地震勘探基础知识.doc

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1、1. 有关地震勘探的一些基本概念1.1 地震勘探是勘探石油的有效方法勘探石油的方法和技术，按其勘探手段划分，可分为地质法、物探法和钻探法三种基本类型。地球物理勘探法（物探法）运用物理学的原理和方法，即利用地壳中岩石的物理性质（如岩石的弹性、密度、磁性和电性）上的差异来研究地球，了解地下岩层的起伏情况和组成情况，从而达到寻找储油构造以勘探石油的一种勘探方法。依据研究对象的不同，物探法主要分为以下几种： 地震勘探（利用岩石的弹性差异） 重力勘探（利用岩石的密度差异） 磁法勘探（利用岩石的磁性差异） 电法勘探（利用岩石的电性差异）在石油勘探中，最经济的方法是物探法。首先用物探法对工区的含油气远景作出

2、评价，为钻探提供探井井位。然后钻探法通过实际钻进，以对物探法进行验证。如果构造含油，又可根据物探资料和探边井计算出含油面积和地质储量。在我国，陆上是广大的地表松散沉积（如松辽平原、华北平原等）和沙漠覆盖区（如塔什拉玛干大沙漠），海上是被辽阔的海水所覆盖的“一片汪洋”，已看不到岩层的地面露头的出露。而钻井法成本高、效率低。如何解决这些地区的地质构造和地质储量问题呢？在这时就充分显示了物探法应用的威力。在各种物探方法中，地震勘探具有精度高的突出优点，而其它物探方法都不可能象地震勘探那样详细而准确地了解地下由浅至深一整套地层的构造特点。因此，地震勘探已成为石油勘探中一种最有效的方法。1.2 地震勘探

3、基本原理地震勘探是利用人工激发地震波的方法引起地壳的振动，并用仪器把来自地下各个地层分界面的反射波引起地面上各点的振动情况记录下来。利用记录下来的数据，对其进行过处理分析，从而推断地下地质构造和地层岩性的特点。地震勘探查明地下地质构造特点的原理并不难理解。利用声波反射现象可测定障碍物离开声源的距离，是我们都知道的物理原则。其计算公式为：其中：S 障碍物离开声源的距离v 波传播速度t 波旅行时间如声波速度为v340m/s，波由发声到回声的旅行时间为t10s，则障碍物到声源的距离为：地震勘探的基本原理与此极为类似，如图1、图2所示。从图可见，两者只是地下反射界面产状不同，其它基本原理相同，皆为在一

4、条测线上某点O放炮（利用人工在地面激发的机械振动产生地震波），于是就产生地震波向下传播，当地震波遇到岩石性质不同的分界面时就会产生反射。在放炮的同时，我们可以在地面上用地震仪将来自同一界面上的反射波信息记录下来。根据地震波从爆炸时刻起到反射波抵达地面的时刻止的传播时间t，经换算为反射点处的垂直反射时间t0，再用VSP测井（或其它方法）获得的地震波在岩层中的传播速度v，根据（1）式，就可算出各点的地层埋藏深度H。O1O1S1S1R1RiR气油水t0图2 背斜上的反射O1t0S1Si-1R1Ri-1图1 倾斜界面的反射我们可沿地面上任一条测线逐段进行预测，并对观测数据用计算机进行处理就能得到形象地

5、反映地下岩层分界面起伏变化的资料 一条测线的地震剖面图。它近似地反映了地下反射界面的构造形态。在工区内布置一系列测线形成一个测网，并采用相同的方法进行观测和数据处理，就可得到地下地层起伏的完整形态；再综合其它物探方法与地质钻井等各方面的资料，进行去伪存真、去粗取精、由表及里的分析和研究，就能查明地下可能的储油构造，为钻探确定和提供井位。概括地说，所谓地震勘探，就是通过人工激发（炸药震源或其它震源）在地面产生地震波，并研究地震波在地下地层中的传播规律，借以查明地下储油地质构造，为寻找油气田或其它目的服务的一种地球物理勘探方法。1.3 地震勘探的内容地震勘探的全部生产工作，基本可分为以下三个组成部

