1、第四章 地震剖面的形成（15學時）第一節 速度的概念及其相互關系一、速度的用途1、 在地震勘探的各個階段中，速度是不可缺少的重要參數，其重要用途有以下幾方面：設計多次覆蓋觀海系統，確定組合檢波形成，都需要知道有效波和干擾波的速度。剩余時差： 2、速度是資料處理所必須的參數動校正：精校正：偏移迭加需要偏移速度，迭加速度等3、 資料解釋中的應用：（1）時深轉換的重要參數，把時間剖面轉換成深度剖面利用下式： （2）利用速度資料計算空校量板，進行偏移歸位（3）根據速度資料辨別波的性質：如：多次波（低速異常）、繞射波（高速異常）、 利用速度資料，計算空氣校量板，進行偏移歸位。折射波、面波、聲波。（4）利

2、用速度資料進行制作合成地震記錄，確定地震剖面上的地質層位。 （5）利用速度縱向和橫向變化規律，研究地層沉積特征和沉積模式。（6）利用層速度資料，直接劃分地層和巖性，進行烴類檢測。（7）利用縱波和橫波速度的比值，判別糧店性質（含氣低速），上此可見速度資料對地震勘探的各個環節都會產生影響，而最終都影響到解釋成果的精度，提取分析和利用速度資料，也是地震解釋工作的一個重要組成部分。二、速度的概念嚴格地講，速度是矢量，具有大小和方向，它是空間計算的參數，即V=V（x、y、z），這就是說，即使在同一巖層的不幾部位和不同方向，地震波的傳播速度也各不相同。事實上，地下介質是不均勻的，所以地震波在巖層中傳播的速

3、度值是很難精確測定的。然而，為了滿足生產的需要，根據用途不同和地震勘探技術所能達到的水平可以對復雜的介質作種種面化，建立近似的模形，因而引入了各種不同用途的速度，下面我們就一一講解。（一）平均速度為了將地震記錄從時間剖面轉換成深度剖面，引入平均速度對于n層水平層狀介質其平均速度定義。地震波垂直入到某個界面所在的總路程與時間比叫平均速度。h1v1h2v2R1R2R3Sl1l2 PO*從另一角度也可以引出有篷貨車的定義：設有n層水平層狀介質，在O點效泡，在S點接收，我們先作出炮點O的虛密度O*并假設地震波在傳播時按直線傳播即波從O入射到Rn界面上某一點P時OP就為直線，這時波從OP，再PS所在的路

4、程相全于波*所走的總路程，設波入射角度為這時，如果把有篷貨車定義為在水平層狀介質中波沿直線傳播，所走的總路程與所需總時間之比：可見兩種討論結果是一樣的。 但需要注意的是：地震波在水平層狀介質中的傳播路經是折線而不是直線，我們以有篷貨車時是假定波沿直線傳播的，是一種對實際介質結構的近似面代。因而，平均速度有誤差，隨著觀測點離炸點的距離增加，這種誤差就越大。由此可見，平均速度只有在垂直入射或炮栓距范圍不大的情況下才是正確的。所以它只適用把時間剖面轉換成濃度剖面，以將地震層位與鉆井層位對比。h1v1h2v2R2R1SOhnvnRnRn-1P（二）均方根速度VR 通過前面的學習，我們知道，地震波的傳播

5、遵從“沿所需時間最短的路”這一原理，即費馬原理，在均勻介質中，所需時間取短的路程是直線，因而均勻介質、水平界面情況下反射波的時距曲線是一條雙曲線即： 或這個式子的意義在于如果一條時距曲線的方程可以寫成這樣的形式，就表示波是以常帶傳播的，且波速的數值就等于式中X2項的分母的平方根，下面要引入幾個概念時，都按這個思路，先把有關的議程式化為（1-2）的形式，又從X2項的分母中找出引入的速度概念?，F在根據實際的介質結構情況，提出這樣的問題，如果有一水平界面，覆蓋介質是不均勻的連接介質或水平層狀介質。當然，不管介質結構如何，地震波總是遵從費馬原理的，那么這種情況下的反向波時此曲線的表達式將如何？它還是不

6、是雙曲線？如果不是的話，能否在一定條件下近似地把它看成雙曲線？正確地解決這些問題是有很大實際意義的，因為在生產工作中進行動校正時，不管介質是否均勻，都是采用雙曲線分式計算動校正量。也即把反射波時距曲線總是看成雙曲線，通過下面的計論將會看，這樣做是有誤差的。均方根速度的概念就是在講座這些問題的過程當中，在把不是雙曲線關系的時距方程，面化為雙曲線關系的要引入的一個速度概念。下面的水平層狀介質為例，按照上面的問題和思路進行具體講座計算導出均方根速度的概念。如圖示的水平層狀介質，在O點激發，在S點接波到第n層底面的反射波傳播時間為：相應的炮檢距： 這是水平層狀介質反射時距曲線的參數方程，通常為了方便要

