地震地质基础 (2).ppt

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1、地震地质基础,徐国强 成 都 理 工 大 学 2008年 10 月,地震解释关键技术 系列之地震波形分析,序,地震解释包括：地层、构造、沉积、储层、油气。 需要的专业基础知识，包括：地震勘探、构造、沉积学, 为提供地质模式; 地震勘探基础：认识反射层的属性，识别干扰波及地震解释陷阱, 地震地质结合基础知识, 是从业者经常缺乏的; 波形分析是地震解释中相分析的基础，也是储层、油气解释的重要基础；不仅如此，对于复杂条件下的地层、构造解释，地震相（地震反射面貌特征）分析是必须同时开展的一项工作；当然，简单的地层构造解释，只看反射层就可以了。 地震地质基础知识，在地震勘探基础、地震地层学等课程中零散出

2、现，国内高校一般都没有系统教学，需要从业者自己总结、摸索。本章内容为笔者长期从事教学科研工作摸索总结，适用于所有地震解释从业人员。,主要内容,（1）地质界面 （2）地震子波 （3）单个界面的对称波形 （4）顶底干涉斜对称波形（微分波形） （5）波阻抗渐变界面的变异波形（低频波形） （6）关键技术（合成记录，岩性柱与记录道互换） （7）应用实例分析,地震地层学起源：基于地震分辨率提高,背斜构造,背斜构造(磁带模拟)地震剖面,地震构造解释,背斜构造,地震构造解释地震地层解释,地层构造,高分辨, 层内获得指示沉积构型(地层堆砌方式) 的地震反射, 据此,可研究地层沉积方式，推断沉积相，预示地震地层学

3、诞生。,1.1 地质界面,一、构造作用界面 角度不整合面；平行不整合面 二、沉积作用界面 沉积间歇面；无沉积作用间断面 三、其他界面 气水界面；断层面,一、构造作用界面,成因1：构造挤压,1、角度不整合面,典型、常见； 下有剥蚀； 上有超覆； 角度相交； 时代不连续,角度不整合：即狭义的不整合，也称斜交不整合或截合，是指上下两套地层之间不仅缺失部分地层，而且上下地层的产状也不相同。 角度不整合的上覆岩系层面通常与不整合面（图中红线）大致平行，而下伏岩系的地层层面则与不整合面呈截交关系,不整合类型多种多样，针对不整合的形态及形成机制将其分成7种类型：平行不整合、削截不整合、超覆不整合、褶皱不整合

4、、断褶不整合、伸展不整合和生长不整合。不整合附近的岩层在纵向上呈层分布：从下至上依次为半风化岩石、风化粘土层和底砾岩。不整合在油气的运聚成藏过程中扮演重要角色：不整合面可以作为油气长距离运移的通道，古凤化壳或古岩溶带能够改善岩层的储集性能，形成不整合油气藏。不整合的负面作用为：对盖层的破坏和烃源岩成熟度的影响。,形成过程,下降接受沉积 褶皱上升(常伴有断裂变动、岩浆活动、区域变质等)、沉积间断、遭受风化剥蚀 再下降接受沉积,成因2：差异升降或斜欣运动， 形成局部角度不整合面,成因3：全球海平面变化，水位下降，下切谷,陆棚边缘坡折带 下切谷(发生在陆棚边缘或斜坡,水上或水下下) 递降水流平衡面(

5、下切谷底面),SU,IV,2、平行不整合面,A,B,C,成因: 构造垂直升降运动,二、沉积作用界面,1、概述 沉积作用界面,指沉积条件的突然改变，如海平面升降、基底下沉速度，物源，水体的化学成分突然改变等，所形成的界面，小到纹理，到层序界面 2、分类 （1）沉积间歇面; （2）无沉积作用间断面,3、 沉积间歇面,1）小到层理界面，大到层序界面； 2）在地质历史中，沉积在短暂的，而沉积间歇是常见现象。一般地，间歇时间远大于沉积时间；间歇面上下地层的产状基本一致，而水动力条件，沉积物成分，沉积速度， 水体化学成分有明显变化，层与层之间可有明显的波阻抗差异。,4、无沉积作用间断面,1）前积底面-斜交

