第七章地震资料解释
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地震资料解释
2 地震剖面
地震剖面的显示方式：
波形显示 变面积显示 变密度显示 波形+变面积显示 波形+变密度显示
2020/5/7
27
2 地震剖面
20波20形/5显/7 示
变面积显示
变2变8密密度度显显示示
1 地震波对比的基本原则
2020/5/7
波形+变面积显示
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2 地震剖面
2020/5/7
因而，它们的叠加结果——地震记录上的反射子波组， 其波组特征（相位个数，哪个相位最强等），也一定具 有某些相对稳定的性质。
这就是地震记录面貌形成的过程。
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15
1 地震记录的形成
地震道f(t)是有效波s(t)和干扰波n(t)叠加组成的，即：
f (t) s(t) n(t)
层状介质的一次反射纵波通常用线性褶积模型表示：
2020/5沿/7任意方向切出的垂直剖面
52
2020年5月7日10时
53
27分
2020年5月7日10时
干扰波由非激发干扰n0(t)，噪音背景n1(t)及规则干扰 N(t)叠加而成，即：
n(t) n0 (t) n1(t) N (t)
规则干扰分两类：
一类与地质结构有关，称第一类规则干扰N1(t)，包括多次波， 反射-折射波，转换波，断面波，绕射波，伴随波，折射波，瑞雷
波，勒夫波，斯通利波等，这类波在某些特定条件下可转换为有
同相轴：一串套得很好的波峰（谷） 相位：通常用波峰（谷）的数量来描述 复波（波组）：地震记录上的反射同相轴，往往
是一组相邻反射波叠加形成的。 波系：相邻几套稳定的波组
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25
2 地震剖面
第七章-3 水库地震
7· 1
基本概念及研究意义
在一定条件下，人类的工程活动可以诱发地震， 诸如修建水库，城市或油田的抽水或注水，矿山坑 道的崩塌，以及人工爆破或地下核爆炸等都能引起 当地出现异常的地震活动，这类地震活动统称为诱 发地震（ induced earthquake ）。 其形成一方面依赖于该区的地质条件、地应力状态 和有待释放的应变能积累程度等因素；另一方面也 与工程行为是否改变了一定范围内应力场的平衡状 态密切相关。 水库诱发地震是指在兴建水利水电工程中，由于水 库蓄水而引起的地震活动。
4.2（1971.12）4.6（1972.11） 4.3（1972.11）4.1（1975.3） 4.1（1975.12）4.1（1976.9）
地震频率与水位高度正 相关，但地震活动性明显的 滞后于高水位，一般3－6个 月。 震中集中分布于以坝为 中心的25km为半径的范围内， 且以10km为半径的范围内最 为密集
一般说来诱发地震的震级比较小，震源深度比 较浅，对经济建设和社会生活的影响范围也比较小。 但是水库诱发地震也曾经多次造成破坏性后果，更 有甚者，水库诱发地震还经常威胁着水库大坝的安 全，甚至可能酿成远比地震直接破坏更为严重的次 生地质灾害，因此对水库诱发地震发生的可能性应 予以高度重视。 水库诱发地震活动发现于本世纪30年代。最早 发现于希腊的马拉松水库．伴随该水库蓄水、1931 年库区就产生了频繁的地震活动。此后，发现有相 当一部分水库蓄水过程中伴随有水库诱发地震现象。
2．新丰江水库诱发地震 我国的新丰江水库地震（坝高105m，总库容 115(139)亿立米，最大地震震级(烈度) 6.1(Ⅷ)， 1962年3月19日发生的6．1 级地震）造成的破坏最 为严重，数百人在地震中丧生，成千人受伤，坝体 建筑和发电设施受到不同程度的破坏，电站停止运 转，以致造成区域性的工业瘫痪。
第七章地震及内部圈层
震中
震源
二、地震的类型
浅源地震：0-70km，分布广，破坏性强； 中源地震：70-300km， 深源地震：300-720km。 1、构造地震：由构造运动引起的地震。 弹性回跳说。 2、火山地震： 3、陷落地震： 4、诱发地震：
成 因 类 型
第二节 一、关于地震波
地震波与地震仪
岩石振动是通过岩石的质点以弹性波的形式传播 的,从震源中产生的弹性波称为地震波。按传播的 方式可分为三类： 纵波： 横波： 表面波：
一般地，震级（M）与地震总能量（E）有如下关 系： logE=11.8+1.5M
地震震级和能量是对数关系。震级相差1级， 能量约差32倍。 一级地震能量相当于2×106J。 一个7级地震，相当于32个6级地震的能量。
地震分级：
小于2级的地震，人类感觉不到，称微震；
2-4级称有感地震；
5级以上的地震开始引起不同程度的破坏，称强震；
四、地震预报与预防
何时、何地、发生何种震级的地震？ 中长期预报—数年以上; 短期预报—1-2年;
震前预报
地电、地磁、地应力、地壳形变。 地下水中氡的含量。动物的异常。
第七章 地震及地球的内部构造
第一节
第二节
地震的基本概念
地震波与地震仪
第三节
第四节
地震的强度地震的分布 Nhomakorabea第五节
第六节
地震预报与预防
7级以上的地震称大震。
迄今为止，世界上记录到的最大震级是1960 年5月22日在南美智利海边发生的8.9级地震。
我国自有地震记录以来，震级≥8级的地 震共发生过16次。其中有1668年的山东郯 城地震，1920年宁夏海原地震，1950年西 藏察隅地震等。
地震资料解释ppt课件
(PCA OPTIONAL)
OUTPUT : SEISMIC FACIES VOLUME
突出不连续数据
*
1600ms相干体切片
1600ms相干体切片
*
相关时窗:1500ms—2800ms
*
小断层典型剖面
横364剖面
横396剖面
从地震剖面上，北部断层断距较小，与北界断层未搭接。
*
精细构造描述技术－－相干技术应用实例
立体显示
层拉平技术
瞬时振幅剖面
波阻抗剖面
吸收系数
识别火成岩
火成岩油气藏评价
*
4、砂砾岩体油气藏
地震属性分析技术
约束反演技术
立体显示技术
时频分析技术
砂砾岩体油气藏 评价
*
5、潜山油气藏
储集层特征 研究及有利 相带预测
风化壳储集层预测
潜山内幕储集层特征描述
地震反演技术
吸收系数技术
分形技术
多参数分析技术
*
6、落实圈闭
层 g1构造圈闭图
G1ab井过井地震剖面
G1a井过井地震剖面
T1
T1
T1
T1
T1
南
北
西
东
地震解释基本步骤
*
标定识别储层特征
X33
沙三中底
沙三上底界
夏３３井单井相地震相分析