7、把它們設為以射線參數P表示的議程，因為根據透射定律有（2）（1） 將（1）式用二項式展開 當i較小且 兩邊平方力學去高次項Pvi=sini1 可略去高次項得同理對（2）進行二項展開并略去高次項得：t i由<3>式得x2 VR2 2n2i=1PVi2ti2n2i=1P=Vi2tix<4>t 2=t0+2 t04n2i=1Vi2tiX2t o2+t in2i=12n2i=1Vi2tiX2t o2=2n2i=1t in2i=12n2i=1Vi2ti令 VR= 則t2=t2+ 形狀為雙曲線，稱為均方根速度。定義：把水平層狀介質情況下的反射波及時距曲線近似地當作雙曲線，求出的波速

8、就是這一水平層狀介質的均方根速度。VR的意義還可以這樣說明：把各層的速度值的“平方”按時間取其加權平均值后再平方根值，VR并不是真正準確的速度，只不過在層狀介質的它比平均速度近似而已，因它考慮了不均介質的“折射”效應，適用范圍較大些。介質均勻且水平時V=VR=Van，可作動校正用。（三）等效速度V（有效速度）我們已經推導出傾斜界面，均勻覆蓋介質情況下的共中心點時距曲線方程t=x2cos2+4h02t=t02+v2x2cos2t2=to2+x2V2 則上式可寫成與均勻介質水平界面情況下一樣形式即： V傾斜界面均勻介質情況下的等效速度（四）迭加速度t2=to2+x2V2從上面的討論可以知道，在一般

9、情況下（水平界面均勻介質，傾斜界面均勻介質，覆蓋層為層狀介質或連續介質等），都可將共中心點反射度時距曲線看作雙曲線，用一個共同的式子表示 V迭加速度對于不同的介質結構就有更具體的意義，例如：對傾斜界面均勻介質Vd=Vq，對水平層狀介質 Vd=Vq 均勻介質界面水平時Vd=V層狀介質傾斜面Vd=VR/cos，迭加速度Vd的含義也可以從另一角度來解釋，在實際的地震資料處理工作中，我們是通過計算速度譜來求取迭加速度的，對于某一深度的共反射點時距曲張其正常時差隨速度而變。t=t-to=x2/2v2to實際工作中利用選擇結合出多列的速度值。（V1、V2=V1+V，V3=V1+2V，）進行動校正，動校正后

10、把屬于同一共反射點集的記錄進行迭加，并觀察其迭加結果，根據能量最終的準則，尋找正確的迭加速度。OVVdVRVE設待測的速度值為Vd，選用速度V進行動校下若V>Vd 則校正不足，不同相迭加能量較弱V<Vd 則校正過量，不同相迭加能量V=Vd 同相軸校正為直線，迭加能量最強。因此，迭加能量最大值所對應的速度即為所求速度Vd對一固定的to(即固定的某一濃度的地層)可以求得一條能量隨速度變化的曲線，我們稱這為速度譜曲線，變換to按照上述方法可以分別求得所對應的譜線，這些譜線稱為速度譜。實際工作就是從速度譜中連續讀取速度值進行動校正后然后迭加，因此根據能量判雖準則，從速度譜中求得的能量最大對

11、應的速度稱為迭加速度Vd，在讀取速度譜時要剔除多次波，它雖然有能量團，但一般小于正常速度（低速異常）繞射波一般是高速異常。（五）層速度層速度是速度分層的速度。某一厚度的地層hi與通過該地層的地震波的旅行時間tiVi=hi/ti該速度很有用，因為不的巖性反映某波速的不同。所以可以通過速度分析來判別巖性，它的它的速度可以由地震沿井特別是聲波測井求得，但是井資料是很珍貴的，不能處處打井，因此在缺少井資料的情況下，可以由均方根速度換算得到。VRn=(t in2i=1n2i=1Vi2ti)1/2To2n2n2i=1Vi2ti()1/2<1>設已知第八層底界面以上地層的均方根速度為=t iTo

12、2n-1Vi2ti(VRn-1=(n-12i=1n-12i=1Vi2ti)1/2=2n-12i=1)1/2<2>第n-1層底界面以上地層的均方根速度為<1>2-<2>2 得V2R,n·to,n-VR,n-1 = 2n2i=1Vi2tin-12i=1Vi2ti=2V2n·tn第n層的垂直時間-Vn=to,n - to,n-1VR,n2to,n-VR,n-1·to,n-11/2第n層的層速度若名的迪克斯方式（Dix）是地震勘探中常用的方式之一。Vav=h in2i=1hiVin2i=1由于層速度Vn與地層巖性有關，因而可用于判別地層

