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第一讲地震勘探

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第一 地震 勘探
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地震勘探主讲人:杨双安河南理工大学资源环境学院第一讲地震勘探主要内容• 地震勘探概述• 地震波动力学• 地震波运动学• 地震勘探方法步骤• 学习要点:掌握地震勘探的基本概念,基本理论,了解地震地质模型种类,掌握地震波的特点和类型、熟悉地震勘探的整个过程。 地震勘探的基本概念地震勘探 :利用地层和岩石的 弹性差异 来探测地下地质构造,寻找有用矿产资源的一种极其重要的地球物理勘探方法。原理: 地面人工 激发 地震波,地震波向地下 传播 时,遇到不同弹性地层的分界面就会产生反射波或折射波返回地面,用专门的仪器 记录 这些波,再经专门计算或仪器处理 , 分析 所得记录的特点,如波的传播时间、振动形状等,能较准确地测定地下界面的深度和形态,判断地层岩性。地震波: 震源激发的机械振动在岩层介质中传播所形成的一种 机械波 。人工激发的地震波是一种 脉冲波 ,因其对地球介质作用力小,时间短,因此,大多数情况下可以认为地震波是一种 弹性波 ,可利用弹性波理论来研究其传播特性。掌握石油、煤田、地热等能源勘探;建筑物、公路、铁路、机场、桥梁等的地基监测地质灾害和环境工程研究地球内部构造的深地壳测深;沉积型金属矿的勘测 —— 寻找沉积盆地应用优点精度高、分辨率高、探测深度大—— 石油 、 煤田勘探中 90%的投入用于地震勘探方法分类地震波传播规律与几何光学极其相似。波在传播过程中,遇到弹性分界面时,将产生反射、折射和透射,根据所接收和研究的波的特性不同 ,构成了不同的地震勘探方法 —— 反射波法、折射波法、透射波法注意:地震勘探中透射和折射波的定义与几何光学的不同入射波 反射波透射波介质 2介质 1入射波折射波不发生透射介质 2介质 101滑行波临界角掌握研究对象: 反射波特点(优点):观测范围大 :震源探测深度大: 十几米 ~6000多米, 新疆 8000可解决岩层产状、结构、构造,岩性问题多数地区能测定整个沉积剖面的地质构造圈定与石油和天然气有关的背斜、断层、礁块等构造。精度高: 理想条件下构造探测精度可达几米反射波法 (—反射波地震勘探简称地震勘探入射波 反射波介质 2介质 1地震勘探的主角掌握反射波法 2折射波特点:观测范围小: 只能在距震源较远的位置才能观测到,首波之外应用条件苛刻,信息量少: 仅在 1的界面产生易于岩性解释: 波场中包含了岩层界面速度信息折射波法 (— 折射波地震勘探入射波折射波不发生透射介质 2介质 101滑行波临界角出现早: 19世纪20年代初期目前多在浅层勘探或近地表地质调查中应用。配角掌握入射波 反射波透射波介质 2介质 1研究对象: 透过不同弹性分界面的地震波。特点: 激发点和接收点分别位于弹性分界面或地质体的两侧,主要应用于井孔或坑道内,据透射波传播时间,确定井孔附近地质体的形态及波在介质中的传播速度。透射波法 —— 地震测井垂直地震剖面法( 前, 井中、井间地震技术 的发展,使得透射波法在石油天然气储层预测中的地位日益增强。