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地震
第四章地震剖面的形成(15学时)
第一节速度的概念及其相互关系
一、速度的用途
1、在地震勘探的各个阶段中,速度是不可缺少的重要参数,其重要用途有以下几方面:
设计多次覆盖观海系统,确定组合检波形成,都需要知道有效波和干扰波的速度。
剩余时差:
2、速度是资料处理所必须的参数
动校正:
精校正:
偏移迭加需要偏移速度,迭加速度等
3、资料解释中的应用:
(1)时深转换的重要参数,把时间剖面转换成深度剖面利用下式:
(2)利用速度资料计算空校量板,进行偏移归位
(3)根据速度资料辨别波的性质:
如:
多次波(低速异常)、绕射波(高速异常)、
利用速度资料,计算空气校量板,进行偏移归位。
折射波、面波、声波。
(4)利用速度资料进行制作合成地震记录,确定地震剖面上的地质层位。
(5)利用速度纵向和横向变化规律,研究地层沉积特征和沉积模式。
(6)利用层速度资料,直接划分地层和岩性,进行烃类检测。
(7)利用纵波和横波速度的比值,判别粮店性质(含气→低速),上此可见速度资料对地震勘探的各个环节都会产生影响,而最终都影响到解释成果的精度,提取分析和利用速度资料,也是地震解释工作的一个重要组成部分。
二、速度的概念
严格地讲,速度是矢量,具有大小和方向,它是空间计算的参数,即V=V(x、y、z),这就是说,即使在同一岩层的不几部位和不同方向,地震波的传播速度也各不相同。
事实上,地下介质是不均匀的,所以地震波在岩层中传播的速度值是很难精确测定的。
然而,为了满足生产的需要,根据用途不同和地震勘探技术所能达到的水平可以对复杂的介质作种种面化,建立近似的模形,因而引入了各种不同用途的速度,下面我们就一一讲解。
(一)平均速度
为了将地震记录从时间剖面转换成深度剖面,引入平均速度对于n层水平层状介质其平均速度定义。
地震波垂直入到某个界面所在的总路程与时间比叫平均速度。
O*
从另一角度也可以引出有篷货车的定义:
设有n层水平层状介质,在O点效泡,在S点接收,我们先作出炮点O的虚密度O*并假设地震波在传播时按直线传播即波从O入射到Rn界面上某一点P时OP就为直线,这时波从O→P,再P→S所在的路程相全于波O*→P→S所走的总路程,设波入射角度为X这时,如果把有篷货车定义为在水平层状介质中波沿直线传播,所走的总路程与所需总时间之比:
可见两种讨论结果是一样的。
但需要注意的是:
地震波在水平层状介质中的传播路经是折线而不是直线,
我们以有篷货车时是假定波沿直线传播的,是一种对实际介质结构的近似面代。
因而,
平均速度有误差,随着观测点离炸点的距离增加,这种误差就越大。
由此可见,
平均速度只有在垂直入射或炮栓距范围不大的情况下才是正确的。
所以它只适用
把时间剖面转换成浓度剖面,以将地震层位与钻井层位对比。
P
(二)均方根速度VR
通过前面的学习,我们知道,地震波的传播遵从“沿所需时间最短的路”这一原理,即费马原理,在均匀介质中,所需时间取短的路程是直线,因而均匀介质、水平界面情况下反射波的时距曲线是一条双曲线即:
或
这个式子的意义在于如果一条时距曲线的方程可以写成这样的形式,就表示波是以常带传播的,且波速的数值就等于式中X2项的分母的平方根,下面要引入几个概念时,都按这个思路,先把有关的议程式化为(1-2)的形式,又从X2项的分母中找出引入的速度概念。
现在根据实际的介质结构情况,提出这样的问题,如果有一水平界面,覆盖介质是不均匀的连接介质或水平层状介质。
当然,不管介质结构如何,地震波总是遵从费马原理的,那么这种情况下的反向波时此曲线的表达式将如何?
它还是不是双曲线?
如果不是的话,能否在一定条件下近似地把它看成双曲线?