13、的巖性或獲得其它地質信息，例如：所定沉積環境與相交以及推斷流體成分的變化。VR=t in2i=1n2i=1Vi2tix2 Vd2 VR=t2=to2+Vav=ncosVn=(to,n - to,n-1VR,n2tO,n-VR,n-1·to,n-1)1/2（六）瞬時速度V與射線平均速度Vs暖時速度V與平均速度Vs，只是作為概念引入，在實際的工作中是難以測定的。但它可作為一個特定的標準，便于其它各種速度進行比較，看看其它能測定的速度的準確性。1、 瞬時速度（真速度）我們將波沿射線路徑在某一深度點上的傳播速度稱為瞬時速度。并定義為深度Z對時間t的微商，即V=dz/dt 連續介質中，波沿射線

14、路徑傳播時，在不同深度點上的速度是不同的，在同一深度上波沿不同的射線傳播時速度也是不一樣的，瞬時速度正確地反映了波在介質中傳播的真實速度。2、 射線平均速度在非均勻介質中，波沿射線傳播的速度稱為射線速度。這種速度是隨射線路徑而變的，在實際工作中很難測定，但作為一種近似又可實際計算，我們引入放射線平均速度的概念，即將波沿某一條射線傳播的總路徑除以傳播的總時間叫波沿射線傳播的射線平均速度Vs=s/tVs=n2i=1hicosin2i=1hiVicosicosi =1-P2Vi2對于水平層狀介質Vs=Vs=ZOZOdzCos(z)dzV(z)cos(z)cos(z)=1-P2r2(z)連續介質三、各

15、種速度之間的關系及換算上面重點講講各種速度的概念，下面通過各種速度的相互比較來進一步闡述它們的含義及應用范圍以加深我們對各種速度要領的認識。（一） 平均速度（Vav）與均方根速度（VR）的關系平均速度和均方根速度都是對介質模型作了不同的簡化，引入不同的假設后導出的速度概念。為了比較它們之間的差別和精度，我們用比較精確的射線平均速度作為標準。下面通過例子來說明，以射線平均速度為標準，分析比較平均速度和均方根速度的特點，看看在什么條件下哪一種速度概念反映實際情況準確，進而總結出它們的應用范圍。 先看一個實例，設有一組3層層狀介質，如圖示，1000+1000+10001000500010006000

16、+10003000VR=n2i=1hi n2i=1hiVi=4286米/秒常數x1S1S2S3R1R2R3123123 設波沿直線傳播，則=321h1=1000米V1=3000米/秒h2=1000米V2=5000米/秒h3=1000米V3=6000米/秒把直線變成成且 Psin11時n2i=1V12ti = 4472米/秒VR=n2i=1ti=10003000×3000210005000×5000210006000×60002+1000500010006000+10003000常數=20°10= arcsin16°42V3V2V1=arcsin

17、1同理VR=n2i=1hiVicosihicos1n2i=1用射線平均速度與它們作比較： 給定一個角度即固定射線有VS值sin1V2sin1V2=sin=V2V1sin1 1=arcsinV2V1= arcsin10°50003000=16°42同理V1=arcsin1V3V2= arcsin16°4260005000=20°10VS1=1000Cos10°1000Cos16°421000Cos20°1010003000×cos10°10005000×cos16°4210005000&

18、#215;cos20°10當=10°時hitgin2i=12x（米）VavVR米/秒10°168442864472431020°397742864472442025°600342864472456030°27025428644725450VRVavVs44724286x(米)5000100001500覆蓋層中最高速度層的速度從定義射線平均速度是最準確的，它隨著出射角的不同而不同，三種速度之間關系如圖所示： 可以歸納出幾點結論：6000米/秒（1） 對同一介質模型三種速度是不一致的，其中平均速度和遠方根速度是常數，而射線平均速度隨著射線

19、方向和路徑而變，當放射角增加或炮檢距增大時，射線平均速度也增大。（根據費馬原理泡檢距增大，必然在高建層中多走一些路徑）（波沿所需時間最小的徑）（2）當x=0時，Vav=Vs 但，VR值過大，隨著x增加，Vav偏離射線平均速度，誤差越來越大，而VR逐漸接近Vs在某一x處，VRVs x再增大，VR偏離VS誤差增大（x小時用Vav、x大時用VR）且VavVR此結論還可以用不等式互茲不等工一般地證明。書有有深的證明。（3）對同一介質結構，波沿不同射線傳播的速度各不相同，然而其近似簡化的平均速度和均方根速度為常數。顯然用常數對其共反射點疲乏集作動校正只是一種近似，不能完全校正準確，隨闃炮檢距的增大這種誤