地震测井 垂直地震剖面法 (井间地震一种辅助方法掌握按照探测地质体深度不同划分浅层地震勘探,又称高频地震勘探 (如,煤田)地震波的频谱以高频成分为主勘探深度:十几米 ~几百米应用:水文地质、工程、环境及灾害地质中深层地震勘探,又称中频地震勘探 (石油)地震波频谱通常为 30~200百米 ~几千米应用:油气藏和煤田地质深部地震勘探,又称低频地震勘探地震波频率较低, 20达几十千米应用:研究与深部地壳构造有关的地质问题按观测方式划分二维地震( 2D)三维地震( 3D)重复地震 —— 重复 2D 四维地震( 4D) —— 重复 地震地质模型(一 )理想弹性介质和粘弹性介质模型按固体受力后的形变特征固体介质弹性体塑性体(完全弹性体或理想弹性体 )理想弹性介质模型适用条件: 震源附近以外,因外力作用小,时间短特点: 可直接引用弹性力学理论,无能量吸收衰减粘弹性介质模型考虑了能量损耗更接近于实际,适用性更广地球介质掌握(二 )各向同性和各向异性介质模型固体介质各向同性介质模型弹性性质与空间方向无关弹性系数是常数,不随空间方向变化具有普遍适用性各向异性介质模型弹性性质随空间方向而变弹性系数是空间坐标的函数,不是常数具有实际意义按固体弹性性质与空间方向的关系划分掌握(三 )均匀介质、层状介质和连续介质模型固体的弹性性质不仅与空间方向有关,而且与空间分布有关固体介质均匀介质速度不随空间坐标变化非均匀介质速度随空间坐标变化按速度的空间分布规律划分 层状介质•速度表现为成层性•每一层内介质均匀,速度不变•不同速度区域分界处为地震勘探界面 (水平、倾斜和弯曲界面 )•两界面之间的间隔称为层厚度•地震勘探中最常用的模型连续介质速度是空间坐标的连续函数是层状介质的极限情况 (层数无限增加,层厚无限减小 )过渡掌握(四 )单相介质与双相介质模型单相介质模型仅考虑岩相的单一性,组成地层的岩石均视为单一固体相,如砂岩相、页岩相等双相介质模型岩石由构成岩体的骨架 (基质 )和骨架孔隙中的流体充填物组成岩石骨架和孔隙流体的速度不同对岩性勘探和直接找油气意义重大地震波在双相介质中的传播速度度可由威利 (时间平均方程来计算地球介质基质孔隙fm   )1(地震波的特点及种类(一 )地震波的形成及特点炸药爆炸产生大量高温高压气体,并迅速膨胀形成 冲击波上万 形成空穴 ,消耗部分能量塑性形变带岩石压力 弹性限度弹性形变区能量明显衰减岩石压力 R>0,反射波和入射波的相位相同;当 Z2>a(球腔半径)单位正压力作用于球腔壁时,弹性介质中产生的纵波质点位移 为 按指数规律衰减的正弦振动 ,是一种强阻尼振荡,衰减快慢取决于系数 的大小。振动的强弱决定于振幅系数, ,且随波传播距离 纵波质点位移方向与波的传播方向 点振动状态的描述 —— 振动图和波剖面振动图 (亦称波形图 ) : 任一侧点处,质点位移 位) 视周期,视频率 1/T*振幅 A(相位)视周期 T*视频率 =1/T*起始时间 介质中同一时刻不同位置质点的位移状态终了时间波峰 — 正极值波谷 — 负极值视波长 *— 峰谷间距波数 k=1/* ,单位波长内波的数目波峰波谷视波长掌握扰质点以各自的状态振动 ,横剖面为波剖面动区停止振动区等相位面 : 相同相位质点连起来构成的面均匀介质中,球腔对称源作用下的等相位面是同心球面波前和波尾 也是等相位面。r, 球面的一部分可看作平面,球面波蜕化为平面波。