起始相位的谐振动合成 。地震子波基本属性之二 : 地震子波具有确定的起始时间和有限的能量 。 因此 , 振动经过很短的一段时间即衰减 。地震子波的延续时间长度 : 地震子波衰减时间长短称为地震子波的延续时间长度 。 它决定了地震勘探的分辨率 。2. 地震波动力学地震波传播的动态特征可以通过 运动学 和 动力学 两个方面反映。动力学 研究地震波传播中振幅、频率、相位的变化规律,了解地震波对地下地质体岩性结构的响应。运动学 研究地震波传播的时间与空间的关系,了解地震波对地下地质体的构造响应。(1) 地震波的类型地震波的类型: 分为两类 。 一类是体波 , 它在整个弹性体内传播 , 又分为纵波 ( 和横波 ( 。 另一类是面波 , 它只存在于岩层分界面附近 ,并沿介质的自由面或界面传播 ,包括瑞利面波 ( 和勒夫面波( 。体 波纵波 ( :弹性介质在正应力作用下发生体应变产生的波动称为纵波 。体 波横波 ( :弹性介质在切应力作用下发生切应变产生的波动称为横波 。 横波质点振动方向与波传播方向垂直 , 又可分为 面 波瑞利波:在自由表面上产生的沿自由表面传播的面波 。 地震勘探中的面波指瑞利波 。勒夫波:分布在低速层与高速层分界面上 , 与 又称横面波 。(2) 地震波的传播特点:对于 波动方程为:对于 波动方程为: (2 22222222)( 22222222)1()21)(1()1(2 横波速度比:如果已知 则:可以通过此式 , 研究地下介质泊松比 , 作地震岩性分析和预测油藏 。)21()1(2)[(22)(223) 地震波的能量与吸收:波的能量 E: 地震波的传播实际是能量的传播 。 频率为 f、 振幅为 在体积为 W、 密度为 的介质中传播时 , 其能量可表示为:上式说明: 波的能量 的平方 、 频率 成正比 。2能量密度 : 包含在介质中 , 单位体积内的能量称为能量密度 。上式说明: 波的能量密度 也正比于 振幅 波的强度 I: 波前面上 ,单位时间 t、 单位面积 为速度 。 因此 , 波的强度 幅 22  2 地震波的吸收: 实际介质中 , 对地震波的能量具有不同程度的吸收作用 。品质因素 Q: 地震波的吸收可以用品质因素描述 。 一个周期 ( 或一个波长距离 ) 内 ,振动损耗能量 之比的倒数 能量损耗越小 , 介质越接近完全弹性2;221吸收系数 : 波在粘滞介质中传播时 , 它的振幅被吸收衰减 , 衰减的快慢有吸收系数 确定式中 为波长 。 (6)地震波的反射 、 透射和折射入射波、反射波、透射波和界面法线的关系反射波的形成反射定律: 反射角等于入射角,反射线、入射线位于反射界面法线的两侧,反射线、入射线和法线位于同一个平面内。波阻抗 Z: 密度和波速的乘积射角称为波阻抗。上、下两层介质的波阻抗差别越大,反射波越强。反射系数 R: 反射波振幅和入射波振幅之比称为反射系数。11 反射波形成条件: 地下岩层存在波阻抗分界面,即反射系数 有正负值,当 R>0, 射波和入射波相位相同,都为正极性,地震记录初至波上跳;当 则 >, 透射波射线靠近法线偏折 ,当 斯奈尔定律可知,当入射角大于某临界角 使透射角等于 900,此时透射波以 据斯奈尔定律,可求得临界角 射波的形成与传播21s 折射波的波前、射线和盲区: 折射波的波前是界面上各点源向上覆介质中发出的半圆形子波的包线。折射波的射线是垂直于波前的一簇平行直线,并与界面法线的夹角为临界角。从震源到观测到折射波的始点之间,不存在折射波,称为折射波的盲区。盲区半径 射波只有在炮检距大于两倍折射界面深度时才能观测到,即折射波形成条件: 下伏介质波速必须大于上覆介质波速21212 ]1)[(2c o ss  2(7)地震波的频谱和振幅振幅谱 A(f)和相位谱 (f): 地震波随传播距离的增加和深度的加大,波的频率会发生变化,高频成分逐渐被吸收,使视周期变大,延续时间增长。研究振幅和相位随频率的变化规律,叫频谱分析,前者称为振幅谱,后者称为相位谱。