沙三下
沙三中
沙三上
双丰砂体
盘河砂体
Ⅴ
Ⅲ
Ⅳ
Ⅰ
Ⅱ
夏33井单井相分析
平原相
前缘相
前缘相
前缘相
岩性解释
*
沙
三
下
沙 三 下
井旁道与VSPlog 对比
OUTPUT : SEISMIC FACIES VOLUME
突出不连续数据
*
1600ms相干体切片
1600ms相干体切片
*
相关时窗:1500ms—2800ms
*
小断层典型剖面
横364剖面
横396剖面
从地震剖面上，北部断层断距较小，与北界断层未搭接。
*
精细构造描述技术－－相干技术应用实例
立体显示
层拉平技术
瞬时振幅剖面
波阻抗剖面
吸收系数
识别火成岩
火成岩油气藏评价
*
4、砂砾岩体油气藏
地震属性分析技术
约束反演技术
立体显示技术
时频分析技术
砂砾岩体油气藏 评价
*
5、潜山油气藏
储集层特征 研究及有利 相带预测
风化壳储集层预测
潜山内幕储集层特征描述
地震反演技术
吸收系数技术
分形技术
多参数分析技术
*
6、落实圈闭
层 g1构造圈闭图
G1ab井过井地震剖面
G1a井过井地震剖面
T1
T1
T1
T1
T1
南
北
西
东
地震解释基本步骤
*
标定识别储层特征
X33
沙三中底
沙三上底界
夏３３井单井相地震相分析
沙三下
沙三中
沙三上
双丰砂体
盘河砂体
Ⅴ
Ⅲ
Ⅳ
Ⅰ
Ⅱ
夏33井单井相分析
平原相
前缘相
前缘相
前缘相
岩性解释
*
沙
三
下
沙 三 下
井旁道与VSPlog 对比
[理学]地震勘探原理 第7章地震勘探资料解释的理论基础
![[理学]地震勘探原理 第7章地震勘探资料解释的理论基础](https://img.taocdn.com/s3/m/bef5d37d10a6f524ccbf8580.png)
T06层
第一相位
第二相位 第三相位
T1层
h
9
3：水平叠加剖面 的特点
①在测线上同一点， 钻井资料得到的地 层分界面与时间剖 面上的同相轴在数 量上，位置上常常 不是一一对应的。
h
10
②时间剖面上同相轴 及波形本身包含了地 下地层构造与岩性的 信息，这也是构造与 岩性解释的基础。
③地质剖面反映的是 沿测线铅垂剖面上的 地质情况（深度、分 层、岩性），时间剖 面是来自三维空间上 的地震反射层的法线 反射时间，并显示在 记录点的正下方。
h
17
2：横向分辨率 是指水平方向上识别地质体的能力，O点激 发的反射波在界面上的第一菲涅尔带。
OC 0.5h
h
18
h
19
四：反射界面真正空间位置的确定
1：地震剖面存在的问题及解决方法
h
20
2：真倾角、视倾角及测线方位角之间的关系 真深度、法线深度、视铅直深度之间关系
真倾角 视倾角 方位角
h
38
2：倾斜界面偏移归位的基本原理
单道脉冲响应对应的地质模型
倾斜界面真实位置的确定
h
39
3：偏移叠加原理
h
40
射线偏移法（扫描法）
绕射扫描叠加的原理
h
41
4：波动方程偏移
基本方法：
有限差分偏移 F-K偏移 克希霍夫积分偏移
成像原理： 爆炸反射界面成像原理 测线下延成像原理 波场延拓的时间一致性成像原理
h
2
一、地震剖面的特点
1：地震记录的形成 X(t)=w(t)*R(t)
地震子波:震源产生信号传播一段时间后，波形趋于稳定，我们
称这时候的地震波为地震子波h 。
地震勘探第七章
图7.22 用t0差数时距曲线法构制折射界面 (a)相遇时距曲线 (b)t0(X)、θ(X)曲线并构制折射界面
t 1 = t 01 a
互换时间 T = t 01ab + t bc + t cd 02 因为，ρ＞＞H；所以，△SBC 近似为等腰三角形。 从S点作BC的垂直平分线SM， 则SM＝h（折射面的法线深 度）。由图中可看出 ： 据以上三式可得
图7.3 背斜型界面的自激自收t0时间剖 面 图7.4 绕射波示意图
图7.5 侵蚀面上的绕射波
4.断面波 断面波 断面波：当断距较大，断层面两侧的岩石波阻抗有明显差别， 且断面较光滑时，断层面本身就是一个反射界面，在此界面上产生 的波动。如图7.6示。
图7.6 断面反射波图
特点：（图7.6示） (1) 断面波与下降盘 反射波斜交，长度变长、倾角变缓。 (2)反射连绕射，绕射连断面波，断面波又连绕射波。
图7.9 t0法绘制深度剖面示意图 7.9
S3、h1、h2、h3为半径作圆弧，圆弧的包络即为待求反射面。
V0 βt 0i Z 0 i = ( ch − 1) β 2 V0 βt 0i 1 R 0 i = sh 2 β 1
式中：t0i－Si测点的自激自收时间，V0、β－初始速度与速度增 长系数。
图7.20 综合时距曲线的绘制
三、折射界面的构组 利用折射波相遇时距曲线，即可构制折射界面的埋深和构造形 态。在构制折射界面的位置时，还必须知道界面以上的速度。 速度的求取可以通过两个途径： 第一：根据测井资料求界面以上的平均速度； 第二：直接在时距曲线上求。 1.有效速度的求取 有效速度的求取 交点法： 条件：Vi＞Vi-1 图7.21示，时距曲线S0、S1、 S2相交于点A1、A2。过原点作连 线OA1和OA2，则它们斜率的倒数 分别为有效速度Ve1和Ve2，即
地震概论ppt课件第7章 地震预报
地震概论
第7章 地震预报
7.1 国内外地震预报经验 7.2 地震预报方法 7.3 帕克菲尔德地震预报实验 7.4 云南滇西地震实验场 7.5 地震预报的后果 7.6 临震措施
2021/7/13
1
7.1 国内外地震预报经验
中国和日本的地震预报经验
20世纪70年代，中国的地震预报工作因为得到了广 泛宣传而为全世界所注目。特别是1975年2月4日 的事件被详细报道之后，1975年2月4日，中国东 北辽宁省官 一次强烈地震发生。那天晚上，海城附近发生了 里氏7.3级强烈地震，但幸运的是大多数人已经睡 在了室外，所以没有受到伤害。
自50年代末、60年代初以来，作为一个极富现实意义的科学问题，地震预测一直是世界各国地震学 家深切关注的焦点。
早在日、美等国制订地震预测规划前6至8年，即1956年，傅承义和刘恢先在我国12年《科学长远规 划》第33项“天然地震的灾害及其防御”中就已经提出了地震预测问题和解决这一问题的科学途 径与具体措施。1963年，傅承义进一步明确指出了实现地震预测的三大类方法，即地震地质方法、 地震统计方法、地震前兆方法。30多年来，地震预测研究工作基本上沿用这三大类方法至今，尽 管各类方法的内涵有许多发展和变化。
希腊地震学家提出的通过地 下电磁变化预测地震的ＶＡ Ｎ方法是现在地震预报的热 门话题
2021/7/13
13
地震可以预报吗？
地震预报是公认的世界性难题，是 地球科学的一个宏伟的科学研究目 标。地震预报是科学中的难题
地震是高度非线性过程