平面波 是一种数学的抽象,也是一种简化其不存在球面扩散3、地震波的频谱不同的波,有不同的频谱特征,随传播距离增加(浅中深),地震波频谱会发生变化在不同介质中传播的地震波其频谱特征 (主频和频宽 )也不相同地震勘探中常见波的频谱30~700层波的强度 I与 与振幅 离越大,振幅越小,波前面越大,单位面积上的能量越小 ,这种现象称为球面扩散,这是几何原因造成的能量减小,与介质性质无关掌握4、波的球面扩散 —— 几何衰减因球面扩散引起的能量衰称为几何衰减因介质的非弹性引起的地震波能量衰减称为 吸收通常用吸收系数来描述吸收作用,吸收系数: 单位距离内振幅的相对变化吸收系数与 波的频率 有关5.地震波的吸收r0吸收使波的振幅随传播距离的增加而减小。在不同岩层中,吸收作用不同: 一般致密岩石中吸收现象较弱,地表疏松层中吸收作用较强介质对高频成分的吸收作用比低频强。 吸收使地震波高频成分减少,进而使其时间延续度增加,分辨率降低以震源为原点 );α表示介质的吸收系数;地震波的反射和透射描述波在弹性分界面上反射、透射后波的 传播方向 的定律1、斯奈尔 (律定理: 波在弹性分界面上将产生分裂 (能量重新分配 )形成 4个二次波,其传播方向与介质速度有关,满足物理学中的反射 — 折射定律为射线参数,其值与入射角大小有关同类波: 与入射波波型相同的二次波 (均为纵波或横波 )转换波: 与入射波波型不同的波2211 pp  掌握一个反射记录是各个界面的反射波按其到达时间长短叠加的结果 。若岩层较厚,地震波在岩层中的双程旅行时间大于地震子波延续长度,则记录上各层反射波彼此可以分开;若岩层较薄(双程旅行时间小于地震子波延续长度),则各界面反射波彼此叠加,形成复波。地震记录与地层剖面并不是简单的一一对应关系,并不是所有的地层都能在地震记录上反映出来。 地层中反射系数大的反射面,振幅强,可形成记录中的优势波;反射系数小,层薄的地层,可能形成记录的背景,不能显示出反射波的特征。震记录的形成 掌握定量关系振幅大小取决于界面反射系数的大小极性正负取决于反射系数的正负到达时间先后取决于界面埋深及覆盖层的速度如果地震子波波形用 b(t)表示,界面反射系数也表示成反射波旅行时 (t),那么形成记录的物理过程在数学上就可以用褶积来表示 —— 地震道褶积模型褶积模型是简化了的反射记录道线性模型,它省略了介质吸收、透射损失等诸多因素,但却是一个很有实用价值的模型。掌握*地震道: 地震勘探中每个记录点称为一道同相轴: 地震记录中各地震道振动曲线上波峰的规则排列,称为同相轴掌握什么是薄层?地震勘探中定义层厚 射线平行 (平面波),垂直地面出射 ,出射角 =0, 同向轴是一条水平直线,视速度 V*  射线平行 , ≠0, 视速度 V*为常数,同向轴是一条倾斜直线;出射角 越大,同相轴越陡,视速度越小 V 射线不平行,各射线波的 出射角不同 ,同相轴为一曲线,视速度变化。如图:出射角 : 波出射到地面的射线方向与垂直地面的深度方向之间的夹角 =90射角、 特殊波时距曲线• 学习要点:掌握运动学基本原理和概念;掌握反射波、折射波、透射波、 直达波时距曲线直达波 — 从震源出发,不经过反射和折射,直接传播到各检波点的地震波称为直达波。直达波时距曲线  通过坐标原点,斜率为 的直线2、 当表层介质发生变化时,可为折线或曲线作用根据斜率 不能研究地下构造形态。