20、差越來越大。Vav只能用于時深轉換不能用于動較正，用動校正速度，偏低而引起動校正過量相反，不能用VR作時深轉換，否則會因速度偏高，使其計算的深度偏移。（二） 用迭加速度求均方根速度1、 若認為地下為水平層水介質t2=to2+x2VR2=to2+x2V2V=VR 2、傾斜界面時V的計算現在是已在多次覆蓋資料如何求VR VR=Vcos Vd可以多次覆蓋資料中由多次覆蓋資料可作速度譜從速度譜中讀取Vd，現在是如何求取cosABtoAtoBl時間剖面Ol深度剖面ABh1h2hOhxto l：任意兩個共反射點之間的距離（四）由VR求Vav h=h2-h1(法線深度) =lsin=12 VRtoB-12

21、VRtoA= VRtotoA、toB 可由時間剖面（自激自收剖面）量取sin=toVR2lcos=(1-)1/2VR2to4l2VR2=Vd2(1- VR2to4l2VR=1+VR2to4l2（三）由均方根速度計算層速度VR,n2·to,n-VR,n-1·to,n-1to,n- to,n-1VR=n2i=1hi 2to,A=垂直往返路線往返時間=n2i=1Viti 2to,n=n2i=12VR,i2·to,i-VR,i-1·to,i-1to,i- to,i-1()1/2·To,i-to,i-12to,n=To,n(VR,i2·to,i

22、-VR,n-12·to,i-1)·(to,i-tp,i-1)1/212 Vd)射線平均速度對每條線都是不一樣的，它既是沿射線路徑傳播時間的函數，也是射線出射角的函數。射線平均速度較準確地反映了波在非均勻介質中傳播的真速度。對速度隨炮檢距變化很敏的自動剖面偏移是十分有用的。第二節 地震波傳播速度的影響因素及性質一、影響因素 理論研究和大量實際資料證明：地震波在巖層中的傳播速度和巖石的性質有關，巖石的性質包括：彈性常數、巖石的萬分、密度、凈度、地質年代、孔度等因素，下面分別說明一下它們之間的關系：（一）速度與巖石彈性常數的關系根據彈性理論的波動方程可求得：在均勻各自同性的完全彈

23、性介質中，縱波VP和橫波速度VS分別寫為：VP=+2E(1-v)(1+v)(1-2v)=密度 g/cm3VS=E2(1+v)=K-23:拉梅常數=K：體變模量（-P<壓力>=K<體應變>）=Exx+Eyy+Ezz=ux+vxz+ux:線應變：長度的相對增加:切變參數xy= ExyExy=vxu2y+切應力切應變：體積元的相對形變大多數巖石范圍：0.10.7，液體=0即不產生形狀改變xx=E·Exx E:楊氏模量線應力法向應力FS當彈性體在外力作用下發生形變時，總有一種力欲使彈歸體恢復其原狀，這種力自然數為內力 單位面積上的內力稱為應力一個物體受力時，應力為力與

24、受力面積之比= V：比，它們都是說明介質的彈性介質的參數，V在大多情況下大約等于0.25，只有在疏松的巖石中，V0.5，所以V的變化不大。楊其量的大小和巖石的成分、結構有關，隨著巖石密度的增加，正比增加的快，所以當巖石密度增加時，地震波的速度不是成少反而是增加。同一介質中縱波和橫波速度比的關系如下：Vp=Vs3=1.732 （二）與巖性的關系因為不同類型的巖石，其造巖礦物、巖石結構，形成環境及孔結構都不相同，所以不同類型的巖石的地震波在其中傳播速度也是不同的，表6-1-1顯示了不同巖石的縱波速度，通過此表可以總結出以下幾點結論：（1）對于同一巖性來說，速度值變化范圍很大（2）不同巖性的速度有一

25、定范圍的重迭。（3）介質組成成分或單純速度變化范圍越小，如油、氣、水（4）橫段速度變化，通過以上幾點結論可以看出，單純利用速度參數來鑒別巖性精度是很低的，但在特定條件下利用新技術新方法來鑒定巖性是可能的。+2（三） 密度經驗表明，沉積巖中的波速與巖石密度有密切關系，從公式Vp= 可看出（1）又根據大量的資料，對某些石灰巖和砂頁巖來說地震波在其中傳播的速度與密度可近似表示為V=6-11 V2=km/s :8g/cm3 (2)通過對大量巖石我研究，在對大量數據分析整理的基礎上砂巖、泥巖、石灰巖、白方巖等巖性，又可加結納分式表示如下：=0.31×V1/4 V:m/s :g/cm3此分式對巖

26、鹽和硬石膏不適：這步經驗公式具體地反映了速度與密度之間的關系，為參數之間的換算提供了方便。例如：在計算人工全盛地震記錄時，如果巳知V，但沒有密度參數，這時可利用這步公式進行換算。（四） 與構造運動和地質年代的關系通過大量實際資料得出以下幾點結論：（1）同樣濃度成分相似的巖石，年老的巖石（沉積時間長）比年輕的巖石速度高。（2）構造運動常使地層發生許多微裂縫，它們使巖石的速度大大的降低。用此距構造節越近，地應力造成的微裂除越發青，速度越低（這也不是絕對的）。在不同地區會有不同的表現，在強烈褶皺地區經常測到速度的增大，這時因為地應力的擠壓作用造成圍壓升高，地區緊因所致，而在隆起后遭風化剝蝕則速度變低