迄今地震学家仍未探索出一种确定性的 地震前兆。也就是说，尚未找到任何一 种异常现象，可以在所有大地震之前必 被无一例外地观测到；并且一旦出现这 种异常现象，必无一例外地发生大地 震。
第7章 地震预报
7.1 国内外地震预报经验 7.2 地震预报方法 7.3 帕克菲尔德地震预报实验 7.4 云南滇西地震实验场 7.5 地震预报的后果 7.6 临震措施
2021/7/13
1
7.1 国内外地震预报经验
中国和日本的地震预报经验
20世纪70年代，中国的地震预报工作因为得到了广 泛宣传而为全世界所注目。特别是1975年2月4日 的事件被详细报道之后，1975年2月4日，中国东 北辽宁省官 一次强烈地震发生。那天晚上，海城附近发生了 里氏7.3级强烈地震，但幸运的是大多数人已经睡 在了室外，所以没有受到伤害。
自50年代末、60年代初以来，作为一个极富现实意义的科学问题，地震预测一直是世界各国地震学 家深切关注的焦点。
早在日、美等国制订地震预测规划前6至8年，即1956年，傅承义和刘恢先在我国12年《科学长远规 划》第33项“天然地震的灾害及其防御”中就已经提出了地震预测问题和解决这一问题的科学途 径与具体措施。1963年，傅承义进一步明确指出了实现地震预测的三大类方法，即地震地质方法、 地震统计方法、地震前兆方法。30多年来，地震预测研究工作基本上沿用这三大类方法至今，尽 管各类方法的内涵有许多发展和变化。
希腊地震学家提出的通过地 下电磁变化预测地震的ＶＡ Ｎ方法是现在地震预报的热 门话题
2021/7/13
13
地震可以预报吗？
地震预报是公认的世界性难题，是 地球科学的一个宏伟的科学研究目 标。地震预报是科学中的难题
地震是高度非线性过程
迄今地震学家仍未探索出一种确定性的 地震前兆。也就是说，尚未找到任何一 种异常现象，可以在所有大地震之前必 被无一例外地观测到；并且一旦出现这 种异常现象，必无一例外地发生大地 震。
地震资料解释
01
沿横轴方向上均匀分布的每条小细线上的波形代表共中心点处叠加道记录，从浅到深有一系列的波组。剖面最左端的第1道代表满叠加次数的第1个共中心点叠加道记录。最右端的道代表满叠加次数的最后一个共中心点叠加道记录。剖面上总共显示多少个叠加道记录就说明有多少个CDP点。所以在剖面时间线零线上边标有CDP序号，而且还标有桩号。
6．沿测线闭合圈对比(剖面的闭合)
剖面间的闭合不能用二维偏移剖面，只有利用三维地震资料，才能使其闭合。
7．利用偏移剖面进行对比
剖面间的对比：有助于对剖面作地质解释和作构造图等工作。
利用地质规律进行对比 在一个工区内，地质构造特征及地质结构都遵循一定的地质规律，它们必然反映在时间剖面上，抓住其规律对剖面的对比解释有好处。这需要解释人员有较强的地质理论基础和经验。
角度不整合：在0.5s左右存在角度不整合
（二）、超复和退复
超复和退复发育于盆地边缘的斜坡带，也是不整合的一种表现形式。 1.超复 在海侵时，地层沉积范围不断扩大，盆地边缘地带的新地层会依次超越覆盖在下面较老地层之上。在时间剖面上表现为几组反射波互不平行，逐渐靠拢，在超复点处出现同相轴的分叉、合并现象。超复不整合面上的地层反射波相位，依次被下部地层反射波所代替。 2.退复 当海退时，沉积物分布范围逐渐减小，上覆新地层沉积范围不断向盆地中心退缩。在时间剖面上，上覆新地层的反射波逐步被下面老地层的反射波所替代。
（一）、不整合
不整合是地壳运动引起的沉积间断。它对油、气的聚集有密切关系，对地震地层学的研究也有重要意义，不整合分为平行不整合与角度不整合两种。 1.平行不整合（假整合） 老地层主要受上升运动影响，呈水平状态出露地表，遭受较长时期的外力作用破坏之后，又受下降运动影响而沉降，继续接受新的沉积，因而新老地层产状一致，其间存在侵蚀面，这种现象称之为平行不整合。平行不整合在时间剖面上不容易识别，但不整合面受到剥蚀而凸凹不平，往往产生绕射波，并且由于波阻抗差变化大，使不整合面上的反射波振幅和波形变化也较大，因此可以根据这些特点去辨认平行不整合。
沿横轴方向上均匀分布的每条小细线上的波形代表共中心点处叠加道记录，从浅到深有一系列的波组。剖面最左端的第1道代表满叠加次数的第1个共中心点叠加道记录。最右端的道代表满叠加次数的最后一个共中心点叠加道记录。剖面上总共显示多少个叠加道记录就说明有多少个CDP点。所以在剖面时间线零线上边标有CDP序号，而且还标有桩号。
6．沿测线闭合圈对比(剖面的闭合)
剖面间的闭合不能用二维偏移剖面，只有利用三维地震资料，才能使其闭合。
7．利用偏移剖面进行对比
剖面间的对比：有助于对剖面作地质解释和作构造图等工作。
利用地质规律进行对比 在一个工区内，地质构造特征及地质结构都遵循一定的地质规律，它们必然反映在时间剖面上，抓住其规律对剖面的对比解释有好处。这需要解释人员有较强的地质理论基础和经验。
角度不整合：在0.5s左右存在角度不整合
（二）、超复和退复
超复和退复发育于盆地边缘的斜坡带，也是不整合的一种表现形式。 1.超复 在海侵时，地层沉积范围不断扩大，盆地边缘地带的新地层会依次超越覆盖在下面较老地层之上。在时间剖面上表现为几组反射波互不平行，逐渐靠拢，在超复点处出现同相轴的分叉、合并现象。超复不整合面上的地层反射波相位，依次被下部地层反射波所代替。 2.退复 当海退时，沉积物分布范围逐渐减小，上覆新地层沉积范围不断向盆地中心退缩。在时间剖面上，上覆新地层的反射波逐步被下面老地层的反射波所替代。
（一）、不整合
不整合是地壳运动引起的沉积间断。它对油、气的聚集有密切关系，对地震地层学的研究也有重要意义，不整合分为平行不整合与角度不整合两种。 1.平行不整合（假整合） 老地层主要受上升运动影响，呈水平状态出露地表，遭受较长时期的外力作用破坏之后，又受下降运动影响而沉降，继续接受新的沉积，因而新老地层产状一致，其间存在侵蚀面，这种现象称之为平行不整合。平行不整合在时间剖面上不容易识别，但不整合面受到剥蚀而凸凹不平，往往产生绕射波，并且由于波阻抗差变化大，使不整合面上的反射波振幅和波形变化也较大，因此可以根据这些特点去辨认平行不整合。
第七章 地震及地球内部构造
唐山市河北省矿业学院图书馆， 西头倒毁，东头框架幸存
唐山地震后，房屋几乎全部坍塌
唐山市开滦煤矿救护楼，为砖混结构木屋 架的三层楼房，墙倒顶塌。
第一节 地震的基本概念
（二）地震的类型
按成因分类 按震源深度分类 按震中距分类 按地震强度（震级）分类
第一节 地震的基本概念
按成因分类 构造地震：
等震线：地面上等烈度的点的联线。
震级和烈度的关系：震级和烈度都是衡量 地震强度的一种量度。
第四节 地震的分布
全球地震分布
主要分布在几条狭长的地震带内。 大的地震带有: 环太平洋地震带 地中海－南亚地震带 海岭地震带