复杂周期振动的频谱: 一个复杂的周期振动是由许多不同频率的简谐振动合成的,可以利用傅立叶级数展开为许多简谐振动,其数学表示为式中各项为不同振幅、不同频率、不同相位的简谐振动。如果把各个分震动的振幅 的关系表示在 为横坐标的坐标平面内,所得图像就为振幅谱。)c o s ()2c o s ()c o s ()(02021010nn 非周期振动的振幅谱地震波的频谱: 地震波是非周期的脉冲振动,其振幅谱主要用 主频和频宽 两个参数来描述。主频是振幅谱的峰值频率,即频谱曲线极大值所对应频率。般,反射波的能量主要分布在 30— 70,浅层反射波的频率较高,中、深层反射波的频率较低。地震波振幅的影响因素:激发条件的影响: 包括激发方式 、 激发强度等接受条件的影响: 包括检波器 、 放大器的频率改造等波传播机制的影响: 包括波前扩散 、 地层吸收 、 反射与透射损失等 。波前扩散 ( 球面扩散 ) :随传播距离的增大, 波前球面扩展 , 但总能量不变 , 而使单位面积上的能量减少 。3. 地震波运动学运动学研究地震波传播过程中波前的空间位置与传播时间之间的几何关系,从而确定地下地质体的地质构造。通常可以通过几何作图反映物理过程,简单直观反映波传播中,不同时刻的路径和空间几何位置,因此也被称为 几何地震学 。地震波的运动学研究 可以用波前面来描述,也可以用射线来描述。 对于波前而言利用惠更斯原理确定,对于射线而言利用费马原理确定。(1) 地震波的传播原理:地震波的运动学研究可以用波前面来描述,也可以用射线来描述。对于 波前 而言利用 惠更斯原理 确定,对于 射线 而言利用 费马原理 确定。惠更斯原理:又称波前原理。任何时刻,波前面上每一点都可以看作一个新的点震源,产生子波前,新的波前位置是该时刻各子波波前的包络。费马原理: 又称射线原理 、 时间最小原理 。 在均匀介质中 , 波的传播速度各处一样 , 其旅行时间正比于射线路径的长短 , 波从一点到另一点 , 最短的传播路径是直线 , 波沿射线传播的时间比其它任何路径传播的时间都少 。根据 费马原理 可以求得地震波的 射线方程 —几何地震学的基本方程射线方程:地震波在传播过程中所经过的空间与时间的关系式中: 在各向同性均匀介质中 , 波的传播速度是常数 , 此方程的解为球面方程 , 波前是一系列以震源为中心点的球面:),,(1)()()(222221222 )(1 时间场: 波前传播时间 x、 y、 当震源固定时 , 地震波传播的范围内介质中每一点 M(x,y,z)处都可以确定波前到达的时间 。若已知空间任一点坐标 , 就可以确定波到达此点的时间 ,也就确定了波至时间的空间分布 。 这种波至时间的空间分布就定义为 时间场 。 时间场是标量场 , 其等值面成为等时面 。),,( 等时面: 等时面上任意点地震波到达的时间相等 。(1)均匀介质中的等时面是同心球面 (2)等时面族同射线族的正交关系 (3)时间场的梯度方向视速度 v*和视速度定理: 沿射线方向  是波的真速度 V。 而位于测线上的观测者看来 , 似乎波前沿着测线 x, 以 速度 V*传播 , 是波的视速度 。α是波射线与地面法线之间的夹角 , 即入射角 。s (2) 反射地震波的运动学:在地面激发地震波后,根据地下介质的结构和波的类型,地震波将具有不同的传播特点。在地震勘探中主要采用“ 时距曲线 ”来定量说明不同类型的波在各种介质结构情况下传播特点。时距曲线的几何形态包含着地下地质构造的信息,分析并掌握各种类型地震波时距曲线的特点,是地震勘探基础理论的主要组成部分。反射波理论时距曲线( A) 水平 两层介质反射波时距曲线可化为标准双曲线方程222241)2(21)2()2( 2222 时距曲线在 在地震勘探中也叫 借助 水平 两层介质反射波时距曲线 也可以写成:0 222022222 )2(41正常时差 任一接收点反射波传播时间与它的 称为正常时差如果从各接收点的时间中减去相应的正常时差 则各点都变成了 常时差校正 。