27、。（五） 孔隙度在大多數沉積巖中，巖石的實際波速是由巖石基質的速度，孔隙度，充滿空隙的液體地速度以及數粒之間的膠結物的萬分等因素來決定的。經過多年的研究現在認為比較合適的，是液體速度，顆粒速度與孔隙度之間willy時間平均方程： 式中：V：波在巖石中的實際速度 Vf：是波在孔隙的流體中的速度Vr：是巖石基質的速度 ：是巖石的孔隙度公式的適用條件：巖石孔隙中只有油、氣或水一種流體，且流體壓力與巖石壓力相等。從公式中很容易看出：當孔隙度為零時，V=Vr 當孔隙度為100%時，V=Vf 孔隙度越大，整體速度受流體速度的影響就越大。因而會降低整體速度，當流體壓力接近大氣時，即在實際條件下，時間平均方程

28、必須用一個壓差，調節長度C加以修正，這時可用下式1VcVf1=c4Vr+當流體壓力等于巖石壓力的一半時，C0.85 圖6-1-4給出了根據修改后的時間平均方程得到的速度與孔隙度的關系。 V水V油V氣（六）流體性質 在油、氣、水等流體中地震波的傳播速度比巖礦的速度低，所以當巖石孔隙中充滿著油、氣、水時巖石中波的傳播速度就會降低。 在砂泥巖剖面中，由于孔隙中充填的介質不同，而形成明顯的速度就分界面在砂碉中、油、氣、水之間以及油、氣、水以及底圍巖之間均能形成良好的物性界面。且這些界面的反射參數比一般巖性界面的反射參數大得多，因而含油砂巖、特別是含氣砂巖在地震剖面上將以亮點形式出現。（七）埋芷深度地層

29、的埋芷越深，或巖團結作用越強，孔隙度越小，當然其速度也就越高。（八）固壓和差導壓力的影響固壓是上覆巖層的重量荷載產生的壓力，它正比于地層的埋深和密度，差異壓力則為固壓與孔隙內流體壓力之差值。固壓的作用主要是使地層的固結柱底增加，孔隙度減少從而速度增加，地層的差異壓力大小與速度成正比關系（這說明欠壓實的地段適常具有低速異常的原因）（九）速度分布規律在沉積剖面中，速度的分布具有：（1）成層性 （2）遞增性 hv（3）方向性：速度在垂直方向上隨著深度而變，在上，受地質構造沉積巖性的控制。（4）分區性：在不同的地區，由于沉積環境不同和巖性變化，速度在平面內的頒具有分區分節的特點 在機巖發育的地區 V高

30、 在砂泥巖發育地區 V低巖石中波的傳播速度是反映巖石性質構造分布的主要產參數，因而研究影響速度的地質因素，掌握沉積剖面中的速度分布規律是很必要的。二、速度的來源速度是一重要參數，不論是在解釋和處理中應用都很廣，前面咱們講了幾種速度的概念及影響速度的主要因素。今天，咱們講如何獲得我們所需要的速度。速度資料主要通過三種方法得到（1）地震測井 （2）聲波時差測井 （3）地震參數覆蓋資料速度譜下面首先介紹用地震測井方法求取平均速度的外工作方法和資料整理工作。（一） 地震測井1、地震測井的野外工作H測井檢波器o儀器 進行野外測井是將地震測井檢波早器用電纜放入深井中，檢t 波器按一定距離向上提升一次，在井

31、口附近爆炸，激發的一次地震波，測井檢波器記錄下從井口到檢波器深度處直達波的傳播時間t，檢波器的濃度H可由電纜長度測得。這樣就可以求得該深度H以上各地層的平均速度。測井時，首先是將檢波哭沉放到井底，從井底測起，測點間隔50米，在地層的分界面附近適當加密測點，檢波哭在井中不能停留過長時間，以免出現泥漿因結卡住檢波哭，有一點應注意，當地層傾角較大時，炮點應井c布置在地層下傾方向，以防折射波干擾。 測井資料的初步整理和分析必須在井場進行，發現問題及時檢查和補充。例如在現場作Hto關系曲線（垂直時距曲線）發現異常的點子時，及時補炮檢查2、 震測井資料的整理HoodHtch 地震測井的情況及有關參數，如圖