第四节 地震的分布
（一）环太平洋地震带
包括太平洋的东、北、西各周边的岛 弧－海沟系和大陆边缘。此带的地震活 动性最强，频度高，能量大，震源深， 其释放的能量占全球地震释放总能量的 75％以上。
强震的分区性和成带性是中国大陆地震在 面上分布的基本特征。
第四节 地震的分布
总的来说，中国西部的地震活动较东 部强烈。西部地震主要分布在青藏高原 的四周，天山南北、横断山脉和祁连山 一带。其特点是发震频率高，复发周期 短，震级也相对较大。中国东部地震活 动主要集中在华北的一些断陷盆地内和 大断裂带附近，强震密集成带。
第四节 地震的分布
台湾地处西太平洋岛弧地震带中的 两弧交结点，地震活动强度特别高，震 级也大。在中国99％的地震都属壳内的 浅源地震，只在中缅、中苏和中巴交界 地区，以及台湾北部有些中源地震，在 东北的吉林、黑龙江等省的东部有些深 源地震。
第五节 地球的内部构造
1.地球基本数据
项目 赤道半径
数据 km 6 378.140
两极半径 6 356.755
7.1地震解释概述
水平叠加剖面与偏移剖面的对比
2. 岩性解释
岩性解释主要根据地震波动力学原理，进行 地震地层学解释和地震岩性学解释。
地震地层学解释主要利用地震反射特征（同 相轴的振幅、连续性，反射波的内部结构，外部 几何形态等）、接触关系等解释地震层序、分析 地震相和沉积相，恢复盆地的古沉积环境，预测 生储油相带的分布，寻找地层、岩性油气藏。
地质情况的复杂性+勘探的精度+解释的水平
地震解释的多解性
胜利油田的地质情况：
“一只泥盆掉到地上，又被踢了几脚”。
二、地震资料解释的主要内容
1. 构造解释
由时间、速度获得界面的深度、构造形 态，落实构造圈闭。
具体地说就是根据地震波运动学原理， 利用地震波反射时间，同相性、旅行时差 和速度等信息，把地震时间剖面变为深度 剖面，绘制地质构造图，进行构造解释， 搞清岩层之间的界面，断层和褶皱的位置 和展布方向等。在油气勘探上最终的目的 是寻找构造圈闭的油气藏。
tuo732
DEPTH R25 SP R4 RL RN DT CAL RXO RILM RT GR DEVI DAZI ML2 ML1 CON1 1500.000 1.87 73.37 1.50 1.27 1.35 119.10 12.13 2.24 1.58 1.40 47.08 0 .85 326.22 1.72 2.00 716.82 1500.125 1.83 74.80 1.42 1.33 1.50 130.92 12.11 2.21 1.55 1.37 48.01 0 .85 326.23 1.92 2.00 728.28 1500.250 1.80 76.50 1.35 1.33 1.53 145.62 12.11 2.21 1.54 1.36 48.74 0 .85 326.24 1.90 1.96 735.23 1500.375 1.79 77.96 1.31 1.39 1.56 151.76 12.11 2.23 1.55 1.36 49.29 0 .85 326.27 1.66 1.96 733.97 1500.500 1.80 79.76 1.30 1.36 1.59 151.71 12.11 2.27 1.59 1.38 49.75 0 .85 326.31 1.54 1.80 722.84 1500.625 1.83 83.23 1.32 1.41 1.61 140.32 12.10 2.31 1.62 1.41 50.50 0 .85 326.34 1.54 1.82 709.56 1500.750 1.87 87.32 1.35 1.42 1.65 124.86 12.09 2.36 1.65 1.44 51.81 0 .85 326.36 1.54 1.88 695.28
《地震地层学》第七章(地震薄层一)
（4）省略透射系数，上式简化为：（图）
S(t) R1a(t) R2a(t H )
第三节 薄层地震调谐原理
一、楔状夹层地震响应特征
2、定义两个关键参数
（1）时差（视厚度）图
复合波形波峰到波谷的垂向距离
（2）相对振幅 图
复合波形波峰到波谷的横向绝对幅度
一、楔状夹层地震响应特征
3、时差曲线变化特征
第二节 薄层地震响应的基本特征
二、薄层的地震响应为子波的一阶导数
关于薄层的地震响应，前人很早就有认识和论述。 雷 克 （ 1953 ） 和 维 德 斯 （ 1973 ） 在 做 薄 层 的 褶
积模型后均发现，随着两个脉冲间距的减小，把 子波与两个反极性脉冲相褶积的结果等于对子波 的微分；
或者说，随着脉冲间距的减小，复合波形接近于 子波的导数。
地质工程专业2005级专业选修课
地震地层学
（第十三次课）
主 讲 人： 刘 震 任课单位：资源与信息学院
2008 年 4 月
第七章 地震薄层分析
第一节 薄层地震响应的基本特征 一、薄层概念的相对性
构造地质中，分厚皮构造和薄皮构造； 地层学中的地层厚薄程度也是相对的； 地震速度谱能量团代表的最薄地层约100～300米； 垂直地震剖面（VSP）井下两个接收点间距为25米； 声波测井曲线测定间距为0.5米。
1 2
合成
二、薄层的地震响应为子波的一阶导数
请同学们思考，并回答这个问题
（图）
第三节 薄层地震调谐原理
一、楔状夹层地震响应特征
1、楔状夹层的地震响应制作
（1）基本子波：
（2）地层模型： 低速夹层，顶界反射导数为负，底界反
射系数为正。
地震勘探资料解释
地震勘探原理
第七章 地震资料解释的理论基础
1
地震勘探原理
第七章 地震资料解释的理论基础
1、地震记录形成的物理过程 2、地震记录形成的褶积模型 3、识别各种波的标志 4、水平叠加时间剖面的主要特点 5、特殊波的存在有两个方面的表现 6、绕射波 7、断棱绕射波
时距曲线、特点、叠加效果
2
ห้องสมุดไป่ตู้
水平叠加剖面上的绕射波
20
2、垂向分辨能力是指地震记录沿地层垂直方
向所能分辨的最薄地层厚度。
3、横向分辨能力是指地震记录横向上所能分
辨的最小地质体的大小。
4、为何存在分辨能力问题
地震子波存在一定的延续时间，地震记录是 子波的复合体。
21
在地震记录上，每个波峰或波谷必定是多本界面的反 射子波联合作用的结果，决不代表某一个界面。
幅的一半。
11
多次叠加剖面上，反射波与绕射波的切点就 是断点的位置，形成“层断波不断，绕射连 反射”的现象。 多次叠加剖面上，多出现绕射的正半支，负 半支被干涉而几乎抵消掉了。 长反射段为“一个主体，两个尾巴”，主体 为反射波，尾巴为绕射波正半支。
12
长 反 射 段 的 广 义 绕 射 叠 加 结 果