6、前积层底面; 2）退积顶面-快速海进过程中的顶界面。,间歇 - 间断 - 中断 层理面 层面 层序界面 不整合面 不整合面：地层时代不连续， 量化：缺一个化石带，至少1Ma,SU,下超底面,退积顶包络面,无沉积作用间断面,顶超面,1、气水界面,三、其他特殊地质界面,2、断层面,地震反射层与地质界面关系,相位：反射波振动的极值点； 同相轴：同一个界面产生的反射波， 或一组界面产生的复合波，横向上相同相位构成的轴线。 地震反射层：一般指同相轴，代表某个地震界面或一组界面的地震反射同相轴,地震反射层与地质界面关系,正：绝大多数地震反射界面都是地质界面，或不整合面，或整合界面； 大多数地震反射波为多个

7、界面形成的复合波，只有部分反射层与地质界面对应。 并不是每一个反射层（同相轴）都代表地质界面，如续至旁瓣； 并不是每一个地质界面都是地震反射界面，如岩性界面。 正：地震反射界面总是追随沉积表面；,1.2 地震子波,一、地震子波 二、波阻抗界面 三、地震反射记录,1、最小相位地震子波,一、地震子波,2、零相位地震子波 -子波处理：最小相位子波-零相位子波,灰岩,泥岩,3、最小相位子波与零相位子波 区别,b(t)=1-2(fpt)2e-fpt)2,二、波阻抗界面 1、 波阻抗 （Z）acoustic impedance Z=V. Anstey (1977)曾将波阻抗 比喻为 acoustic ha

8、rdness, 如灰岩-硬岩石；软岩石-泥岩 2、反射系数（RC）reflection coefficient RC = I=R2 I0 3、正反射， RC 0 4、负发射， RC 0 particle pressure particle velocity; impinged ;analogy; intrinsic susceptibility; tangible meaning;,Z2 + Z1,Z2 - Z1,三、地震反射记录 1、正反射、负反射 在地震勘探中，正反射波或负反射波是通过陆上检波器检测振动的振动，海上检波器检测（海水）质点压力来完成的，检波器可以把振动力大小、方向转化为数字信

9、号记录下来。 来自正负反射界面可以通过初试振动方向来辨别，为了说明问题，我们用波阻抗界面上的质点速度或质点压力平衡原理 （Badley,Michael,E.1982）,1）波阻抗界面上的质点速度或质点压力平衡原理,质点速度-在质点震动过程中，质点离开平衡点的运动速度。,质点压力-在质点震动过程中，质点所承受的压力。,地震波速度-在在质点震动过程中，一个质点向另外一个质点传递振动的速度。,相关概念： 质点速度、质点压力、地震波速度,2）正反射-初次质点振动方向：入射波、透射波向下，反射波向上，为正反射,3）负反射 初次质点振动方向：入射波、透射波向下，反射波向下，为负反射,2、反射波极性 (po

10、larity),正极性-据SEG定义：正地震信号产生正阻抗压力(海上)，向上的初跳(陆地)；正地震信号在用负数值记录，地震剖面上用波谷显示。 负极性-,正反射与负反射及地震波显示的极性,负极性显示,正极性显示,1.3 地震记录道与反射层,一、地震记录道 在检测时间内，自激自收条件下检波器接收到的反射波序列叫地震记录道（seismic trace） 1、不同于检波记录 2、是地震剖面中的一个个体，为一维地震剖面 3、由多个界面反射波的迭加而成,地震记录道是地震剖面中的一个体 地震剖面有横向上等道间距的地震记录道构成,地震记录道由多个界面反射波（强反射波）迭加而成,地震记录道由多个界面 反射波的迭