32、示：激發點在地面的位置 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離是d，通過測井得到的原始數據是每次檢波器沉放沉度H以及相應的記錄下來的透過波傳播時間tcVav=ostc=tc(H-h)2+d2=Ht(to=2t)t=(H-h)2+d2H·tc通過對地震測井資料的整理，可得出幾種成果：VHVavtoto2=t（1）利用上面式計算出t和Vav，先把t換算t0(t0=2t)把數據畫在Vavt0坐標中，就得到平均速度（隨t0變化）曲線。（2）把Ht0/2 的對應數據點在H t0/2坐標中得到地震波沿垂直向下方向傳播的距離與傳播時間之間的關系叫做垂直時距曲線。（3）當地層剖

33、面的速度分層明顯時，在垂直時距曲300034004100Vn 米/秒線上將表現為由許多斜眩不同的折線所組成，每一段Ht折線反映了一種層速度的地層。折線段的斜率其倒數就是這一地層的層速度。Vn即Vn= ，利用這一關系求出各層的層速度后可作出VnH曲線反映層速度隨深變化的情況。 用地震測井求取的平均速度和層速度是比較可告的速度資料，有條件時要多進行地震測井。（二） 聲波時差測井（聲速測井）LN泥深cVK1/2層發射器O第一接收器第二接收器M 它是一種地球物理測井方法?，F已廣泛用于地震勘探，成為求取速度參數的一個重要手段。它是利用沿井壁滑行的初至折射時差來求取速度參數的，具有簡單方便又能連續l觀測的

34、特點。目前用的聲速測井儀的原理如圖。主要有電子線路和聲系兩部分組成，聲系包括一個超聲波發生器和兩個聲波接收器。它們之間的距離分別是L=1米 =0.5 米，測量時，井下儀哭由井底連續向上提，超聲波發射哭O發射的20千脈沖波，經過泥漿以角c=arcsinVn/Vk(Vn是泥漿速度，VK是地層速度)入射到井壁上，產生一個沿井壁方向前進的滑行波，該波的一部分能量又經過泥漿以角折射到接收器M和N上，形成時差tk,時差的大小決定于M和N之間的地層速度Vk，因為M和N之間的距離是固定的，時差大表示聲波在地層中的傳播速度小，時差小表示傳播速度大。通過井上儀器的記錄可得到一條聲速時差曲線，單位是微秒/米，一般直

35、接記錄的時差是聲波傳播0.5米距離所用的時間。但為了使用方便，地面記錄儀器調節時，換算成傳播1米距離所用的時間k，其倒數就是相應地層的層速度Vk=1/k這就是利用聲速測井求取層速度的基本原理和過程。 求層速度時一般要對應巖性柱狀圖來求每層的層速度。微秒/米1V1d1d2d3V3V223nVnH,米 兩種方法測得的速度都是比較準的，地震測井工作比聲波測井工作復雜，而現在大多用的是聲波測井資料。本章小結：1、 掌握平均速度、均方根速度、迭加速度、層速度的概念及分式。2、 影響速度速度的因素3、 獲得層速度的方法4、 幾種速度的關系思考題：1、某一工區已有的原始資料是野外的多次覆蓋地震記錄，試述如何

36、利用多次覆蓋資料求得：（1） Vd（2） VR（3） Vn（4） Vav第三節 水平疊加剖面的形成一、一道記錄面貌的形成地震子波：爆炸產生的脈沖信號，當傳播一距離后波形開始穩定，這時的地震被稱為地地震子波。地震子波在繼續傳播過程中，其振幅會因各種原因而衰減，但波形的變化卻可以認為是很小的。在一定條件下可以看成不變。地震子波在向下傳播過程中，遇到波阻按分界面就會發生反射和透射，最后地震子波以從地下各個反射界面反射回來，這些反射回來的地震子波在波形上嚴格講是有差別的。近似地可以認為一樣，并且這些反射子波在振幅上有大有小（主要決定于反射界面的反射參數的絕對值），極性有正有負（決定于反射參數是正或負）

37、，到達時間有先有后（決定于反射界面的深度和波速）。tl+1v12v2R2R1OS1-1此外，地下地層的落層對于記錄面貌的形成也有影響。假設地震波的延續時間為 t ，而穿越巖層的往返時間為此時1）當巖層較厚，即 t 時，同一接收點收到的來自界面 R1 和 R2 的兩上反射波可分開，而形成兩個單波，保留著各自的波形特征，這種情況較少。2）當巖層較厚時，地震子波的延續時間大于穿越巖層的往返時間，即 t 此時來自相近的各2-2bs1v12v23v34v43v33v32v22v21v1R1R2R3St1t2t3反射界面的地震反射子波，到達地面一個接收點時相互迭加，形成了復波。如圖 8-1-2 就是在 S