绕射波的强度与反射段的长度a成正比。 短反射段反射波在中央有一个能量相对集中段， 因此根据振幅特征不易确定断点。
9
短 反 射 段 的 广 义 绕 射 叠 加 结 果
10
③满足
a2 1
H 2
关系的反射段称为长反射段。
长反射段的终断点产生左右两支相位相差
180°的绕射波，断点的振幅为正常反射振
16
叠加剖面
偏移剖面
17
叠加剖面
第七章 地震资料解释的理论基础
1
地震勘探原理
第七章 地震资料解释的理论基础
1、地震记录形成的物理过程 2、地震记录形成的褶积模型 3、识别各种波的标志 4、水平叠加时间剖面的主要特点 5、特殊波的存在有两个方面的表现 6、绕射波 7、断棱绕射波
时距曲线、特点、叠加效果
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ห้องสมุดไป่ตู้
水平叠加剖面上的绕射波
20
2、垂向分辨能力是指地震记录沿地层垂直方
向所能分辨的最薄地层厚度。
3、横向分辨能力是指地震记录横向上所能分
辨的最小地质体的大小。
4、为何存在分辨能力问题
地震子波存在一定的延续时间，地震记录是 子波的复合体。
21
在地震记录上，每个波峰或波谷必定是多本界面的反 射子波联合作用的结果，决不代表某一个界面。
幅的一半。
11
多次叠加剖面上，反射波与绕射波的切点就 是断点的位置，形成“层断波不断，绕射连 反射”的现象。 多次叠加剖面上，多出现绕射的正半支，负 半支被干涉而几乎抵消掉了。 长反射段为“一个主体，两个尾巴”，主体 为反射波，尾巴为绕射波正半支。
12
长 反 射 段 的 广 义 绕 射 叠 加 结 果
绕射波的强度与反射段的长度a成正比。 短反射段反射波在中央有一个能量相对集中段， 因此根据振幅特征不易确定断点。
9
短 反 射 段 的 广 义 绕 射 叠 加 结 果
10
③满足
a2 1
H 2
关系的反射段称为长反射段。
长反射段的终断点产生左右两支相位相差
180°的绕射波，断点的振幅为正常反射振
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叠加剖面
偏移剖面
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叠加剖面
7地震
图7-1 震源、震中和震中距示意图
Байду номын сангаас
地震分类 按震源深度分为浅源、中源和深源三类。 ⒈浅源地震 0～70km,分布最广，占地震 总数72.5％，其中大部分的震源深度在30km 以内。 ⒉中源地震 70～300km,占地震总数的 23.5％。 ⒊深源地震 300～720km，较少，只占地 震总数4％。 目前已知最大发震深度720km。我国绝大多 数地震是浅源地震，中源及深源地震仅见于 西南的喜马拉雅山及东北的延边、鸡西等地。
⒉火山地震(volcanic earthquake) 由火山活动所引起的地震。火山活动时， 由于岩浆及其挥发分物质向上运移，冲破附近 围岩而发生地震。这类地震有时发生在火山喷 发的前夕；有时则直接与喷出过程相伴随。通 常，火山地震强度不太大，震源较浅，影响范 围较小。 这类地震为数不多，约占地震总数的7％。 主要见于现代火山分布地区。
震区的地质构造对地震烈度也有明显影响， 如一般在断裂构造发育的地带或古河道通过 的地段烈度较大，地质基础坚实的地区烈度 较小。 此外，建筑地基的稳固程度、房屋建筑的 结构特征等也影响烈度的大小。
判断烈度大小主要是根据人的感觉、 家具及物品的震动情况、地面建筑物和地 形的破坏程度等因素综合确定。 按照其强弱分为若干等级，并用数字 依序表示即成为烈度表。现在世界上一般 采用12度烈度表。
烈度 (intensity) ☆烈度 (intensity)
指地震对地面和建筑物的影响或破 坏程度。 地震烈度往往与地震震级、震中距 及震源深度直接有关。一般来讲，震级 越大，震中区烈度越大；对同一地震， 离震中区越近，烈度越大，离震中区越 远，烈度越小；对相同震级的地震，震 源深度越浅，地表烈度越大，震源深度 越深，地表烈度越小。
地震资料解释_第七章
(1）储层地球物理特征分析 测井资料，尤其是声波和密度测井，是建立初始模型的基础资料 和地质解释的基本依据。通常情况下，声波测井受到井孔环境 （如井壁垮塌。泥浆浸泡等）的影响而产生误差，同一口井的 不同层段，不同井的同一层段误差大小亦不相同。因此，用于 制作初始波阻抗模型的测井资料必须经过环境校正。域地层波 阻抗模型的建立，是通过声波测井的深－时转换实现的。由于 声波测井的误差，转换后的时域测井曲线的时间厚度也会存在 误差，消除这种速度误差的方法，是依据合成地震记录与井旁 地震道对比，准确找出二者主要波组（油层附近的每个同相轴 ）的对应关系，然后，以地震记录的时间厚度为标准，对测井 资料进行压缩或拉伸校正，从而改善合成记录与井旁道的相似 性，求准深一时转换关系，精确标定各岩性界面在地震剖面上 的反射位置。 声波（密度）是与地震直接发生联系的测井资料，储层与围岩声 波特征不同是基于模型反演方法应用的先决条件。由于储层固 有特征或测井过程的工程因素，有时研究目的层段（储层）与 围岩在声波上无明显差异。这就要求在仔细分析相关测井资料 的基础上，对声波测井进行合理的校正，即波阻抗特征重构。
（2）地震子波提取 子波是基于模型反演中的关键因素。子波与模型反射系数楷积产 生合成地震数据，合成地震数据与实际地震资料的误差最小是 终止迭代的约束条件。 叠后地震子波提取常用两种方法，其一是根据已有测井资料与井 旁地震记录，用最小平方法求解，是一种确定性的方法，理论 上可得到精确的结果，但这种方法受地震噪声和测井误差的双 重影响，尤其是声波测井不准而引起的速度误差会导致子波振 幅畸变和相位谱扭曲。同时，方法本身对地震噪声以及估算时 窗长度的变化非常敏感，使子波估算结果的稳定性变差。 目前比较实用有效的方法是多道地震统计法，即用多道记录自相 关统计的方法提取子波振幅谱信息，进而求取零相位、最小相 位或常相位子波，用这种方法求取的子波，合成记录与实际记 录频带一致，与实际地震记录波组关系对应关系良好。
地震勘探资料解释
7
5、几何地震学和物理地震学主要差别： 几何地震学和物理地震学主要差别： 主要差别
几何地震学只研究运动学问题，它不能保留波 的动力学特点，对复杂地质构造产生的复杂的 波场就不能作出正确的解释； 物理地震学处理地震波波场时，同时研究运动 学和动力学问题，既考虑了波的传播时间，又 考虑了波的强度，因此有可能对复杂的地质体 产生的波场作出正确的解释。
1）所用的子波都是零相位子波，子波是对称 的。 2）所用的子波都只有很少的波峰和波谷，主 极值的幅度明显大于次极值的幅度，说明子 波的振幅谱是比较宽的。