正确地解决这些问题是有很大实际意义的,因为在生产工作中进行动校正时,不管介质是否均匀,都是采用双曲线分式计算动校正量。
也即把反射波时距曲线总是看成双曲线,通过下面的计论将会看,这样做是有误差的。
均方根速度的概念就是在讲座这些问题的过程当中,在把不是双曲线关系的时距方程,面化为双曲线关系的要引入的一个速度概念。
下面的水平层状介质为例,按照上面的问题和思路进行具体讲座计算导出均方根速度的概念。
如图示的水平层状介质,在O点激发,在S点接波到第n层底面的反射波传播时间为:
相应的炮检距:
这是水平层状介质反射时距曲线的
参数方程,通常为了方便要把它们设为以射线参数P表示的议程,因为根据透射定律有
(2)
(1)
将
(1)式用二项式展开
当αi较小且
两边平方力学去高次项
Pvi=sinαi≤1可略去高次项得
同理对
(2)进行二项展开并略去高次项得:
ti
由<3>式得
Vi2ti
令VR=则t2=t2+形状为双曲线,称为均方根速度。
定义:
把水平层状介质情况下的反射波及时距曲线近似地当作双曲线,求出的波速就是这一水平层状介质的均方根速度。
VR的意义还可以这样说明:
把各层的速度值的“平方”按时间取其加权平均值后再平方根值,VR并不是真正准确的速度,只不过在层状介质的它比平均速度近似而已,因它考虑了不均介质的“折射”效应,适用范围较大些。
介质均匀且水平时V=VR=Van,可作动校正用。
(三)等效速度Vφ(有效速度)
我们已经推导出倾斜界面,均匀覆盖介质情况下的共中心点时距曲线方程
Vφ2
则上式可写成与均匀介质水平界面情况下一样形式
即:
Vφ→倾斜界面均匀介质情况下的等效速度
(四)迭加速度
Vα2
从上面的讨论可以知道,在一般情况下(水平界面均匀介质,倾斜界面均匀介质,覆盖层为层状介质或连续介质等),都可将共中心点反射度时距曲线看作双曲线,用一个共同的式子表示Vα→迭加速度
对于不同的介质结构就有更具体的意义,例如:
对倾斜界面均匀介质Vd=Vq,对水平层状介质Vd=Vq均匀介质界面水平时Vd=V层状介质倾斜面Vd=VR/cosα,迭加速度Vd的含义也可以从另一角度来解释,在实际的地震资料处理工作中,我们是通过计算速度谱来求取迭加速度的,对于某一深度的共反射点时距曲张其正常时差随速度而变。
△t=t-to=x2/2v2to实际工作中利用选择结合出多列的速度值。
(V1、V2=V1+V△,V3=V1+2△V,……)进行动校正,动校正后把属于同一共反射点集的记录进行迭加,并观察其迭加结果,根据能量最终的准则,寻找正确的迭加速度。
E
设待测的速度值为Vd,选用速度V进行动校下若
V>Vd则校正不足,不同相迭加能量较弱
V V=Vd同相轴校正为直线,迭加能量最强。 因此,迭加能量最大值所对应的速度即为所求速度Vd 对一固定的to(即固定的某一浓度的地层)可以求得一条能量随速度变化的曲线,我们称这为速度谱曲线,变换to按照上述方法可以分别求得所对应的谱线,这些谱线称为速度谱。 实际工作就是从速度谱中连续读取速度值进行动校正后然后迭加,因此根据能量判虽准则,从速度谱中求得的能量最大对应的速度称为迭加速度Vd,在读取速度谱时要剔除多次波,它虽然有能量团,但一般小于正常速度(低速异常)绕射波一般是高速异常。 (五)层速度 层速度是速度分层的速度。 某一厚度的地层△hi与通过该地层的地震波的旅行时间△ti Vi=△hi/△ti该速度很有用,因为不的岩性反映某波速的不同。 所以可以通过速度分析来判别岩性,它的它的速度可以由地震沿井特别是声波测井求得,但是井资料是很珍贵的,不能处处打井,因此在缺少井资料的情况下,可以由均方根速度换算得到。 <1> 设已知第八层底界面以上地层的均方根速度为 = <2> 第n-1层底界面以上地层的均方根速度为 =2V2n·tn→第n层的垂直时间 - 第n层的层速度 若名的迪克斯方式(Dix)是地震勘探中常用的方式之一。 