38、 點上收到的來自 R1 ， R2,R3 界面的一切地震子波。其相互迭加的結果如圖8-1-2上+的復波,它已經不可能分出哪是R1的波形，哪是R2的波形，哪是R3的波形這就告訴我們地震紀錄上的看到的一個反射波組， 并不是簡單地等于一個反射波，尤其重要的是它表明一個波組并不是來自一個界面一個反射波，而是來自一組靠得很近的界面的許多地震反射子波迭加的結果。因此，地震記錄上的一個反射波組就并不嚴格地對應于地層柱狀圖上的一個地層分界面了。當然在這樣一組靠得很近的界面中，必須有起著主要作用的界面。那么以某一個界面為主的一組靠得很近的界面只要這些薄層的厚度和巖性在一定的地段或地區相對是穩定的。則來自這組界面的

39、許多地震反射子波的相互關系（振幅的差別，到達時間的差別等）也就當是相對穩定的。因而它們迭加的結果地震記錄的反射波組，其波組特征（如圖位參數，哪個相應最強）也是具有某些相對穩定的性質，這就是地震記錄，面貌形成的過程。上述形成過程，可概括為數學公式：i+1Vi+1-iVii+1Vi+1+iViAR=RiA Ri= 假定地下有幾個界面，地震子波為b(t)，每一層反射波的旅行時分別為1，2n，則每一層的反射波可寫為R（）·b（t-1）總的記錄為這些界面產生的反射波的迭加。即X(t)=n/2 R（）·b（t-1） X (t)=R（t）×b(t)人工合成地震記錄正是利用這個模

40、型制作的。利用從聲波測井資料和其它資料換算出的R（t），并選用合適的地震子波b(t)，則可制作無噪聲的合成，地震記錄用于層位的選擇對比。二、水平疊加剖面的形成1、水平疊加剖面的形成 地震野外資料經過數字處理之后，可以得到多種地震信息，這些地震信息的大多數都以時間部面的形式顯示出來。目前使用最廣泛的時間剖面有兩種：一是水平疊加時間剖面，簡稱水平疊加剖面。二是疊加偏移時間剖面，簡稱疊偏剖面。這兩種剖面既是地震構造解釋的主要時間剖面，又是地震地層解釋中不可缺少的資料。兩種時間剖面中又以水平疊加剖面應用最廣泛，也是最基礎的剖面，疊加后偏移剖面是交水平疊加剖面進行偏移歸位后得到的剖面。（1）按地下井中心

41、點順序抽道集 （2）對各道集內各道進行校正（3）濾波及各種校正 （4）把屬于同一共中心點的道集記錄迭加起來放在該中心點處，這樣形成的剖面稱為水平疊加剖面自時間剖面。2、時間剖面的顯示 時間剖面是經過動校正后水平迭加得到的，它記錄界面的波線反射時間（一般稱為to時間）時間剖面即相當于每點自繳自收的反射時間剖面。 地震記錄的同相軸經動校正變為與地下界面相對應的直線，而地震記錄的振動如圖所示以以顯示以下三種形式，即：<1>波形記錄：保持原有的振動圖形，以振幅的大小表示波的強弱，以振動的形狀（同期、相位）表示波的固有特點。<2>變面積記錄：地震波的強弱顯示為梯形面積的大小。&l

42、t;3>波形加變面積：用波形+波峰上的面積表示子波的強弱。 其中最常用的是波形加變面積部面。這些不同的顯示形式是由顯示裝量中不同的光學系統或無件造成的。當顯示裝量中檢統計小鏡的光點被聚集成一點而折投射在感光紙上時，振動圖形顯示的波形記錄。當檢流計小鏡的光線被調節或條帶狀時，振動圖形轉達換為光帶的振動，當它們投射到感光紙之前，光柵光度剛好將光帶振動突出的上部和下部截去（遮擋），能記錄下來的就是梯形面積記錄（感光帶上為梯形黑塊）。強弱梯形面積的大小和邊緣的陡緩與地震儀的能量有關，相鄰梯面積中點間隔就是波的周期。當檢流計被輝光管代替，且輝光管隨地震信號電流大小的變化而發出強弱不同的光線時，在感

43、光紙上得到的是密度記錄（或叫變黑度記錄）振幅強則光線密度大（深黑）， 振幅弱則光線密度?。ɑ疑虻冢?。 地震波形記錄就是多道振動圖形，比較全面地映了波的動力學持點、細節，而經過動校正的變面積記錄或變密度記錄，大致反映界面的，比較直觀其外貌與地質剖面更接近，所以較常用的剖面顯示形式，是波形加變面積，它把兩者的優點結合起來了。 此外，一些用于巖性研究的各種信息剖面（速度、效率、相位等），多采用彩色顯示這些剖面顯示動態范圍更大，也更加直觀。三、地震剖面上各種波的識別在地震剖上的識別各種地震波的對比追蹤，識別各種地震波的基本依據。1、 同相性（表示）來自地下同一性質界面的反射性，在相鄰共反射點上的t