如果不满足以上两点， 如果不满足以上两点，则分辨率达不到所 指的极限。 指的极限。
34
3、提高垂向分辨能力的方法
关键是解决∆τ 关键是解决 τ与∆t的矛盾 的矛盾 1）提高子波频率，主要通过野外采集来实现
19
第三节 地震勘探的分辨能力 一、分辨能力
1、分辨力的定义 、
分辨能力(resolving power)是指区分两个靠近物 分辨能力 是指区分两个靠近物 体的能力。度量分辨能力强弱的两种表示： 体的能力。度量分辨能力强弱的两种表示：
一是距离表示，分辨的垂向距离或横向范围越 表示， 一是 表示 则分辨能力越强； 小，则分辨能力越强； 二是时间表示，在地震时间剖面上，相邻地层 表示， 二是 表示 在地震时间剖面上， 时间间隔dt 越小，则分辨能力越强。 时间间隔 越小，则分辨能力越强。
地震勘探原理
第七章 地震资料解释的理论基础
1
地震勘探原理 第七章 地震资料解释的理论基础
1、地震记录形成的物理过程 2、地震记录形成的褶积模型 3、识别各种波的标志 4、水平叠加时间剖面的主要特点 5、特殊波的存在有两个方面的表现 6、绕射波 7、断棱绕射波
地震资料解释详解课件
地震资料解释详解 课件
目录
• 地震资料解释概述 • 地震资料的基础知识 • 地震资料解释的方法与技术 • 地震资料在油气勘探中的应用 • 地震资料解释的挑战与未来发展 • 案例分析与实践操作
01
地震资料解释概述
定义与目的
定义
地震资料解释是对地震勘探所得的原始数据进行处理、分析、解释和推断的过 程，目的是揭示地下岩层的结构和性质，为地质勘探和资源开发提供依据。
地震波的传播路径
地震波在地下传播时，会遇到不同介质分界面， 波的传播方向会发生反射、折射或散射。
地震波的衰减
地震波在传播过程中，由于介质吸收、散射等原 因，能量会逐渐衰减。
地震波的种类与特性
体波与面波
体波在地下传播，面波则沿地表传播。体波包括纵波和横 波，面波则分为长周期和短周期两种。
反射波与折射波
总结词
基于地震地层学的原理和方法，对地震资料进行解释和分析的方法。
详细描述
地震地层学解释方法主要依据地震地层学的原理和方法，通过分析地震剖面中地层的连续性、接触关系、沉积旋 回等信息，推断地层的沉积环境、沉积相和沉积历史。这种方法在石油、天然气勘探和煤田勘探等领域应用广泛 。
地震岩性学解释方法
总结词
软件操作流程
详细介绍地震资料解释软件的操 作流程，包括数据导入、处理、 解释等方面的步骤和技巧。
软件操作演示
通过实际操作演示，展示如何使 用地震资料解释软件进行数据分 析和解释，包括界面布局、工具 使用等方面的演示。
实践操作：地震资料解释练习题
练习题目的选取
选取具有代表性的地震资料解释练习题目，包括二维和三维地震数 据，涉及不同的地质体和地质现象。
地震资料解释存在多解性，即同一组地震数据可能对应多种地质解释。
目录
• 地震资料解释概述 • 地震资料的基础知识 • 地震资料解释的方法与技术 • 地震资料在油气勘探中的应用 • 地震资料解释的挑战与未来发展 • 案例分析与实践操作
01
地震资料解释概述
定义与目的
定义
地震资料解释是对地震勘探所得的原始数据进行处理、分析、解释和推断的过 程，目的是揭示地下岩层的结构和性质，为地质勘探和资源开发提供依据。
地震波的传播路径
地震波在地下传播时，会遇到不同介质分界面， 波的传播方向会发生反射、折射或散射。
地震波的衰减
地震波在传播过程中，由于介质吸收、散射等原 因，能量会逐渐衰减。
地震波的种类与特性
体波与面波
体波在地下传播，面波则沿地表传播。体波包括纵波和横 波，面波则分为长周期和短周期两种。
反射波与折射波
总结词
基于地震地层学的原理和方法，对地震资料进行解释和分析的方法。
详细描述
地震地层学解释方法主要依据地震地层学的原理和方法，通过分析地震剖面中地层的连续性、接触关系、沉积旋 回等信息，推断地层的沉积环境、沉积相和沉积历史。这种方法在石油、天然气勘探和煤田勘探等领域应用广泛 。
地震岩性学解释方法
总结词
软件操作流程
详细介绍地震资料解释软件的操 作流程，包括数据导入、处理、 解释等方面的步骤和技巧。
软件操作演示
通过实际操作演示，展示如何使 用地震资料解释软件进行数据分 析和解释，包括界面布局、工具 使用等方面的演示。
实践操作：地震资料解释练习题
练习题目的选取
选取具有代表性的地震资料解释练习题目，包括二维和三维地震数 据，涉及不同的地质体和地质现象。
地震资料解释存在多解性，即同一组地震数据可能对应多种地质解释。
地震数据处理第七章：偏移
第七章 偏移
偏移和偏移处理的定义: 地震记录上的反射同相轴因为受波 的传播特性的影响和记录方式的限制往 往与其相应的反射地质体在形态和位置 上不一致性，这种不一致性称为偏移. 设法消除偏移影响的方法叫偏移处 理或偏移成像，简称偏移.
偏移（处理）的作用 （1）提高横向分辨率，使断点、尖灭点等部 位清晰； （2）使波场正确归位，消除界面弯曲、倾斜 等造成的各种假像； （3）提高地震记录的信噪比，绕射波、倾斜 界面反射波等归位，干涉带分解。
Difference Files from MVA Tomography Inversion
Small inversion aggressiveness factor
Large inversion aggressiveness factor
简单地下模型 在叠后偏移域的速度分析
速度变异
分选叠前数据为共偏移距剖面
每个偏移剖面是地 下的冗余成像
使用常用平均法产生初始速度模型
无速度变异存在
实行共偏移距剖面的叠前偏移
分选偏移道为CRP道集 调整速度使CRP道集上的同相轴变平
偏移处理可分为:
叠前偏移:
叠前偏移和叠后偏移
将共炮点道集或共偏移距道集中的反射波归位,绕射波收敛
叠后偏移:
将水平叠加剖面用爆炸反面概念实现倾斜反射层归位和绕射波收敛 偏移原来及效果见下图
偏移原理图
(1)时间反射层比地质界面长; (2)时间反射层向下倾方向移动; (3)时间反射层倾角小
（1）简单速度+简单构造=叠后时间偏移； （2）复杂速度+简单构造=叠后深度偏移； （3）简单速度+复杂构造=叠前时间偏移； （4）复杂速度+复杂构造=叠前深度偏移； （5）简单速度=时间偏移； （6）复杂速度=深度偏移； （7）简单构造=叠后偏移； （8）复杂构造=叠前偏移。
偏移和偏移处理的定义: 地震记录上的反射同相轴因为受波 的传播特性的影响和记录方式的限制往 往与其相应的反射地质体在形态和位置 上不一致性，这种不一致性称为偏移. 设法消除偏移影响的方法叫偏移处 理或偏移成像，简称偏移.