时距曲线波形图掌握图 3 反射地震波时距曲线纵测线: 激发点与接收点在同一条直线上用纵测线观测得到的时距曲线称为 纵时距曲线非纵测线: 激发点不在测线上用非纵测线观测得到的时距曲线称为 非纵时距曲线除非特别说明,一般都讨论纵时距曲线,简称时距曲线弯线掌握(一 )单一反射界面时反射波的时距关系I 水平界面 共炮点 反射波 时距曲线虚震源原理: 波由 O 入射到 B 再反射回 S 点所走过的路程就好象由点 O*直接传播到 S 点一样,在地震勘探中,把这种讨论地震波反射路径的简便作图方法称为虚震源原理2222*41)2(1 v 点激发, 震勘探中称为 自激自收时间若 x=0,有炮点到接收点的距离掌握1)2( 22202 自激自收时间 小时间 小点在爆炸点的正上方 (x=0处 )③ 视速度是时距曲线斜率的倒数,x=0, v*,曲线变化率为零 ,曲线平缓; 线变陡;随界面埋深 21 时距曲线是一条标准的双曲线对称于过原点的 反射波时距曲线的渐近线恰好是直达波的时距曲线渐近线方程⑤ 正常时差  界面深度 h)成反。正常时差 :具有不同炮检距的各观测点有不同的旅行时 t,它们相对于自激自收时间 掌握图 4源枪激发原始单炮记录图 4炮井激发原始单炮记录斜界面的反射波时距曲线22224s i c (1m向 时致 时s hx m s hx m 22 4s  时距曲线特点① 时距曲线仍为双曲线 c s ② 双曲线极小点在 (xm, ,x=t0>界面倾角越大,极小点偏离炮点越远 。据此,可以定性地判断界面的倾向③ 求得界面的倾角dtx(二 )水平多层介质的反射波时距曲线射线速度: 沿射线的传播速度。因各层速度不同,射线表现为折线平均速度: 波垂直界面传波的总路程与传播的总时间之比层速度: 各分层中垂直层面传播的距离和传播时间之比掌握第  ni  ni 用 二项式展开 ,略去高次项,消去参数 P,化简得方根速度 : 各层层速度的时间加权平均再取均方根值。它考虑了地层不均匀的折射效应。均方根速度一般大于平均速度22202水平多层时距曲线方程与单一水平界面时距方程形式完全一样,仅速度不同。表明:多层介质情况下,当入射角 较小 (即炮检距较小 )时,可用一个速度为均方根速度的均匀层来代替反射面以上的多层介质 (称为 代替层 )。掌握时距曲线特点均匀代替层的假设 在炮检距与界面埋深之比去 x/小炮检距 ),引起的误差很小;当比值增大时,误差将增大。多层水平介质反射波时距曲线为 高次曲线,并非双曲线。用均方根速度或平均速度近似后,在 炮点附近是一条对称于炮点的双曲线 ,其特点与单个界面时的反射波时距曲线一样。多层介质的反射波时距曲线是 一族双曲线 ,随着 即 ,代替层速度增加,曲线变平缓(三 )连续介质中波的时距曲线等时线因连续介质中射线是圆孤,射线不投射于界面也会返回地面,称这种波为 回折波 ,也就是 直达波 ,每条射线穿透达最大深 达波时距曲线为反双曲余弦曲线只有那些 的回折射线才能产生反射 , 只有在 射波时距曲线和回折波时距曲线相切; 折射波时距曲线折射波运动学: 是研究波以 临界角入射 于折射界面时所产生的折射波在各种介质结构情况下的时距关系。形成折射波的条件: 下层介质速度大于上层介质速度高速层为屏蔽现象: 若其中某层为高速层 (厚度大于地震波长 ),根据斯奈尔定律,其下面的折射层将不能产生折射波而被屏蔽,称此高速层为屏蔽层若高速层很薄或下面是角度不整合地层时,则可能不产生屏蔽现象折射波法不足形成折射波的条件较反射波苛刻折射波法不如反射波法勘探精细优点勘探范围大,浅到几米.(深达几十千米能得到折射层速度,更有利于地质解释)掌握(一)单一水平界面折射波时距曲线折射波时距方程101c o 012为交叉时时距曲线的特点(1)时距曲线为直线,斜率为 1/距 )折射层速度决定了时距曲线的陡度,视速度 v*=)折射波存在盲区,盲区大小和界面埋深和速度比有关,折射波始点坐标利用始点坐标可求出盖层速度 射波的时距关系反射波和折射波在 始点处相切 ,二者视速度相等 (为同一条射线 )直达波时距曲线是直线,其斜率取决于上层介质速度,与折射波直线 斜率不相等 ,因此二者必然相交。