6、分。1.3.1 野外资料采集其任务是在地质或其它物探方法工作初步确定的含油气有利地区进行进一步的勘探。它分为施工设计和野外施工两个阶段，其主要的内容是激发地震波、接收地震波。围绕着这两大内容可细分为：地震测线、激发点、接收点的测定，激发和接收等一系列工作。1.3.2 资料数据处理其任务是把野外采集的地震记录信息，根据地震波的传播理论，利用计算机进行数据的加工处理工作，提取出各种有效信息。1.3.3 资料地质解释根据资料处理提供的各种处理成果和信息进行地震勘探的构造解释（即地质解释），是地震勘探的目的和最后成果，并对工区的含油气远景作出评价，最后提供钻探井位。1.4 观测系统地震勘探中的“观测系

7、统”是指地震波的激发点与接收点的相互位置关系。为了查明地下构造形态，必须连续地追踪各界面的地震波。因此，就要在地面上沿测线方向在许多个激发点上分别激发地震波，并进行连续的多次观测，从而可连续地追踪地下各界面的地震波。每次观测时，激发点和接收点的相对位置应保持一定的关系，以保证能够连续追踪地震界面。对于不同的勘探方法，有不同的观测系统。如反射波法，采用反射波观测系统。1.4.1 地震测线地震测线就是沿着地面进行地震勘探野外数据采集工作的路线。对测线观测得到的处理结果就是地震剖面（时间剖面或深度剖面），它是地震资料地质解释的基本依据。有两种形式的地震测线： 纵测线：激发点和观测点同在一条直线上的测

8、线。 非纵测线：激发点和观测点不在一条直线上的测线。1.4.2 多次覆盖的观测系统abcde图3 多次覆盖观测系统多次覆盖是相对于一次覆盖而言的，是指对被追踪的界面观测的次数而说的。利用共反射点原理，在野外用多次覆盖方法施工的多次覆盖观测系统，就是保证对同一反射点进行多次观测，并对同一反射点的多道记录进行共反射点叠加，从而突出有效波，而对一些干扰波（主要是多次波）进行有效的压制。目前，共反射点多次覆盖的观测系统激发点与排列的关系有以下几种形式：炮点在排列的中点叫中点激发，如图3(a)所示。炮点在排列一边端点的，叫单边激发。其中图3(b)为激发点在排列端点处，图3(c)为激发点在排列一边但与第一

9、观测点有一定距离（称偏移距）；激发点在排列两端，即在每一排列上观测两次。双边激发，也有两种情况，一种如图3(d)，没有偏移距，而另一种如图3(e)有偏移距。下边以单边激发六次覆盖为例，来说明多次覆盖观测系统图。一般覆盖次数用n表示，仪器记录道数N24，即每激发一次仪器可记录24道检波点图记录。图4所示即为排列道数24道，单边激发，每激发一次，激发点随排列一起向前移动两个道间距，这样便组成一个六次覆盖的观测系统。在图4中，将所有激发点位置O1、O2、O3按比例尺标在同一条水平直线上，然后从各炮点向排列方向作许多条与激发点线呈45角的直线，将同一排列上的24道检波点位置分别投影在这些45的斜线上，

10、即每一条斜线表示一个排列可获得一张共炮点原始记录。由图可以看出：O1炮第21道，O2炮第17道，O3炮第13道，O4炮第 9道，O5炮第 5 道，O6炮第 1道，都是接收来自地下同一点A的反射，因此分别从这六张记录中抽出的21、17、13、9、5、1道就是共反射点A的共反射点道的集合，称为共反射点道抽道集。其它的反射点也可以找到相应的共反射点道集。而O1-O6次激发记录，可由图中看出只能获得六次覆盖的四个相邻共反射点A、B、C、D的四个道集，它们为：1、5、9、13、17、21、A点2、6、10、14、18、22、B点3、7、11、15、19、23、C点4、8、12、16、20、24、D点 O