11、加而成 S（t）=s(t1)+ s(t2) + s(t3)+ s(t4) + s(tn) 其中s(tn)=r(tn)* b(tn),二、 人工合成地震记录道,人工合成地震记录( synthetic seismograms )就是通过一口井的声波、密度资料构建一个波阻抗曲线、反射系数序列，通过反射系数序列与理论地震子波的褶积(convolution)得到一个人工合成的地震记录道，它可以与井旁的地震记录道进行对比（一般情况下，两者非常相似），从而获取钻井剖面上有关地质界面、反射界面的信息，地层和地质界面的地震响应以及地震反射波的地质属性。,地震反射层（同相轴）,相位：反射波振动的极值点； 同相轴：

12、同一个界面产生的反射波， 或一组界面产生的复合波，横向上相同相位构成的轴线。 同相轴，代表某个地震界面或一组界面的地震反射同相轴,（一）基本原理,若X (t)表示地震记录，S1(t)、S2(t)、S3(t)、S4(t)、.S n(t)代表各个反射界面的反射波，则有: X (t)= S1(t)+S2(t)+S3(t)+S4(t)+S n,X (t)= S1(t)+S2(t)+S3(t)+S4(t)+Sn(t),Sn (t)=r(n)*b(t),b(t),多个界面反射波的干涉迭加求和，数学上可以用褶积来表示，即： X (t)= r(t)* b(t) 或 X(t)=0 r(t)b(t-)d 其中X(

13、t)- 地震记录， r(t)-反射系数序列， b(t)地震子波,（二）需要满足的条件 1、层状介质模型-r(t)，横向各向同性。 2、垂直入射- r(t) 只是RC的函数。 3、子波不随传播时间变化而变化（无透射损失）。,（三） 制作步骤 褶积公式的数值解,X(t)=0 r(t)b(t-)d 若 t= i t ; = j t 则 X( i )=mj=1 r( i-j ) b( j ) 对于零相位子波， X( k )= r( k-j ) b( j ) 其中k=i+（m-1）/2,m,J=1,1、求反射系数离散序列r(t),1）划分宏观层 所谓宏观层（macro-bed）指波阻抗大致相同、对地震记

14、录起主要作用的层或层系， 宏观层间波阻抗存在明显差异，内部波阻抗差相对可以忽略。,Sonic log,划分宏观层示意图,1）求反射系数序列-r(t) =a.Vk 其中k=0.23 H(i) V(i) T(i)=2h(i)/v(i) t(i)= T(i) ki=t(i)/ t r(ki)=RC(i),其中 RC(i)=(V1.23(i+1)- V1.23(i)/(V1.23(i+1)+ V1.23(i),划分宏观层,（1）通过宏观层的速度、厚度可以求出每个单层的双程旅行时间。 t(i)=2(i)/V(i),（2）通过每个单层的双程旅行时间累计，可以求出地震波从起始深度到达各界面的双程旅行时间和离

15、散时间序列。 T0 (i)= t(i),2）求反射系数离散序列r(t),（3）通过速度、密度可以求出每个宏观层分界面的反射系数,R0(i)=( (i+1) v(i+1)- (i) v(i) )/ ( (i+1) v(i+1)+ (i) v(i) ),若只有声波资料，可以通过速度求取。 因为 (i)= k v(i) ；a=0.23 RC(i)=(V1.23(i+1)- V1.23(i)/(V1.23(i+1)+ V1.23(i),4）求反射系数离散序列r(t)：,把各个宏观层分界面上的反射系数赋值到离散时间序列的对应位置，即求得反射系数离散序列r(t)：,即：r(j)=Rc(i) 其中 j= T

16、0 (i)/dt ；T0 (i)= t(i) dt为离散间隔。,r(6)=R0（1）,r(14)=RC（2）,反射系数序列示意图-r(i),j=t(i)/ dt r(j)=R0(i),如果 T0(1)= t（1）=24ms； dt=4ms, 则 L=6，故 r(6)=R0（1） 如果 t（2）=32ms； T0(2)= t（1）+ t（2）= 56ms； dt=4ms, 则 L=14，故 r(14)=R0（2）,2、求取地震子波的离散序列 b(i),雷克子波 b(t)=1-2(fpt)2e-fpt)2,3、褶积 X（i）= r(i-j).b(j),下图所示： 为了演示方便，设定反射系数序列r(