掌握(二)单一倾斜界面折射波时距曲线下倾方向接收上倾方向接收时距曲线的特点(1)时距曲线是两条不对称的直线,斜率 dt/*。表明上、下倾接收视速度不同 ,上倾接收曲线缓 ,下倾接收曲线陡 — 据此可定性判断地层倾向掌握时距曲线的特点(2) 当倾角 较小时,可由两个方向的视速度平均值求得折射层速度 )上下倾方向的盲区不同(4)上下倾方向接收的两条相交的时距曲线称为 相遇时距曲线 。由于在 2激发, 的旅行路径一样,旅行时相等,叫 互换时间相等 ,通常用 (5)地层倾角太大不利于折射波法工作 , i+≥90不能得到折射波 :表现为:i+=90,折射波回不到地面i+>90 上倾方向不能形成折射波,下倾方向折射波回不到地面(6)折射波时距曲线与同界面反射波时距曲线在 特殊波时距曲线• 学习要点:掌握运动学基本原理和概念;掌握反射波、折射波、透射波、绕射波时距曲线特点特殊波主要包括 :断层面反射波、断层棱角、地层尖灭点、不整合面的突变点形成的 绕射波 ,弯曲界面反射形成的 回转波 、多次反射波 。 特殊波时距曲线])([1 22221I 绕射波时距曲线特点:1、时距曲线为双曲线2、极小值点位于绕射源正上方且与炮点位置无关3、不同激发点绕射波时距曲线彼此平行,极小点位置不变,两条时距曲线的时差为入射路径的旅行时差4、路径相等的绕射波旅行时间相等,在时距曲线上表现为互换关系5、同炮点,绕射波旅行时间大于反射波旅行时间6、绕射波时距曲线比同深度反射波时距曲线要陡,正常时差比反射波大一倍。同深度反射波时距曲线掌握次反射波的时距曲线当地下存在强的波阻抗界面时,会产生多次反射波.这种波使地震记录复杂化,井且可能造成地质解释上的错误。多次波的种类很多其中,简单多次波或称为 全程二次反射波能量最强,影响最大掌握设地下有一个强的波阻抗面R,法线深度 h,倾角 ,上覆层速度为 v,在地面 面与地面间产生的全 程多次波 。射线路径为 用虚震源概念可将波的路径B=O*B+****D 程多次波 与假想界面R‘(等效界面 )上产生的一次反射波相当 。若假想界面 R‘倾角 为 ',法线深度为 h',掌握s i i i i 2222 s i n)(s i i n)(s i 2222)( 全程二次反射波的时距曲线方程推广到 之取负二 次全程多次波和一次反射相比有如下 特点全程多次反射波的时距曲线仍然是双曲线(1) 多次波 一次波当 角小时,(2)倾角标志:(3)极小点偏离炮点距离大一次波多次波(4)多次波时距曲线 比相同 , 正常时差大。因一次波比多次波传播速度大,据此可压制多次波发散波 回转波 学习要点:测线上激发点和接收点的相对位置关系采样或覆盖: 对界面上的某一点进行观测单次覆盖: 界面上每一点仅观测一次多次覆盖 : 界面上每一点观测多次观测系统图示方法概念时距平面法: 主要用于简单观测系统的表示普通平面法: 将激发、接收点按比例绘在普通坐标平面图上。直观,但无法表示排列的移动特点,适于非纵或面积观测系统综合平面图法: 沿测线标出若干炮点和第一个排列的检波点。将检波点投影到过炮点的 45度线上,过任一个检波点做垂线,垂线相交的炮线条数,即该 握时距平面法两端点放炮 1经相同、旅行时间相同综合平面图法多次覆盖观测系统综合平面图3次覆盖单连续观测系统2、间隔排列连续观测系统2次叠加(多次覆盖) 是反射波法地震勘探的基本方法,是对同一反射界面段或点进行多次观测、记录,通过处理(动校正 +叠加)可以增强有用信号,压制多次波及随机干扰等的方法。