11、11O2O3O4O5O6O7图4 六次覆盖观测系统图O112124O11162413 O1112249O118245ABCD 炮点检波点反射点 O11241220242421 20 1591317481216124O141若连续激发O7O8O9O10O11等炮点，则可以获得一张连续的六次覆盖剖面。它们的共反射点的相应叠加道抽道集如表所示。由表还可以知道这种观测系统只有4种抽道集即上述B、C、D四种，组成24道六次覆盖一张记录共重复六次。从O6以后，每增加一炮就重复一次。另外从图5-3还可以看出，炮点的水平连线与共反射点道集的连线是互相垂直的，其交点就是共反射点在地面的投影。这就是单边激发24道

12、仪器六次覆盖的观测系统。表1 组成每个共反射点道集各道的炮号和道号表反 射 波道 号炮 号 12345678910111213141516171819202122121222324217181920212223243131415161718192021222324491011121314151617181920212223245567891011121314151617181920212223246123456789101112131415161718192021227123456789101112131415161718812345678910111213149123456789101012

13、3456111211.4.3 名词解释炮点（SHOTPOINT）：用来产生弹性波能量的震源点中心，也称作震源。缩写为：SP检波点（RECEIVER POSITION）：地震波接收点中心道 数（TRACE NUMBER）：地震记录道数目深度点(DEPTH POINT）：来自炮点并旅行到检波点的地震射线在地层上的入射点，缩写为DP共深度点（COMMON DEPTH POINT）：如果地层界面为水平界面，在测线上不同位置O进行激发，在一系列对应检波点S上接收到来自地下反射界面上同一点R的反射波。R就叫共反射点，或叫共深度点。缩写为CDP（共深度点）或CMP（共中心点）覆盖次数（STACKING FO

14、LD）：组成一个CDP的道数叠加（STACK）：对属于同一个道集的地震记录道进行相加剖面（SECTION）：沿着地震测线的垂直切面，以时间或深度为单位的地下地层的影象，由相邻的道组成1.5 与地震勘探有关的各种地震波图5 地震勘探中的各种波OS直达波A滑行波透射波入射波入射波折射波反射波baallr1r1r2在地震勘探中用震源激发时，一声炮响之后会产生各种各样的地震波。按在传播过程中质点振动的方向来区分，可分为纵波和横波；按是在介质中传播还是在自由表面或岩层分界面上传播可分为体波和面波；按照波在传播过程中的传播路径的特点，又可把地震波分为直达波、入射波、反射波、透射波、滑行波和折射波几种，见图

15、5。介质1介质2简单全程多次反射波1.5.1 纵波和横波理论和实践证明，介质中各点的振动方向和波的传播方向可以是不相同的。介质中各点的振动方向和波的传播方向相同的波就是纵波，介质中各点的振动方向和波的传播方向相垂直的波是横波。更形象地说，在传播着纵波的弹性介质中，在同一时刻各点的密度是不相同的，有的部分受到压缩（密度增大），有的部分发生膨胀（密度减小）；随后，压缩的部分回变为膨胀，而膨胀的部分却变为压缩。介质中各个部分这样一胀一缩地交替变化着，也就是介质中各点振动方向与波的传播方向相同。因此，纵波又叫做疏密波或压缩波。另外，由于纵波似乎是受推动（Push）产生的，常简称为P波。在地震勘探中，目

16、前主要利用的是纵波。在传播横波的弹性介质中，同一时刻各点的密度不变，但各点介质似乎是垂直于波的传播方向剪切似地在摇动（Shake），故常称为S波，因此也叫切变波或剪切波。目前在地震勘探中主要用到的是纵波。1.5.2 体波和面波地震纵波和横波可在地层中介质的整个立体空间中传播，所以把它们合称为体波。通常我们看到的水波，那不是在水的内部，而是在水和空气的分界面上传播的一种波，这种在介质的分界面上传播的波叫做面波。在地震勘探中，爆炸不但会在地层中引起体波，而且会在地表面（岩石和空气接触的分界面，也称为自由表面）以及在地下许多不同岩层的分界面上产生复杂的面波。特别是沿地面传播的波，已知有好几种类型，通