偏移（处理）的作用 （1）提高横向分辨率，使断点、尖灭点等部 位清晰； （2）使波场正确归位，消除界面弯曲、倾斜 等造成的各种假像； （3）提高地震记录的信噪比，绕射波、倾斜 界面反射波等归位，干涉带分解。
Difference Files from MVA Tomography Inversion
Small inversion aggressiveness factor
Large inversion aggressiveness factor
简单地下模型 在叠后偏移域的速度分析
速度变异
分选叠前数据为共偏移距剖面
每个偏移剖面是地 下的冗余成像
使用常用平均法产生初始速度模型
无速度变异存在
实行共偏移距剖面的叠前偏移
分选偏移道为CRP道集 调整速度使CRP道集上的同相轴变平
偏移处理可分为:
叠前偏移:
叠前偏移和叠后偏移
将共炮点道集或共偏移距道集中的反射波归位,绕射波收敛
叠后偏移:
将水平叠加剖面用爆炸反面概念实现倾斜反射层归位和绕射波收敛 偏移原来及效果见下图
偏移原理图
(1)时间反射层比地质界面长; (2)时间反射层向下倾方向移动; (3)时间反射层倾角小
（1）简单速度+简单构造=叠后时间偏移； （2）复杂速度+简单构造=叠后深度偏移； （3）简单速度+复杂构造=叠前时间偏移； （4）复杂速度+复杂构造=叠前深度偏移； （5）简单速度=时间偏移； （6）复杂速度=深度偏移； （7）简单构造=叠后偏移； （8）复杂构造=叠前偏移。
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(3)沿测线闭合圈对比(剖面的闭合)
保证对比质量的可靠方法，在测线交点处t 时间应相等。
(4)利用偏移剖面进行对比
水平叠加存在偏移问题，当构造较复杂时，波与波出现斜交
三、基本地震波场的认识
向斜、背斜、Leabharlann 裂等特殊构造会形成回转波、发散波、绕射波 和断面波等，这些特殊波在时间剖面上的空间分布，回声时间的大 小、振幅的强弱、同相轴的连续性构成了地震波场。
图7.6 断面反射波图
特点：（图7.6示） (1) 断面波与下降盘 反射波斜交，长度变长、倾角变缓。 (2)反射连绕射，绕射连断面波，断面波又连绕射波。
四、时间剖面的地质解释 地质解释任务：
① 确定反射层的地质属性；
② 了解地层厚度的变化及接触关系；
③ 对断层等地质构造作出解释；
④ 绘制地震地质解释剖面图 1.反射层地质层位的确定(标定)
(3)相位标志
因为有效波记录时间已校正为同一基准面上接收的t0时间，因此， 来自同一界面的反射波相同波峰相位的连线与相应的反射界面段的 形态相似。
2.实际对比方法
(1)从主测线开始对比
主测线：指垂直构造走向、信噪比高、同相轴连续性好的测线。
(2)重点对比标准层
标准层：指振幅强、同相轴连续性好、可在整个工区内连续追 踪的目标反射层。
②然后在深度剖面上S1点作长 度为Z01的垂线，以端点为圆心、 R01为半径作圆弧，对S2、S3点作 同样处理，这些圆弧的包络即为 反射面。
2.平面图的绘制
图 7.10 连续介质深度剖面绘制示意图
(1)法向深度、视深度、真深度 的相互关系
如图7.11示。测线X与地层走向
斜交。
α（方位角）－ 测线与地层倾
向之间的夹角。
φ（视倾角）－ 测线方向反射
界面的倾角。
X′－射线平面与界面的交线， O－自激自收点。
地震剖面――地质剖面。一般用井孔 资料的地质分层深度――转换成相应时 间标定到地震剖面上。可用声波速度测 井资料或垂直地震剖面资料来进行标定
2.断层的解释
图7.7 正断层的自激自收t0时间剖面
(1)断层在水平时间剖面上的识别标志
① 反射波同相轴错断。
② 同相轴产状突变，反射零乱或出现空白带。
③ 同相轴数目突增或消失，波组间隔突变。 这是由于断层上升盘沉积地层少，而在下降盘易形成沉降中心， 沉积了较厚、较全的地层造成。 ④ 特殊波的出现是识别断层的重要标志。 (2)断层要素的确定 ① 断层面确定。 各层绕射波极小点的连线就是断面。 ② 断层升降盘及落差的确定。 ③ 断层宽度的确定。 反射波同相轴的水平宽度可确定断层的宽度。
上，相同相位（主要指波峰和波谷）的连线叫做同相轴。 所以时间剖面上反射波的追踪实际上就变为同相轴的对比。
1.反射波识别对比的三个标志 (1)振幅标志 来自反射界面的反射波具有显著增强的特征，且水平叠加次数 走越多，这种特征越明显。如图7.1所示。
图7.1 时间剖面中波的对比标志
(2)波形标志
同一界面的反射波在相邻地震道上波形相似（包括视周期、相 位个数、振幅等）。
④ 断层倾角的确定。 测线与断层走向垂直时，地震剖面上断层的倾角为真倾； 测线与断层面斜交时，可得断层面的视倾角。
3.绘制地震地质解释剖面
通常把在地震剖面上所作的解释方案，叫做地震解释剖面。 把它变成深度剖面，并作出相应地质解释，得地震地质解释剖面。 图7.8所示。
图7.8 LL-906测线的偏移剖面和地震地质解释剖面
2. 时间剖面不一定是地质剖面
2
(1) 时间剖面中显示不出波阻抗为零的地质界面，因此地质界 面有可能多于反射界面。
(2) 同一岩性的地层有可能存在不同的物性界面（如水.气，油. 水分界面），因此地质界面有可能少于反射界面。
3. 时间剖面不等于深度剖面，如绕射波、回转波等，会造成 各种假想。
二、时间剖面中波的对比 在时间剖面上，反射层位表现为同相轴的形式。在地震记录
图7.3 背斜型界面的自激自收t0时间剖 面
较强，向两侧
变弱。图7.5示 图7.4 绕射波示意图
为侵蚀面上产
生的绕射波。
图7.5 侵蚀面上的绕射波
4.断面波 断面波：当断距较大，断层面两侧的岩石波阻抗有明显差别， 且断面较光滑时，断层面本身就是一个反射界面，在此界面上产生 的波动。如图7.6示。
第七章 地震资料解释
浅震勘探的最终目的：解决具体的地质问题。 资料采集是基础，处理工作是关键，资料解释是地震工作的中枢。
第一节 反射波资料的解释
由于反射法数据处理最终得到的是反射时间剖面，因此，反射
波资料的解释也就是对地震时间剖面的解释。
一、时间剖面的特点
1. 同相轴的起伏能定性地表现反射界面的产状变化：h V t0
(3) 波场呈“背斜”形，其“背斜”顶点应是凹界面底点。
2.发散波
发散波：背斜形界面如同凸面镜，对能量有发散作用。 图7.3示。反射波隆起的范围和幅
度都比实际的背斜增加了。
3.绕射波
图 7.4 示 ，
特 点 ： (1) 同
相轴形态为双
曲线，似小
“背斜”构造
信息，“背斜”
顶点即绕射点
位置。 (2)绕射点能量
五、成果图的编制 1.剖面图的绘制
(1) 均 匀 介 质 中 的 t0 法如图7.9所示。
先从(a)图中读取S1、 S2、S3各测点的t0时间， 并用式进行时深转换；
然后如图(b)所示，分别
以测点S1、S2、
图7.9 t0法绘制深度剖面示意图
S3、h1、h2、h3为半径作圆弧，圆弧的包络即为待求反射面。