17、i)离散点56个，子波序列b(j)离散点11个（其中b(6)=1.0），褶积过程实际上是一个颠倒相乘然后相加的过程。如X（6），X（25）所列等式。 褶积的结果 X（i）就是合成地震记录离散序列，由这些点恢复的曲线为人工合成地震记录。,S(6)=r(11).b(1)+r(10).b(2)+r(9).b(3)+r(8).b(4)+r(7).b(5)+r(6).b(6) r(5).b(7)+r(4).b(8)+r(3).b(9)+r(2).b(10)+r(1).b(11),S(25)=r(30).b(1)+r(29).b(2)+r(28).b(3)+r(27).b(4)+r(26).b(5)+r(

18、25).b(6)+ r(24).b(7)+r(23).b(8)+r(22).b(9)+r(21).b(10)+r(20).b(11),3）离散化褶积过程示意图,X（6）所列等式,X(6)= r(11).b(1)+r(10).b(2)+ r(9).b(3)+r(8).b(4)+ r(7).b(5)+r(6).b(6)+ r(5).b(7)+r(4).b(8)+ r(3).b(9)+r(2).b(10)+ r(1).b(11),S(25)= r(30).b(1)+r(29).b(2)+ r(28).b(3)+r(27).b(4)+ r(26).b(5)+r(25).b(6)+ r(24).b(7)

19、+r(23).b(8)+ r(22).b(9)+r(21).b(10)+ r(20).b(11),S(6)= r(11).b(1)+r(10).b(2)+ r(9).b(3)+r(8).b(4)+ r(7).b(5)+r(6).b(6)+ r(5).b(7)+r(4).b(8)+ r(3).b(9)+r(2).b(10)+ r(1).b(11),离散褶积,（四）人工合成记录的应用,1、标定层位； 确定反射波的地质属性 2、地震模拟 3、实例分析,适用于地震剖面中构造解释标准层、大小层序界面、重要地质界面、砂岩层等分解面的标定；准确确定反射波的地质属性,一维地质模拟、二维的零炮距地震模拟,塔里木

20、、济阳凹陷,塔中1井 O-C井段声波测井与宏观层划分,塔中1井OC井段人工合成地震记录,示例说明,1、剖面显示极性： 2、主要地质界面的反射特征 3、频率对地震记录的影响,济阳坳陷新义12井 地震剖面-井的合成记录,（五）常见问题,1、人工合成地震记录的显示极性与地震剖面的显示极性不一致,2、子波频率（带宽或主频）与地震剖面的子波不一致,3、整个合成记录使用一个子波带宽或主频,如果模拟对象时窗大，则由于地震波向下传播过程中能量衰减造成浅层反射波频率高，深层反射波频率低，如果用一个频率的地震波模拟，用高频，会浅层对上了深层对不上；用低频，则深层对上了浅层对不上。此时，应用能变频的软件制作合成记录

21、。,4、测井资料的系统误差,测井资料反映的速度会影响双程旅行时间，还会影响反射系数。所以要注意不同井段不同时间的测井资料的系统误差，由于井壁泥饼等影响造成的局部误差。,5、斜井或陡坡带偏移误差,1.4 地震反射波分辨率,主要内容 波的干涉作用及相关因素 垂向分辩率 横向分辩率,地震反射波分辨率,地震波的分辨率指地震波识别最小地质体的能力，可分辨的最小地层厚度称为垂向分辨率（ vertical resolution ），可分辨的最小地质体的宽度则为横向分辨率 ( horizontal resolution )。,一、反射波干涉作用及相关因素,当两个反射界面间的双程时间厚度小于子波长度时，就会发生