020220 0n (B) 倾斜界面 反射波时距曲线s c o s )(1122222*22*2*倾斜界面上倾方向与 射波时距曲线此时 m=般地:界面上倾方向与 上式根号中第三项取 “ — ”号;反之取 “ +”号 。s 2 s 2 ( C) 多层水平介质反射波均方根速度时距曲线:平均速度时距曲线:222021122;2220211 ;(3) 折射地震波运动学(A)水平两层介质折射波理论时距曲线:12c 水平两层介质 折射波理论时距曲线推导:12212211212211321c o o sc o s2)s c o o 2212221 c (B)倾斜折射界面的折射波理论时距曲线: 2点区间接收c 下倾接收的折射波时距曲线: 2111co ss i n ( )2co h   s h x 上倾接收的折射波时距曲线: 2111c o sc o n( )2c o h   s h x (C) 多个水平折射界面的折射波理论时距曲线:对于有三层介质两个水平折射界面的地质模型02311122232''''''3''''12''c 对于有 110011c 4. 地震波的速度地震波的速度是地震勘探中最重要的参数,也是地震波运动学特点之一。地震勘探研究地下地质构造形态的基本公式是:1) 地震波传播中的影响因素理论研究和大量实际资料证明,地震波在岩层中 传播速度与岩石地质年代、岩性、埋藏深度、密度、孔隙度、压力、温度等因素有关 。或与岩石的 弹性性质有关 。由于目前油气地震勘探主要利用体波,在谈到波速问题时,除非特别说明,一般都是指 纵波速度 。与岩石弹性常数的关系:由波动方程得到纵波速度泊松比 的值变化不大,在大多数情况下约等于 般,随岩石密度 增加,杨氏模量 以当岩石密度增大时,地震波的速度不是减小,而是增大。)21)(1()1(2 于波的传播速度与岩石的弹性性质有关,不同岩石由于弹性性质不同,波速也不一样。一般,变质岩和火成岩的波速大于沉积岩的波速。沉积岩中,灰岩波速大于页岩,页岩波速又大于砂岩。岩石 波速( m/s)沉积岩 1500— 6000花岗岩 4500— 6500玄武岩 4500— 8000变质岩 3500— 6500岩石 波速( m/s)粘土 1200— 2500泥质页岩 2700— 4100致密砂岩 2000— 4000石灰岩 2500— 6000与密度的关系:实际的速度 — 密度关系可以通过对岩石样品的测定,在数据分析的基础上总结出经验公式。通常,速度 — 密度的经验关系可表示成为一种近似线性的关系:经验公式给参数换算提供了方便,如果已知波速,可以直接由经验公式得到密度参数。 不同岩石密度与速度关系曲线与孔隙度的关系:一切固体岩石的结构基本有两部分组成。其一是岩石骨架,其二是孔隙。地震波在这种结构中的传播,实际上相当于在骨架和孔隙两种介质中传播。波在双向介质中传播的速度与孔隙度成反比。1956年 m:岩石骨架速度, 石孔隙介质速度, :岩石孔隙度)1(1平均时间方程说明: 波在岩石中的传播时间,是岩石骨架中和充填介质中波传播所用时间的总和。该方程只适用于岩层孔隙中只有油、气或水一种流体,并且流体压力与岩石压力相等的情况。由该式可以计算波传播的速度与孔隙度理论曲线。依据平均时间方程思想,还可以推导出计算速度与砂泥岩百分含量的公式。如果在某一地层中沉积了一套砂泥岩层,则:式中, %1 001;)1(1隙度增大,岩石密度变小。统计表明, 孔隙度与岩石密度有如下线性经验关系:m:岩石骨架密度, L :岩石孔隙介质密度, :岩石孔隙度 )1( 与岩层埋藏深度的关系:在岩石性质和地质年代等相同的条件下,地震波的速度随岩石埋藏深度的增加而增大。 因为,岩石埋藏越深,年代越久,承受上覆地层压力时间越长,强度越大。但当岩石的埋藏深度增加到一定数值后,速度随深度的增加就不明显了,速度随深度增大的垂直梯度浅部大于深部。(2) 层速度与平均速度层速度定义: 按照地层岩石物性将地下介质分成若干个厚度在几十米以上的地震层 , 并认为地下介质由若干个平行的地震层所组成 , 此时 ,将每一个地震层看作为一种均匀介质 , 取其中各分层真速度的平均就是层速度 。