(2) 连 续 介 质 中 的 t0 法
连续介质中，绘制深度剖
Z 0i
1
(ch V0 t0i
2
1)
面采用曲射线t0法。连续介
质条件下的等时线方程为
R0i
1
sh V0 t0i
2
式中：t0i－Si测点的自激自收时间，V0、β－初始速度与速度增
长系数。
如图7.10示。
①在测线上S1点的回声时间 为t01,将它代入以上方程，可求出 相应的Z01、R01；
地震波场：地下地质体总的地震响应。 1．回转波 当凹界面的曲率半径小于埋深时，在水平叠加时间剖面上会形 成反射点位置和接收点位置相互倒置的回转波场。图7.2示。
图7.2 回转波
(a)水平叠加时间剖面
( b)偏移剖面
回转波有如下特点：
(1) 呈“蝴蝶结”形态；
(2) 有能量聚集作用，致使同相轴振幅增强；
保证对比质量的可靠方法，在测线交点处t 时间应相等。
(4)利用偏移剖面进行对比
水平叠加存在偏移问题，当构造较复杂时，波与波出现斜交
三、基本地震波场的认识
向斜、背斜、Leabharlann 裂等特殊构造会形成回转波、发散波、绕射波 和断面波等，这些特殊波在时间剖面上的空间分布，回声时间的大 小、振幅的强弱、同相轴的连续性构成了地震波场。
图7.6 断面反射波图
特点：（图7.6示） (1) 断面波与下降盘 反射波斜交，长度变长、倾角变缓。 (2)反射连绕射，绕射连断面波，断面波又连绕射波。
四、时间剖面的地质解释 地质解释任务：
① 确定反射层的地质属性；
② 了解地层厚度的变化及接触关系；
③ 对断层等地质构造作出解释；
④ 绘制地震地质解释剖面图 1.反射层地质层位的确定(标定)
(3)相位标志
因为有效波记录时间已校正为同一基准面上接收的t0时间，因此， 来自同一界面的反射波相同波峰相位的连线与相应的反射界面段的 形态相似。
2.实际对比方法
(1)从主测线开始对比
主测线：指垂直构造走向、信噪比高、同相轴连续性好的测线。
(2)重点对比标准层
标准层：指振幅强、同相轴连续性好、可在整个工区内连续追 踪的目标反射层。
②然后在深度剖面上S1点作长 度为Z01的垂线，以端点为圆心、 R01为半径作圆弧，对S2、S3点作 同样处理，这些圆弧的包络即为 反射面。
2.平面图的绘制
图 7.10 连续介质深度剖面绘制示意图
(1)法向深度、视深度、真深度 的相互关系
如图7.11示。测线X与地层走向
斜交。
α（方位角）－ 测线与地层倾
向之间的夹角。
φ（视倾角）－ 测线方向反射
界面的倾角。
X′－射线平面与界面的交线， O－自激自收点。
地震剖面――地质剖面。一般用井孔 资料的地质分层深度――转换成相应时 间标定到地震剖面上。可用声波速度测 井资料或垂直地震剖面资料来进行标定
2.断层的解释
图7.7 正断层的自激自收t0时间剖面
(1)断层在水平时间剖面上的识别标志
① 反射波同相轴错断。
② 同相轴产状突变，反射零乱或出现空白带。
③ 同相轴数目突增或消失，波组间隔突变。 这是由于断层上升盘沉积地层少，而在下降盘易形成沉降中心， 沉积了较厚、较全的地层造成。 ④ 特殊波的出现是识别断层的重要标志。 (2)断层要素的确定 ① 断层面确定。 各层绕射波极小点的连线就是断面。 ② 断层升降盘及落差的确定。 ③ 断层宽度的确定。 反射波同相轴的水平宽度可确定断层的宽度。
上，相同相位（主要指波峰和波谷）的连线叫做同相轴。 所以时间剖面上反射波的追踪实际上就变为同相轴的对比。
1.反射波识别对比的三个标志 (1)振幅标志 来自反射界面的反射波具有显著增强的特征，且水平叠加次数 走越多，这种特征越明显。如图7.1所示。
图7.1 时间剖面中波的对比标志
(2)波形标志
同一界面的反射波在相邻地震道上波形相似（包括视周期、相 位个数、振幅等）。
④ 断层倾角的确定。 测线与断层走向垂直时，地震剖面上断层的倾角为真倾； 测线与断层面斜交时，可得断层面的视倾角。
3.绘制地震地质解释剖面
通常把在地震剖面上所作的解释方案，叫做地震解释剖面。 把它变成深度剖面，并作出相应地质解释，得地震地质解释剖面。 图7.8所示。
图7.8 LL-906测线的偏移剖面和地震地质解释剖面
2. 时间剖面不一定是地质剖面
2
(1) 时间剖面中显示不出波阻抗为零的地质界面，因此地质界 面有可能多于反射界面。
(2) 同一岩性的地层有可能存在不同的物性界面（如水.气，油. 水分界面），因此地质界面有可能少于反射界面。
3. 时间剖面不等于深度剖面，如绕射波、回转波等，会造成 各种假想。
二、时间剖面中波的对比 在时间剖面上，反射层位表现为同相轴的形式。在地震记录
图7.3 背斜型界面的自激自收t0时间剖 面
较强，向两侧
变弱。图7.5示 图7.4 绕射波示意图
为侵蚀面上产
生的绕射波。
图7.5 侵蚀面上的绕射波
4.断面波 断面波：当断距较大，断层面两侧的岩石波阻抗有明显差别， 且断面较光滑时，断层面本身就是一个反射界面，在此界面上产生 的波动。如图7.6示。
第七章 地震资料解释
浅震勘探的最终目的：解决具体的地质问题。 资料采集是基础，处理工作是关键，资料解释是地震工作的中枢。
第一节 反射波资料的解释
由于反射法数据处理最终得到的是反射时间剖面，因此，反射
波资料的解释也就是对地震时间剖面的解释。
一、时间剖面的特点
1. 同相轴的起伏能定性地表现反射界面的产状变化：h V t0
(3) 波场呈“背斜”形，其“背斜”顶点应是凹界面底点。
2.发散波
发散波：背斜形界面如同凸面镜，对能量有发散作用。 图7.3示。反射波隆起的范围和幅
度都比实际的背斜增加了。
3.绕射波
图 7.4 示 ，
特 点 ： (1) 同
相轴形态为双
曲线，似小
“背斜”构造
信息，“背斜”
顶点即绕射点
位置。 (2)绕射点能量
五、成果图的编制 1.剖面图的绘制
(1) 均 匀 介 质 中 的 t0 法如图7.9所示。
先从(a)图中读取S1、 S2、S3各测点的t0时间， 并用式进行时深转换；
然后如图(b)所示，分别
以测点S1、S2、
图7.9 t0法绘制深度剖面示意图
S3、h1、h2、h3为半径作圆弧，圆弧的包络即为待求反射面。
(2) 连 续 介 质 中 的 t0 法
连续介质中，绘制深度剖
Z 0i
1
(ch V0 t0i
2
1)
面采用曲射线t0法。连续介
质条件下的等时线方程为
R0i
1
sh V0 t0i
2
式中：t0i－Si测点的自激自收时间，V0、β－初始速度与速度增
长系数。
如图7.10示。
①在测线上S1点的回声时间 为t01,将它代入以上方程，可求出 相应的Z01、R01；
地震波场：地下地质体总的地震响应。 1．回转波 当凹界面的曲率半径小于埋深时，在水平叠加时间剖面上会形 成反射点位置和接收点位置相互倒置的回转波场。图7.2示。
图7.2 回转波
(a)水平叠加时间剖面
( b)偏移剖面
回转波有如下特点：
(1) 呈“蝴蝶结”形态；
(2) 有能量聚集作用，致使同相轴振幅增强；