22、两个反射波的迭加干涉（interference）。,1、两个界面的反射波干涉 (a)薄层情况，(b)厚层情况。,有关结论,从（a）和(b)两种情况比较可知： （1）当两个反射界面双程时间厚度大于一个子波长度时，这两个界面反射波没有干涉，可以完全分开；若双程时间间距小于子波长度时，则将发生干涉形成复合波,（2）当时间厚度一定情况下，子波长度越短，越能将两个反射界面的反射波分开,2、若干个反射界面反射波的干涉情况 -以塔中1井部分井段为例,讨论,（1）由于地层时间厚度小于子波长度，所以每个界面所对应的地震记录相位都是多个界面干涉后的复合相位。,（2）时间厚度相对较大地层（厚层）的分界面1、9、10

23、的反射波相位与地震记录相位一致。 如界面1，正反射界面，对应反射波1的主波瓣（main lobe）波谷，复合波的波谷，这说明界面1的地震记录尽管也是多个界面反射波干涉后的复合波，但由于厚度较大，在干涉中该反射界面参与干涉的是振幅最大、能量最强的主波瓣，因此能在干涉中占主导作用，其他界面参与干涉的是振幅较小，能量弱的次波瓣，对复合波的影响不大。所以，这三个厚层分界面所对应的地震记录保持了它自身反射波的属性，可以通过对应相位识别。,（3）时间厚度相对于子波长度较小地层（薄层）的分界面，即其余11个反射界面的反射波相位与地震记录的相位不对应。 如，石炭系顶面，界面2为正反射界面对应反射波2的主波瓣波

24、谷，而所对应的地震记录却为波峰（反射波113干涉所形成的复合波），这是因为，界面2和界面3间的时间厚度太小，反射波2的主波瓣波谷与反射波3主波瓣波峰、界面1、6、9的次波瓣波峰迭加干涉中不占优势造成的地震记录的相位与该界面反射波相位不一致。所以在现有的地震子波条件下，地震记录不能识别这些薄层界面。,子波长度对地震记录的影响,1）地层厚度：越厚（时间厚度）越易分辨，而时间厚度与速度、地层厚度相关，同样的地震波分辨不同速度的砂岩和灰岩储层的厚度差别很大 2）子波长度（主频） 子波长度由频带宽度控制，带宽越大，子波越短，分辩率越高。 3）薄层或厚层是相对于地震子波长度的一个相对概念，要提高地震分辨率

25、，最重要的是要提高主频，缩短子波长度。,3、反射波的干涉的相关因素,t（子波长度）越小-垂向分辩率越高 怎么能使子波变短呢？ 提高带宽，不是简单的提高频率,中心频率=65HZ 带宽=20HZ,中心频率=32HZ 带宽=40HZ,中心频率=46HZ 带宽=70HZ,带宽与中心频率,每一个地震子波可以看作是无数个不同振幅、频率和相位的谐波叠加而成,20,40,60,80,0,0.2,0.4,A,F (Hz),尖锐度（子波包络面）,地震分辨率尖锐度 频带宽度,不同带宽子波的地震响应,我们必须牢记： 地震资料的分辩率主要取决于带宽，提高带宽是提高地震波分辩率的唯一途径。,二、垂向分辩率,通过上述模拟实

26、验和反射波干涉作用的讨论，现在我们不禁要问： 1）一个单层或一组地层到底要多厚，其顶底面的反射波没有干涉？ 2）地震波能够将顶底面分开的最小厚度是多大？,1、顶底面能完全分开的垂向分辩率,地层时间厚度=2地层厚度/地层速度， 即 t=2 h / 主波长=主周期速度=速度/主频 ， 即 =Tp=/f p,若要使来自R1和R2的两个反射波能完全分开，必须满足两个反射波到达检波器的间的时间差大于或等于一个子波长度，这样才不会使两个界面的反射波发生重叠， 所以 = t 其中 为顶底界面时间差；t为子波有效长度。若反射子波有n个周期构成，则子波长度 t=nTp 而由于=2h/，所以，顶底面反射波完全分开