i=1 由于层速度Vn与地层岩性有关,因而可用于判别地层的岩性或获得其它地质信息,例如: 所定沉积环境与相交以及推断流体成分的变化。 Vi2ti t2=to2+ cosφ )1/2 (六)瞬时速度V与射线平均速度Vs 暖时速度V与平均速度Vs,只是作为概念引入,在实际的工作中是难以测定的。 但它可作为一个特定的标准,便于其它各种速度进行比较,看看其它能测定的速度的准确性。 1、瞬时速度(真速度) 我们将波沿射线路径在某一深度点上的传播速度称为瞬时速度。 并定义为深度Z对时间t的微商,即V=dz/dt 连续介质中,波沿射线路径传播时,在不同深度点上的速度是不同的,在同一深度上波沿不同的射线传播时速度也是不一样的,瞬时速度正确地反映了波在介质中传播的真实速度。 2、射线平均速度 在非均匀介质中,波沿射线传播的速度称为射线速度。 这种速度是随射线路径而变 的,在实际工作中很难测定,但作为一种近似又可实际计算,我们引入放射线平均速度的概念,即将波沿某一条射线传播的总路径除以传播的总时间叫波沿射线传播的射线平均速度Vs=s/t √ 1-P2Vi2 对于水平层状介质 Vs= 1-P2r2(z) 连续介质 三、各种速度之间的关系及换算 上面重点讲讲各种速度的概念,下面通过各种速度的相互比较来进一步阐述它们的含义及应用范围以加深我们对各种速度要领的认识。 (一)平均速度(Vav)与均方根速度(VR)的关系 平均速度和均方根速度都是对介质模型作了不同的简化,引入不同的假设后导出的速度概念。 为了比较它们之间的差别和精度,我们用比较精确的射线平均速度作为标准。 下面通过例子来说明,以射线平均速度为标准,分析比较平均速度和均方根速度的特点,看看在什么条件下哪一种速度概念反映实际情况准确,进而总结出它们的应用范围。 先看一个实例,设有一组3层层状介质,如图示, 常数 α3 设波沿直线传播,则 = γ1 V3=6000米/秒 常数 =20°10′ =arcsin16°42′ V2 V1=arcsinβ1 同理 i=1 用射线平均速度与它们作比较: 给定一个角度α即固定射线有VS值 5000×cos20°10′ 当α=10°时 α hitgαi n 2 i=1 2 x(米) Vav VR 米/秒 10° 1684 4286 4472 4310 20° 3977 4286 4472 4420 25° 6003 4286 4472 4560 30° 27025 4286 4472 5450 1500 覆盖层中最高速度层的速度 从定义射线平均速度是最准确的,它随着出射角的不同而不同,三种速度之间关系如图所示: 可以归纳出几点结论: (1) 6000米/秒 对同一介质模型三种速度是不一 致的,其中平均速度和远方根速度是常数,而射线平均速度随着射线方向和路径而变,当放射角增加或炮检距增大时,射线平均速度也增大。 (根据费马原理泡检距增大,必然在高建层中多走一些路径)(波沿所需时间最小的径) (2)当x=0时,Vav=Vs但,VR值过 大,随着x增加,Vav偏离射线平均速度,误差越来越大,而VR逐渐接近Vs在某一x处,VR〧Vs x再增大,VR偏离VS误差增大(x小时用Vav、x大时用VR) 且Vav≦VR 此结论还可以用不等式互兹不等工一般地证明。 书有有深的证明。 (3)对同一介质结构,波沿不同射线传播的速度各不相同,然而其近似简化的平均速度和均方根速度为常数。 显然用常数对其共反射点疲乏集作动校正只是一种近似,不能完全校正准确,随阒炮检距的增大这种误差越来越大。 Vav只能用于时深转换不能用于动较正,用动校正速度,偏低而引起动校正过量相反,不能用VR作时深转换,否则会因速度偏高,使其计算的深度偏移。 (二)用迭加速度求均方根速度 1、若认为地下为水平层水介质 Vα=VR 2、倾斜界面时Vα的计算 现在是已在多次覆盖资料如何求VRVR=VαcosφVd可以多次覆盖资料中由多次覆盖资料可作速度谱从速度谱中读取Vd,现在是如何求取cosφ O x to l: 任意两个共反射点之间的距离 [(VR,i2·to,i-VR,n-12·to,i-1)·(to,i-tp,i-1)]1/2 2 Vd ) 射线平均速度对每条线都是不一样的,它既是沿射线路径传播时间的函数,也是射线出射角的函数。 射线平均速度较准确地反映了波在非均匀介质中传播的真速度。 对速度随炮检距变化很敏的自动剖面偏移是十分有用的。 第二节地震波传播速度的影响因素及性质 一、影响因素理论研究和大量实际资料证明: 地震波在岩层中的传播速度和岩石的性质有关,岩石的性质包括: 弹性常数、岩石的万分、密度、□□净度、地质年代、孔□度等因素,下面分别说明一下它们之间的关系: (一)速度与岩石弹性常数的关系 根据弹性理论的波动方程可求得: 在均匀各自同性的完全弹性介质中,纵波VP和横波速度VS分别写为: λ: 拉梅常数 = K: 体变模量(-P<压力>=Kθ<体应变>) 切应变: 体积元的相对形变 大多数岩石范围: 0.1~0.7,液体μ=0即不产生形状改变 σxx=E·ExxE: 杨氏模量 线应力 法向应力 S 当弹性体在外力作用下发生形变时,总有一种力欲使弹归体恢复其原状,这种力自然数为内力单位面积上的内力称为应力 一个物体受力时,应力为力与受力面积之比Б= V: □□比,它们都是说明介质的弹性介质的参数,V在大多情况下大约等于0.25,只有在疏松的岩石中,V≈0.5,所以V的变化不大。 杨□□其量的大小和岩石的成分、结构有关,随着岩石密度的增加,正比ρ增加的快,所以当岩石密度增加时,地震波的速度不是成少反而是增加。 同一介质中纵波和横波速度比的关系如下: Vp =1.732 (二)与岩性的关系 因为不同类型的岩石,其造岩矿物、岩石结构,形成环境及孔结构都不相同,所以不同类型的岩石的地震波在其中传播速度也是不同的,表6-1-1显示了不同岩石的纵波速度,通过此表可以总结出以下几点结论: (1)对于同一岩性来说,速度值变化范围很大 (2)不同岩性的速度有一定范围的重迭。 (3)介质组成成分或单纯速度变化范围越小,如油、气、水(4)横段速度变化□□,通过以上几点结论可以看出,单纯利用速度参数来鉴别岩性精度是很低的,但在特定条件下利用新技术新方法来鉴定岩性是可能的。 (三) ρ 密度 经验表明,沉积岩中的波速与岩石密度有密切关系,从公式Vp=可 看出 (1)又根据大量的资料,对某些石灰岩和砂页岩来说地震波在其中传播的速度与密度可近似表示为V=6ρ-11V2=km/sρ: 8g/cm3 (2)通过对大量岩石我研究,在对大量数据分析整理的基础上砂岩、泥岩、石灰岩、白方岩等岩性,又可加结纳分式表示如下: ρ=0.31×V1/4V: m/sρ: g/cm3 此分式对岩盐和硬石膏不适: 这步经验公式具体地反映了速度与密度之间的关系,为参数之间的换算提供了方便。 例如: 在计算人工全盛地震记录时,如果巳知V,但没有密度参数,这时可利用这步公式进行换算。 (四)与构造运动和地质年代的关系 通过大量实际资料得出以下几点结论: (1)同样浓度成分相似的岩石,年老的岩石(沉积时间长)比年轻的岩石速度高。 (2)构造运动常使地层发生许多微裂缝,它们使岩石的速度大大的降低。 用此距构造节越近,地应力造成的微裂除越发青,速度越低(这也不是绝对的)。 在不同地区会有不同的表现,在强烈褶皱地区经常测到速度的增大,这时因为地应力的挤压作用造成围压升高,地区紧因所致,而在隆起后遭风化剥蚀则速度变低。 (五)孔隙度 在大多数沉积岩中,岩石的实际波速是由岩石基质的速度,孔隙度,充满空隙的 液体地速度以及数粒之间的胶结物的万分等因素来决定的。 经过多年的研究现在认为比较合适的,是液体速度,颗粒速度与孔隙度之间willy时间平均方程: 式中: V: 波在岩石中的实际速度Vf: 是波在孔隙的流体中的速度 Vr: 是岩石基质的速度Φ: 是岩石的孔隙度 公式的适用条件: 岩石孔隙中只有油、气或水一种流体,且流体压力与岩石压力相等。 从公式中很容易看出: 当孔隙度为零时,V=Vr当孔隙度为100%时,V=Vf孔隙度越大,整体速度受流体速度的影响就越大。 因而会降低整体速度,当流体压力接近大气时,即在实际条件下,时间平均方程必须用一个压差,调节长度C加以修正,这时可用下式 + 当流体压力等于岩石压力的一半时,C〧0.85图6-1-4给出了根据修改后的时间平均方程得到的速度与孔隙度的关系。 V水≥V油≥V气 (六)流体性质 在油、气、水等流体中地震波的传播速度比岩矿的速度低,所以当岩石孔隙中充满着油、气、水时岩石中波的传播速度就会降低。 在砂泥岩剖面中,由于孔隙中充填的介质不同,而形成明显的速度就分界面在砂碉中、油、气、水之间以及油、气、水以及底围岩之间均能形成良好的物性界面。 且这些界面的反射参数比一般岩性界面的反射参数大得多,因而含油砂岩、特别是含气砂岩在地震剖面上将以亮点形式出现。 (七)埋芷深度 地层的埋芷越深,或岩团结作用越强,孔隙度越小,当然其速度也就越高。 (八)固压和差导压力的影响 固压是上覆岩层的重量荷载产生的压力,它正比于地层的埋深和密度,差异压力则为固压与孔隙内流体压力之差值。 固压的作用主要是使地层的固结柱底增加,孔隙度减少从而速度增加,地层的差异压力大小与速度成正比关系(这说明欠压实的地段适常具有低速异常的原因) (九)速度分布规律 在沉积剖面中,速度的分布具有: (1)成层性 (2)递增性h↑→v↑ (3)方向性: 速度在垂直方向上随着深度而变,在□上,受地质构造沉积岩性的控制。 (4)分区性: 在不同的地区,由于沉积环境不同和岩性变化,速度在平面内的颁具有分区分节的特点在机岩发育的地区V高 在砂泥岩发育地区V低 岩石中波的传播速度是反映岩石性质构造分布的主要产参数,因而研究影响速度的地质因素,掌握沉积剖面中的速度分布规律是很必要的。 二、速度的来源 速度是一重要参数,不论是在解释和处理中应用都很广,前面咱们讲了几种速度的概念及影响速度的主要因素。 今天,咱们讲如何获得我们所需要的速度。 速度资料主要通过三种方法得到 (1)地震测井 (2)声波时差测井(3)地震参数覆盖资料——速度谱 下面首先介绍用地震测井方法求取平均速度的□外工作方法和资料整理工作。 (一)地震测井 1、地震测井的野外工作 仪器 进行野外测井是将地震测井检波早器用电缆放入深井中,检 t 波器按一定距离向上提升一次,在井口附近爆炸,激发的一次地震波,测井检波器记录下从井口到检波器深度处直达波的传播时间t,检波器的浓度H可由电缆长度测得。 这样就 可以求得该深度H以上各地层的平均速度。 测井时,首先是将检波哭沉放到井底,从井底测起,测点间隔50米,在地层的分界面 附近适当加密测点,检波哭在井中不能停留过长时间,以免出现 泥浆因结卡住检波哭,有一点应注意,当地层倾角较大时,炮点应 θc 布置在地层下倾方向,以防折射波干扰。 测井资料的初步整理和分析必须在井场进行,发现问题及时检查和补充。 例如在现场作H—to关系曲线(垂直时距曲线)发现异常的点子时,及时补炮检查 2、震测井资料的整理 h 地震测井的情况及有关参数,如图示: 激发点在地面的位置 是O,但真子位置是井底O’爆炸井深度H,爆炸井同深井的 水平距离是d,通过测井得到的原始数据是每次检波器沉放沉度H以及相应的记录下来的透过波传播时间tc ·tc 通过对地震测井资料的整理,可得出几种成果: =t (1)利用上面式计算出t和Vav,先把t换算t0(t0=2t)把数据画在Vav—t0坐标中,就得到平均速度(随t0变化)曲线。 (2)把H~t0/2的对应数据点在H~t0/2坐标□中得 到地震波沿垂直向下方向传播的距离与传播时间之 间的关系叫做垂直时距曲线。 (3)当地层剖面的速度分层明显时,在垂直时距曲 Vn米/秒 线上将表现为由许多斜眩不同的折线所组成,每一段 △t 折线反映了一种层速度的地层。 折线段的斜率其倒数 就是这一地层的层速度。 Vn即Vn=,利用这 一关系求出各层的层速度后可作出Vn—H曲线反映层 速度随深变化的情况。 用地震测井求取的平均速度和层速度是比较可告的速度资料,有条件时要多进行地震测井。 (二)声波时差测井(声速测井) M 它是一种地球物理测井方法。 现已广泛用于地震勘探,成 为求取速度参数的一个重要手段。 它是利用沿井壁滑行的 初至折射时差来求取速度参数的,具有简单方便又能连续 l 观测的特点。 目前用的声速测井仪的原理如图。 主要有电 子线路和声系两部分组成,声系包括一个超声波发生器和 两个声波接收器。 它们之间的距离分别是L=1米ι=0.5米,测量时,井下仪哭由井底连续向上提,超声波发射哭O发射的20千脉冲波,经过泥浆以□□□角θc=arcsinVn/Vk(Vn是泥浆速度,VK是地层速度)入射到井壁上,产生一个沿井壁方向前进的滑行波,该波的一部分能量又经过泥浆以□□□角折射到接收器M和N上,形成时差△tk,时差的大小决定于M和N之间的地层速度Vk,因为M和N之间的距离是固定的,时差大表示声波在地层中的传播速度小,时差小表示传播速度大。 通过井上仪器的记录可得到一条声速时差曲线,单位是微秒/米,一般直接记录的时差是声波传播0.5米距离所用的时间。 但为了使用方便,地面记录仪器调节时,换算成传播1米距离所用的时间τk,其倒数就是相应地层的层速度Vk=1/τk这就是利用声速测井求取层速度的基本原理和过程。 求层速度时一般要对应岩性柱状图来求每层的层速度。 H,米 两种方法测得的速度都是比较准的,地震测井工作比声波测井工作复杂,而现在大多用的是声波测井资料。 本章小结: 1、掌握平均速度、均方根速度、迭加速度、层速度的概念及分式。 2、影响速度速度的因素 3、获得层速度的方法 4、几种速度的关系 思考题: 1、某一工区已有的原始资料是野外的多次覆盖地震记录,试述如何利用多次覆盖资料求得: (1)Vd (2)VR (3)Vn (4)Vav 第三节水平叠加剖面的形成 一、一道记录面貌的形成 地震子波: 爆炸产生的脉冲信号,当传播一距离后波形开始稳定,这时的地震被称为地地震子波。 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中,遇到波阻按分界面就会发生反射和透射,最后地震子波以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(主要决定于反射界面的反射参数的绝对值),极性有正有负(决定于反射参数是正或负),到达时间有先有后(决定于反射界面的深度和波速)。 1-1 此外,地下地层的落层对于记录面貌的形成也有影响。 假设地震波的延续时间为△t,而穿越岩层的往返时间为△τ此时 1)当岩层较厚,即△τ>△t时,同一接收 点收到的来自界面R1和R2的两上反射波可分开, 而形成两个单波,保留着各自的波形特征,这种情 况较少。 2)当岩层较厚时,地震子波的延续时间大于穿 越岩层的往返时间,即△τ>△t此时来自相近的各 t3 反射界面的地震反射子波,到达地面一个接收点时相互迭加,形成了复波。 如图8-1-2就是在S点上收
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