17、常统称为“地滚波”。这种波在地表最强，但随深度的加大而迅速衰减。1.6 波阻抗和反射系数1.6.1 波阻抗当波到达两种介质的分界面时，通常会分成两部分，一部分能量回到第一种介质中，就是所谓的反射波；另一部分能量透入第二种介质中，就是所谓的透射波。在这个分界面上面为第一种介质，下面为第二种介质。分别是上、下介质的密度，V1和V2分别是波在上、下介质中的传播速度。则把密度和速度的乘积叫做波阻抗。就是说，上下两种介质的波阻抗分别是。1.6.2 反射系数当地震波入射到两种波阻抗不相等()介质的分界面上，就会产生波的反射。的差别越大，反射波越强。反射波的振幅A反与入射波的振幅A入有如下关系：其中R定义为

18、该界面的反射系数，说明反射振幅除与入射振幅有关外，主要与上下界面的波阻抗差成比例。1.7 地震波的速度地震波的速度是地震勘探中最主要的一个参数，是地震波的运动学特点之一。在用地震勘探方法研究地下地质构造起伏形态时，其基本公式是(3)：从这一基本公式可以看到速度参数v的重要性。在资料处理中，要作NMO校正，需要叠加速度；在作时深转换时，需要平均速度。因此，我们要了解和掌握各种有关速度的概念及其求取方法。1.7.1 平均速度其定义是：在垂直层面的方向上，波旅行的总时间除这组地层的总厚度，也可定义为：一组水平层状介质中某层以上介质的平均速度v，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

19、。对n层水平层状介质的平均速度v为：或式中 hi 每一层的厚度 每一层的垂直时间 每一层的层速度1.7.2 均方根速度与叠加速度在平均速度的讨论中，是当地震波的射线垂直层面时得到的速度概念。而实际的层状介质或连续介质的射线不是垂直层面的直射而是折射线或曲射线，利用这种介质和射线的状态求得的速度便是均方根速度。将水平层介质的反射波时距曲线近似地当作覆盖介质为均匀的反射波时距曲线所求得的波速即为均方根速度：均方根是说把各层速度值的平“方”按时间取其加权平“均”值而后取平方“根”值（注意其中速度较高的层所占比重要大），可见，均方根是把层状介质反射波时局距曲线近似地当作均匀介质的双曲线型时距曲线求出的

20、速度。我们知道，动校正公式为：式中： 为自激自收时间V 为界面以上的地层速度当t0、x已知时，利用上式求t的先决条件是须求出速度V，在数据处理中一般通过速度分析得到，这种速度叫做叠加速度。利用这个速度可以计算出精确的动校正值使反射波同相轴对齐，并能得到较好的水平“叠加”剖面。当地层存在倾角时，利用速度谱求得的速度，这个速度叫等效速度（与水平界面所用速度等效），但一般还是把它叫叠加速度，因为它同样可以计算出精确的动校正值，而得到有效的水平叠加剖面。叠加速度一般都大于地层速度，且，只有当界面水平（a0）时，。可见，用速度谱求出的大量速度数据，都是叠加速度，是计算动校正的主要参数：上述叠加速度在地层

21、水平时就等于均方根速度。在地层倾斜时经过倾角校正（乘以倾角的余弦）后就是均方根速度；用它们可以求出与地层岩性性质有密切关系的层速度。1.7.3 视速度前面所讨论的速度，我们都是沿着波的传播方向来考虑问题的。如果不同沿着波的传播方向而是沿着别的方向来确定波的速度，得到的速度就不是波速的真实值。这样的结果叫做波的视速度。图6 视速度att2t1DtS2S1dxDxDSax射线波前AB我们知道，速度是一个向量。当谈到波速时，我们是沿着波动方向或射线方向考虑的，如果沿着别的方向来确定波速，其结果将不是真实值，这时的速度叫做波的视速度，用V*表示。当在地震勘探中所谓的视速度，一般就是指波沿预测线方向传播