按同一中心点(叫 共中心点 , 置,进行多次重复观测的反射点叫 共反射点 , 于一个 同接收点多次重复观测数据的集合,叫 应的时距关系,叫 叠加次数: 1 1 2 2 3 3 4 4 5 5 6 6 5 5 4 4 3 3 2 2 1 1共反射点地震记录以地面接收排列表示,则叠加次数为倾斜线上接收点个数。排列展开示意图观测系统与时间剖面对应关系图 4断层在时间剖面上的反映设激发点移动道数为 r,覆盖次数为 n,仪器接收道数为 N, 边激发 S= 1,双边激发 S= 2;则有r=n ; n=, N=12, S=1n=12*1/2/2=3掌握2边激发)工作道数: 24叠加次数: 6道间距: 1010间激发)工作道数: 24叠加次数: 6道间距: 10101、 3三维地震采集观测系统主要可分为两大类:面积观测系统和线性观测系统.• 面积观测系统 ( 接收点以网格形式全区密集采样分布,炮点以较稀疏网格分布或以相反的方式分布。这是完全满足 3于昂贵的花费,面积观测系统在实际工作中无法实现。• 线性观测系统 (接收点以一定采样间隔以一条或多条平行线的方式分布,激发点沿炮线分布的观测系统.• 2、 三维观测系统类型三维地震勘探束线滚动展示• 3、观测系统的几个主要参数已知:探面积深和最浅目的层深度速y 叠加次数 =元尺寸动道数炮排距炮点距线距检波点距每炮排炮数相邻束重叠线数每束的线数施工总面积偏移范围估算:,,,(21214、 3覆盖次数3yx 需要强调的是,要通过调整纵向接收道数和横向的接收线数来保证纵向覆盖次数和横向覆盖次数均匀且为整数,否则就会在三维覆盖次数分布中产生条带状的非均匀分布;• 纵向叠加次数 画横向叠加次数 要将接收线看做 2 在束状观测系统中• 纵向覆盖次数 =单条线接收道数 /( 2× 炮点距相当的道距数)• 横向覆盖次数 =接收线数 /2× (单束横向单排炮点数 /单束线横向滚动的距离 /横向单排跑点距 )• 在全区范围内是 均匀 的; 纵向覆盖次数大于等于横向覆盖次数。• 在一个 60° 的方位上。这样能使一个面元(共反射点)上的地震道是从四面八方入射到这个面元上的使共面元(共中心点叠加)具有真实显示三维反射波的特点。覆盖次数的计算方法• 3=接收线数 /2× (单束横向单排炮点数 /单束线横向滚动的距离 /横向单排跑点距 )• 垂直测线方向画水平线,把测线和炮线投影到水平线上,分别把测线和炮线的投影点看作是检波点和炮点。• 检波点(检波线)投影到过炮点(炮线)的 45度线上,将交点涂为黑点,代表一次反射点。• 任一个交点的位置做垂线,在垂线上的交点数即该 6线 4炮横向是? 8线 3炮、 8线 6炮、 8线 8炮?第一束 第二束10 50 90 130 170 210 250 290 330 370 410 45030炮横向观测系统图(不规则炮线距)第一束 第二束280 320 360 400 440 48040 80 120 160 200 240 5208线 16炮横向观测系统图( 10 5m*5m• 3 2 3 4 5 6 7 8第一束线 第二束线1 2 3 4 5 6 7 8排列形式 :8线 8炮接收道数 :8× 40道接收线距 :40m,道距 :10横向 20m,纵向 40移动 160m,炮线不重复,检波线重复 4条纵向覆盖次数 =40/2*4=5次 横向覆盖次数 =8/2*( 8/8) =4次总覆盖次数 = 5× 4次 =20次。 。 。 