44、o時間十分接近的，極性相同相位一致，相鄰道的波形，波峰套著波峰，波谷套著波谷，變面積的梯形也首尾銜接，形成一個平滑的同相軸稱為同相軸。2、 振幅特征通過采集和處理，時間剖面上的反射波一般比干擾背景能量強，振幅峰值突出，反射波的強弱與對應界面的波阻差有關，還和其它地震地質條件有關（如界面形態等因素）。3、波形特征 由于相鄰道間激發，接收條件比較接近，當傳播路徑和穿過地層的性質差別較小時，同一反射層的波形也基本相似，波形包括：頻率、相位參數、各極值間的振幅比等。4、時差規律 其泡點記錄上各時距曲線特點反射波雙曲線直達波直線 折射波直線 a：直達波 b、c：折射波面 波直線 d：反射波 e：反射波聲

45、 波直線 f、g：反射弧 h是d的多次波 i 是e的多次波繞射波直線 j：是面波 k：聲波多次波直線 a、j、k三條同相軸波作標區保持了原樣，動校正后水平迭加的記錄上反射波為的傾斜的直線直達波等其它波為曲線（有剩余時差）上標志中1、2兩點是用來識別在地震剖面上是否有一個波出現。3、4兩點可以幫助我們進一步識別的類型，特征以及對產生這個波的界面的特點作出推斷。四、水平迭加時間間面的特點目前，在地震資料構造解釋中使用最多的仍然是水平迭加時間剖面，在前面各章，我們已不同的方面提出了水平迭加時間剖面的一些特點，這是再把這些特點小結一下，理解并熟記這步概念和結論對地震資料解釋是十分重要的。經過水平迭加后

46、得到的時間剖面，是將共反射點道集記錄經動校正后得到的它已相當于在地面各點自繳自收的剖面，一般在地層傾角小，構造簡單的情況下，能較直觀地反映地下地質構造特征。同時也保留了各種地震波的現象和特點為我們進行地質解釋提供了直觀豐富的資料。水平迭加剖面反射漢同相軸與地質剖面上的地層分界并不一一對應，且必須經過時深轉換（h=1/2Vto）,而地震波傳播速度一般隨深度而增加，所以時間剖面上反射波同相軸反映的界面形，界面之間的距離都是有假象的。有可能通過各種方法提高分辨力，對解釋人員來說，知道所用的地震資料能分辨多大的地質體多厚的地層就能做到解釋時心中有數。產生分辨能力的原因從地震波本身來說，就是因為它是一種

47、波動，它遵循物理地地震的規律。只有在一定近似條件下才遵循幾何地震學一一對應的規律，此外，還因為地震脈沖具有一定的延續時間而不是尖脈中。（二）縱向分辨率2hV=>t1、用比較地震子波的延續時間t和地震垂直通過地層的雙程時間的辦法來表示垂直分辨率。（1） 當巖層較厚時 時同一點收到的來自界面R1和R2的兩個反射能分開，從而節形成兩上單波，保留著各自的波形牲，能分辨此兩個地層的有多厚。tO1V12V2R1R2SR1R2（2）當巖層較薄時，即<t 時，來自相距很近的各個反射界面的地震子波到達地面一個接收點時將不能分開相互迭加形成復波，以至無法分辨。2hVV2、如果用地震子波的波長與地層厚度

48、h來確定縱向分辨，當地震子波的延續t為n個周期時則>t >n t >n2 則 時能分辨232當地震波的延續時間為一個周期時（n=1）可分辨的地層厚度為半個波長（h= ）（這種情況要努力才能達到），n=2要能分辨h >（常見）n=3，h= （少見）3、 如果從波的振幅變化和波形特征考慮會出現什么情況呢？近幾年，在研究尖滅地層的地震記錄特點時，還引入了調諧厚度的概念，建立這個概念的模型是：在一種均勻地層中央有另一種巖性的楔形地層，它的厚度從某一數值逐漸減到在尖滅點處為零，不考慮透過損失，因而楔形地層上，下界面反射系數值大小相等，方向相反。T24412V2tV 所以只有當頂、

49、底這間反射時間相差半個周期時，則出現同相迭加。即當= 時出現相對振幅極大，這時 = 即h = 即當h =4時，薄層反射波振幅顯著增大，地震勘探中反這個厚度叫“調諧厚度”一般以 做為縱向分辨率的限度。淺層：速度低、頻率高，波長約為40m，可分辨的地層厚度為10m。深層：速度高、頻率低，波長約250m，可分辨的地層厚度為60多米。（三）水平分辨率如果從幾何地震學（運動學）觀點看，地震波沿射線傳播到地面上一點，只收到地下界面上一個點的反射，那么分辨率是極高的。OCOC但從物理地震學觀點看，地震波是一個波動，在地面上一點可以收到地下許多點來的繞射，當爆炸激發地震波后地面上一個點收到以的可以“分辨”的反射是來自某一范圍的大小，再小即無法分辨。讓我們來