22、的速度。如图6。假设在地面上沿直线AB观测地震波，S1、S2为直线上相隔距离不大的两个观测点，由深部到达地面的波的波前可近似看作平面波。设平面波前t1时刻到达S1点，t2时刻到达S2点，波前与观测线的夹角为a。如果不考虑波从哪里来，在观测线上看，好象波沿AB线传播，即经过时间间隔，走过的距离，即波沿此观测线传播的速度为：其中：V*称为视速度。实际上，波并不是沿测线AB传播，而是沿垂直于波前的方向以真速度V传播，在时间内传播了的距离，因此，可见真速度v与视速度V*是不同的。那么两者有什么关系呢？从直角三角形可见将此式带入(8)式，得：此式代表了V与V*的关系，这关系叫视速度定律，a称为入射角。由

23、视速度定律可看出：波沿测线传播的视速度经常较真速度大。当a90时，即波前垂直于观测线，这时波沿测线传播的视速度等于真速度，即。如直达波的视速度就等于真速度。如a0，波前平行于观测线，这时视速度为无穷大。可见视速度一方面取决于真速度，但更重要的是取决于波对于地面入射角的变化情况。研究V*的变化，对区分不同类型的波具有极大的实际意义。视速度与真速度不同，它可以是正值，也可以是负值，如果沿测线正读数方向传播，视速度为正值，反之为负值。1.7.4 层速度沉积岩的特点是成层分布。与地层的成层性相对应，速度从浅到深也可分为几个速度层，各层之间在波速上存在明显的差别。这种速度分层与地层的地质年代、岩性上的分

24、层一般是一致的，但也可能不完全一致。并且速度分层没有地质分层那么细，有时地质年代不同，但岩性相同的一些地层也可以成为一个速度层。在地震勘探中，把某一速度层的波速叫做这一层的层速度。层速度可用下述方法求得： 用声波测井求取层速度； 用VSP测井求取层速度； 由均方根速度利用迪克斯（Dix）公式求取层速度。迪克斯公式为：？1.7.5 影响地震波速度的因素地震勘探是以研究地震波在岩层中的传播为基础的。岩石的弹性性质不同（主要表现为地震波的速度不同），地震波在其中传播的情况就不同，地震勘探正是利用了这种关系来研究地下地层的地质构造问题的。理论研究与大量实际资料证明，地震波在岩层中的传播速度与岩层的弹性

25、性质有关。如与岩石的弹性常数、密度、埋藏深度、地质年代、孔隙度和孔隙中流体等因素有关。一般说来，岩石越致密、地质年代越老、埋藏越深，其速度就越大。在解释速度谱时，我们可据此对速度的正确性进行判断。1.8 地震反射法、地震折射法地震波在传播过程中，当遇到弹性分界面时，将产生反射和折射；接收其中不同的波，就构成不同的地震勘探方法。大致有：1.8.1 地震反射法是在离震源较近的若干个观测点上，测定地震波从震源出发入射到不同的弹性分界面上经反射后回到地面的旅行时间T。如果我们用其它方法测定出地震波在岩层中的传播速度V，就可以按公式得出地层分界面的埋藏深度H。沿着地面上一条测线，一段一段地进行观测，并对观测结果进行处理之后，就可得到形象地反映地下岩层分界面起伏变化的深度构造的成像-地震时间剖面图。1.8.2 地震折射波是研究在速度分界面上（波在这个界面之下地层中的传播速度V2大于波在其上面地层中的传播速度V1）上滑行波所引起的振动。这种振动返回地面被接收下来，在地震勘探中叫折射波。折射波到达不同观测点的时间包含着速度界面的深度和速度的信息。