27、的地层厚度h为： h= t /2=n/2,顶底面能完全分开的垂向分辩率 是多少？,t（子波长度）越小-垂向分辩率越高 怎么能使子波变短呢？ 提高带宽，不是简单的提高频率,4）垂向分辩率研究有关结论,Rayleigh(1945)研究的结果为： t=b/2，其中t 为最小的可分辨时间厚度，b为中心波瓣宽度。 Ricker (1965)的研究结果为： t=TR，其中t 为最小的可分辨时间厚度，TR为中心波瓣向外上下两个拐点间的长度。 Widess（1973）的研究结论为： h=/8，其中h为最小的可分辨地层厚度，为一个波长。,如果都以主波长为标准：,Rayleigh： 由于t=b/2，b=Tp/2，

28、t=2h/v，= TpV h=/4 Ricker ： t=TR Tp/2, t=2h/v，= TpV h=/4.6 Widess ：h=/4,3、厚层泥岩中楔状镶嵌砂体的地震响应,下图: 为一厚层页岩中的楔状砂体物理模型，砂层的速度2000米/秒，所以主波长 =50米。 合成记录用主频为40赫磁，主周期为25毫秒的雷克子波。用正常极性显示，砂层的顶面-正反射波-主波瓣用波谷表示，底界面-负反射波-主波瓣用波峰显示。 用合成记录方法，通过模拟砂层厚度分别为6/5，1，3/4，/2，/4，/8，/16，/32，/64九个厚度递减条件下地震记录的形成过程（图1-19、图1-20），来观察砂层顶底面反

29、射波的干涉作用及复合波的相位、波形、振幅与顶底面的关系。,厚层页岩中的楔状镶嵌薄层砂体的地震响应,Widess图解,Widess图解,H= ,H= /2,H= /4, H= /8,H= /16,H= /32,1）当h=/4，顶面正反射波的主波瓣（波谷）与底面负反射波的（上）次波瓣（波谷）迭合，底面负反射波的主波瓣（波峰）与顶面正反射波的（下）次波瓣（波峰）迭合，从而顶底面反射波干涉迭加后的复合波达到最大振幅，也就是说，来自顶底面的反射波到达检波器时，任何时刻顶底面反射波的振动方向都一致，这种物理现象叫谐振，复合波的振幅叫调谐振幅。,讨论,2）当h/4，顶面反射波的主波瓣（波谷）与底面反射波的次

30、波瓣迭合，底面反射波的主波瓣（波峰）与顶面反射波的次波瓣迭合，所以，顶底面的主波瓣占优势，复合的相位极性与顶底面的反射波主波瓣的极性一致，因此，复合波具最大振幅的两个主波瓣与地层的顶底面对应，两个主波瓣之间的时间厚度也就是地层的时间厚度。 因此，当h/4时，通过复合波的个主波瓣就可以识别地层的顶底面。,3）当h /4，时, 顶面反射波的主波瓣（波谷）与底面反射波的主波瓣(波峰)开始迭合，随厚度减小，顶底面的主波瓣逐渐不占优势，复合的相位极性与顶底面的反射波主波瓣的极性偏差也越来越大，复合波具最大振幅的两个主波瓣与地层的顶底面不对应，两个主波瓣之间的时间厚度明显大于地层的时间厚度。所以，当h /

31、4时，用地震记录最大振幅相位与反射界面不对应，地震波无法识别地层的顶底面.,4）复合波的波形与薄层厚度的关系,（1）由于雷克子波为对称子波，楔状砂体的顶底面反射系数相同，顶底面的的反射波极性相反，旋转180后波形可完全重合。所以，每个复合波都砂体的中心点，上下两部分波形呈斜对称关系，若下半部分向上左旋180后与上半部分可完全重合，而上半部分向下右旋180后可与下半部分重合。,（2）当h/2，代表顶底面反射波的主波瓣保持零相位子波的对称性。 （3）当h/2，复合波的每个波瓣本身失去对称。复合波表现为向右下倾斜的零斜十字对称。,5）复合波的振幅与厚度的关系,(1）当h/2，复合波振幅与顶面或底面单