平均速度定义: 一组水平层状介质中,某层以上介质的平均速度就是地震波垂直穿过该层以上各层的总厚度与总 的传播时间之比。对于 如果每层厚度和速度分别为 则平均速度 ni ) 均方根速度定义: 在水平层状介质中 , 取各层层速度对垂直传播时间的均方根值就是均方根速度 。均方根速度相当于用一个速度为 V(4) 迪克斯公式 — 由均方根速度计算层速度迪克斯公式是地震勘探中求取层速度的常用的公式 。 由均方根定义可知:式中:,02,,02)(2  111,01,0 2;2入前式,得到 迪克斯公式利用此式不但可由均方根速度求层速度 可以求平均速度。211,0,021,1,02,,02)( 1,0,0  于第 有:代入迪克斯公式得: 11,0,0)()(21,011,0,021,1,02,,0)])([()((5) 射线速度定义: 在水平层状介质中 , 波沿某一条射线传播时 , 它传播的总路经与总时间之比 , 就是射线速度 。射线参数 p= 射线速度不仅考虑了射线弯折效应 ,也考虑了横向不均匀影响 , 但实际很难计算 , 故只有理论意义 。ni []1[(6) 各速度之间的关系a、 在水平层状介质情况下 , 炮检距为零时的射线速度即为平均速度 。b、 炮检距为无穷大时的射线速度等于水平层状介质中最高速度层的速度 。c、 均方根速度是构成等效均匀层的最佳射线速度 。d、 均方根总是大于平均速度 。要点复习 (2)地球物理勘查方法 基本实质 :利用 岩矿石 的六种主要物理性质或 物性参数 ,建立相应的六种应用地球物理方法。六种物理性质:①密度;②磁性(磁导率、磁化率、剩余磁性); ③弹性(弹性波速度) ;④电性(电导率、极化率、介电常数);⑤放射性( α、β、 γ射线强度);⑥导热性和生热率六种应用地球物理方法:①重力法(重力勘探);②磁法(磁法勘探); ③地震法(地震勘探) ;④电法(电法勘探);⑤放射性测量;⑥地热测量。地震勘探方法原理地震波及弹性介质基本理论:弹性与塑性 — 各向同性与各向异性 — 均匀性与非均匀性应力、应变、弹性参数: E、 、  、  、 振动与地震波:弹性振动、地震波的形成地震波的描述方法: 图形法 — 振动图、波剖面 、数理方程法时间场 — 等时面 — 射线方程 — 视速度 — 波动方程的一般形式地震波的类型及其传播特征:体波( 面波( 震波的传播速度: 波动方程、 速度、波速比、泊松比地震波的传播原理:惠更斯原理(波前原理)、费马原理(射线原理)地震波的反射、透射和折射:斯奈尔定理地震波动力学与运动学直达波时距曲线折射波时距曲线:水平两层、三层、 层水平介质、倾斜介质多层水平介质 — 均方根速度、平均速度地震波速与影响波速的原因密度 — 孔隙度 — 压力 — 温度埋藏深度 — 地质年代第三次作业:1、 地震勘探的物理基础 ? 绘图说明什么是振动图与波剖面 ?2、 试解释 正常时差 、 时距曲线3、 水平三层介质折射波时距曲线特点 ?球形矿体 重力异常公式及其垂向一次导数公式:计算地质体的重力异常,通常是先计算地质体的剩余质量产生的引力位,然后再求引力位沿重力方向的导数:)1( dx dy )2(])()()[()(23222  d x d y d )3(])()()[(])()()(2[2522222222 dx dy 于均匀球体,其重力场效应相当于全部质量集中于球心的点质量:球心埋深 D,半径 R,剩余密度 若将坐标原点 由( 1)式得地表任一点 P(X,Y,0)重力异常:322222222222234][][][])()()[()(23232323dy dy dy 同理,由( 2)式得地表任一点 P(X,Y,0)重力异常垂向一次导数公式:32222222222222222222222222234][]2[][]2[][]2[])()()[(])()()(2[25252525
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