。 。 。 。 。。 。 。 。 。 。 。 。。 。 。 。 。 。 。 。。 。 。 。 。 。 。 。。 。 。 。 。 。 。 。。 。 。 。 。 。 。 。。 。 。 。 。 。 。 。。 。 。 。 。 。 。 。。 。 。 。 。 。 。 。。 。 。 。 。 。 。 。。 。 。 。 。 。 。 。。 。 。 。 。 。 。 。V V V V V V V V V V V V V V 观测系统参数• 观测系统类型• 激发方式• 接收道数• 接收线数• 接收线距• 接收道距• 激发炮线距• 激发炮点距• 叠加次数• 横向最大炮检距• 横向最小炮检距• 纵向最大炮检距纵向• 最小炮检距• 最大炮检距三维地震勘探工程布置图第一束第二束第三束第四束第五束第六束第七束10 110 210 310 410 51010905013017021025029033080100120观测系统评价 _全方位炮检距分布• 在炮检距和方位角的定义中,每 — 个 射点)。面元中的每一个道都有一个炮检距和一个震源到接收点的方位角。• 对叠加面元中的炮检距分布影响最大的是覆盖次数。• 个面元当成一个图表使用,纵轴表示炮检距的大小,横轴表示在炮检距刻度上地震道的位置。换句话说,纵横刻度都是炮检距值.。一个完整的三角形就表示存在各个可能的炮检距,见下页图。检波× 点○ 点方位角分布评价• 显示中心点面元中各道共方位角的方法, — 般为玫瑰图显示法.这种玫瑰图的每 — 条线长度和方向表示炮检距和炮 性长度的比例选择要使整个工区的最大炮检距等于面元的高度,见图。• 评价:一般分布的 角度宽好 。以多个检波器组成一个地震道的输入组合激发: 多个震源同时激发构成一个总的震源概念目的: 压制噪声原理: 利用波的传播方向的不同来压制规则干扰波反射波出射角小,视速度大,组合后反射振幅会大大加强 ,面波等水平方向传播的干扰波,视速有限,合理选择组合方式会大大降低振幅,消弱其影响,组合也可以压制随机干扰 —— 组合的统计效应组合方式: 面积组合、线性组合 (等、不等灵敏度组合)掌握• 当激发地震波时,既产生有效波,也产生干扰波,所记录的地震信息是在干扰的背景下记录的有效波。• 为了提高地震勘探的精度,就要求突出有效波,压制干扰波,并努力把原来只起干扰作用的波转化为有用信号。使地震资料更能真实地反映地下的地质情况。• 地震 组合法 就是利用干扰波与有效波 在传播方向上 的 不同而提出的压制干扰波的 一种 方法 。• 它主要用于压制面波之类低视速度的规则干扰及随机干扰 。目前仍是野外工作的一种最基本的技术 。• 所谓组合指的是用多个检波器接收一个地震道的输入或者多个震源同时激发构成一个总震源 , 前者称为检波器组合 ,后者称为震源组合 。• 组合可以压制规则干扰 , 也可以压制随机干扰 。反射点叠加水平叠加的概念又称为 共反射点叠加 或 共中心点叠加 (处理),就是把不同激发点、不同接收点上接收到的来自于同一反射点的地震记录进行叠加,可以压制多次波和各种随机干扰波,从而大大提高信噪比和地震剖面质量,并且可以提取速度等参数。共反射点示意图共反射点道集掌握动校正 — 校正因炮检距不等而存在的正常时差的影响方法: 对一组共反射点道集上的某个同相轴,利用双曲线公式,选用一系列速度值计算各道的正常时差,对道集内各道进行动校正,当取某个速度值能把同相轴校正成水平直线而达到最佳叠加效果时,该速度就是这条同相轴对应的反射波的叠加速度。也就是说,叠加速度是由计算方法而得名。 —— 见图几何地震学理论都是以地面为水平面,地表介质均匀,震源和接收点在同一平面内为假设前提的,实际情况:表层因素与理论不符,实际地表的起伏和地表介质不均匀性将影响地震剖面的质量和精度,需要对地表因素进行校正。静校正 — 设法消除地表因素影响的校正过程静校正掌握动校正高速层反射层震勘探中指 把记录上的每个反射点移到其本来位置的处理真实地质构造 地震响应正变换,获得地震记录逆变换,偏移恢复真实构造水平叠加剖面同相轴 偏移剖面同相轴掌握图 4维一步法偏移前后剖面对比叠加剖面偏移剖面陷落柱断陷点陷落柱断陷点绕射波延迟绕射波叠加偏移剖面对比经数字处理得到的成果资料主要是:水平叠加地震时间剖面(简称叠加剖面)经叠加偏移 (或偏移叠加 )处理的时间剖面水平叠加时间剖面和偏移时间剖面是地震资料解释的主要资料地震剖面显示方式:变面积记录剖面: 波形斩头去尾留中间,记录为梯形黑疙瘩变面积 +射波地震资料解释地震资料解释: 利用水平叠加剖面及其它物探资料(重、磁、电)和地质、钻井、测井等资料,对地震剖面所反映的各种地质现象进行分析研究,去伪存真,最终给出合理地质推断的过程地震资料解释的主要任务:1、波的对比。 运用地震波运动学、动力学知识对地震剖面进行去粗取精、去伪存真、由此及彼、由表及里的分析研究,识别出真正来自地下地层界面的反射波,并将同一剖面中所有来自地下同一地层的反射波找出来,把属于地下同一地层的反射波识别出来2、地质解释。 据钻井资料和各地层反射波剖面特征,推断地震剖面上各反射层所相当的地质层位。并分析地震剖面所反映的各种地质现象和构造现象,如断层、地层尖灭、不整合、古潜山等3、绘制构造图。 据工区内各条纵横交错的地震测线所得到的地震剖面,作出反应地下某一地层起伏变化的完整情况图件 —— 煤层底板等高线图(地震构造图)。矿方根据地质资料 (推断构造是否含油气或瓦斯分布情况,提供开采井位 )构造分布情况布置采区工作面。掌握图 4人工合成记录标定反射波组地质层位时间剖面解释方法步骤1、对比方法( 1)相位对比—— 反射界面连续性好、岩性稳定、波形特征明显强相位对比: 选择最强、最稳定的相位进行波的对比追踪—— 断裂发育或地质构造复杂、岩性变化明显、波形不稳定、甚至出现强相位转换现象多相位对比: 对比波的两个或两个以上的相位( 2)波组对比各相邻反射层密切联系、厚度稳定或渐变,决定了地震反射波组的组合关系也具有稳定性,通过认识波组的组合关系、变化规律识别追踪各反射波。( 3)剖面间的对比同一异常现象在相距不太远的相邻剖面上也应有反映,可采用相邻剖面相互参照对比,在两条相交测线交点处同一反射 4)运用地质规律对比解释地震波及其变化规律反映了地质构造特点,反之,地质构造特点决定了地震波的变化规律,二者关系密切。充分了解工区和邻区地质资料有利于指导对比解释、避免片面性错误掌握2、剖面的地质解释方法剖面地质解释的主要任务:( 1)确定标准层及其相当的地质层位,搞清楚地层厚度的变化关系及其接触关系 —— 最重要( 2)确定陷落住的大小及陷落的高度( 3)确定断层的性质、落差及断面产状( 4)了解基底埋藏深度即沉积厚度( 5)正确判断古潜山的存在与否及其构造情况标准层应具备的条件: —— 什么是地震反射标准层?反射层的特征明显,变化
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本文标题:第一讲地震勘探
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