32、个界面反射波振幅一致，比值接近1。 (2）当/2h3/32，复合波的的振幅相干加强，Am/Ao1.0。当h=/4，相干加强为最大，Am/Ao=1.598。,(3）当h3/32时，复合波的的振幅相干减弱，当h=0，振幅为零。 (4）h/4时，地层厚度与振幅呈线性正比，据Widess推导，复合波振幅与薄层厚度关系可用下式表示： 。,h=Am/4A 0,因此，在h/4时，尽管不能通过反射波识别地层的顶底面，但可以通过复合波的振幅计算薄层厚度。 在薄层研究中，把h/4时，通过复合波的主波峰与主波谷间的时间厚度直接读出的厚度的薄层称为可分辨薄层（resolved bed）； 而把h/4时，只能通过复合波

33、振幅来计算厚度的薄层称为为可检测薄层（detected bed）。,6)可分辨薄层与可检测薄层,顶底面极性相反的条件下时间域内最小相位子波可分辩的最小厚度理论极限,4、地震垂向分辩率模型,地震垂向分辩率模型1/4至1/8波长区域,地震垂向分辩率模型1/4至1/8波长区域,顶底面极性相反的楔形地层的地震响应,Widess交会图顶底面不同振幅比条件下,模拟结果表明：,1）当h/2，楔状储层的顶底面能完全分开（有效子波长度为2个主周期）。 2）当h/4，代表顶底面的两个波谷仍能分开。顶底面的两个正反射波相干减弱。 3）当h/8，代表顶底面的两个波谷合并为一个，顶底面不能分开，振幅相干加强，当h0 ,

34、为两个正反射界面的合并，复合波的振幅AC接近于单个反射振幅的两倍。,举例分析,对于薄层砂体，复合波振幅只与砂体厚度成正比，与位置无关。,5、砂层组的地震响应,波阻抗过渡变化，逐渐增大或逐渐减少，如曲流河砂坝向上逐渐变细，海退中砂坝的向上逐渐变粗,6、过渡层的反射,1-正反射 2-负反射 3-薄层砂体，顶底面极性相反，RC相同，代表致密流体饱和砂层或致密砂岩层 4-薄层砂体，顶底面极性相反，RC相同，代表气体饱和高孔隙砂层,5-反射弱，低频，斜对称波形（但与薄层的对称波形相反）代表孔隙度向下逐渐减小，波阻抗增大的厚层砂体。,6-代表孔隙度向下逐渐减小，波阻抗增大的中厚层砂体。,7、代表孔隙度向下

35、逐渐减小，波阻抗增大的厚层砂体。,1、FRESNEL ZONE 渐变-如果波阻抗差 缓慢变化，则反射波忠实地按响应比例变化 突变-如断点，则突变点的地震反射波并不是按几何地震学中“共深度点”原理产生突变，因为共深度点无限小的点只能反射回无限小的反射能量，实际上共深度点的反射波并不是来自于一个点，而是来自于一定范围的一个面，一般是圆，FRESNEL对参加反射的面积范围作了定量的描述，所以这个圆叫做FRESNEL ZONE 。,三、横向分辨率 -分辨横向上终止点的能力,2、FRESNEL ZONE- 半径R,1/4前后间隔时间段内到达的反射波,相干加强, 大于1/4,一个极强反射点成绕射弧,一般不

36、会呈显现(不能辨别)。,3、FRESNEL模型分析 1-砂岩透镜体,4、FRESNEL模型分析 2-礁块,5、FRESNEL模型分析 -断层,6、FRESNEL实例分析 断层附近反射波的渐变，振幅减弱。 断点-二分之一振幅值点。,断层点,1.5 应用实例,波阻抗； 反射系数； 反射极性； 地震记录； 分辩率,1、地质界面-波阻抗界面-反射波-地震记录-分辩率,薄层 灰岩,相干 加强,相干 减弱,顶底 可辩,厚层 砂岩,风 化壳,主要参考书 1、Practical Seismic Interpretation Badley, Michael, E. 1982 2、Seismic Interpretation Anstry, E. 1981 3、高分辨力地震勘探 李正文，1993 4、地震地层学原理与方法 徐怀大等，1989,