地震讲义6

第五章地震速度资料解释与应用1）进行时深转换、绘制深度剖面和构造图。2）根据速度资料识别波的性质，如多次波、绕射波和声波等．3）利用速度资料制作合成地震记录和理论地震模型，对地震记录作模拟解释4）利用速度纵横向变化规律，研究地层沉积特征和相态展布5）利用层速度资料，预测岩性分布和砂泥岩横向变化。6）利用速度资料计算反射系数图板，进行烃类检测，判别含气亮点。7）利用合成声波测井，进行砂体横向追踪和对比。8）利用速度资料预测地层异常压力。第一节影响地震速度的因素与分布规律一、影响速度的一般因素1）岩性（图5-1i）（表5-1）2）密度（图5-1a,b）3）地层时代4）埋藏深度（图4-3）5）孔隙度与裂隙图5-1影响地震传播速度的几种主要因素表5-1几种主要岩石类型与介质的速度变化范围图5-2地震波速度与岩石密度的关系ρ=0.31V（已饱和卤水）图5-3地层埋藏深度与层速度和密度的关系二、地震速度与多孔介质流体性质关系1、流体性质1）油和水饱合砂岩之间的速度差别很小。2）气饱合与水和油饱合砂岩在小于1600米深度时，速度差别较大；大于此深度时有一定差别，但差别很小。3）气饱合砂岩和页岩（按VZ=1585Z1/5计算）之间在浅层速度差异大，但在大于约2000米以上时不存在差别。4）页岩和水饱合砂岩之间的速度差别较小。图5-4含不同流体成分页岩和砂岩的速度与深度关系曲线图5-5速度与外压力的关系三、几种与油气关系密切的岩层速度特征l）页岩2）砂岩3）碳酸盐岩图5-6各种不同岩石地震波传播速度随深度变化图5-7地图5-7地下岩石和流体地震波传播速度的正常范围（据Lindseth，1979）979）四、速度分布规律1）成层性：沉积岩的基本特点是成层分布，由于各地层沉积条件、岩石性质的不同，在各地层中波传播的速度是不同的；。2）递增性：速度随地层深度和地质年代是线性增加的，但速度变化的梯度随深度增加而减少。3）方向性：一般来说，速度变化的水平梯度不大，出现断层、断块、地层不整合和地层尖灭等，往往在这些部位速度的水平梯度会发生突变；4、分区性：受构造或沉积条件的控制，速度在平面内的分布具有分区分带的特点。第二节几种速度概念与叠加速度谱的解释一、速度的概念1、平均速度２、均方根速度3、迭加速度4、层速度5、瞬时速度二、迭加速度谱的解释1）应选质量较好的速度谱进行解释。2）当叠加振幅用能量等值线表示时，能量团呈椭园形（图5-7）。3）叠加速度曲线应穿过多数能量团或速度的极值点。3）对比地震剖面，判断速度谱能量团或极值的性质，对于偶然出现的过高或过低的极值点，都应加以剔除。4）对速度资料可靠性加以分析，剔除不合理速度异常点。5）时间切面检查，在全工区范围内，每隔一定的时间间隔（如0.8s），把同一t0时间内的速度值，打印在每个速度谱点子边上，绘出平面等值线图，剔除不合理速度异常点。图5-7叠加速度谱资料及其解释第三节层速度估算砂泥岩百分比和储层参数一、利用层速度估算砂泥岩百分比一）基本原理图5-8砂泥岩体积物理模型图二）实现步骤1速度-岩性量板的制作（或称为砂泥岩压实曲线的制作）1）测井岩性解释2）速度-岩性量板的具体制作a.数学统计法（又称为用幂函数拟合法）。即通过分析，认为本工区的层速度随深度的变化规律可用如下幂函数表示V＝azn将100％纯泥岩所分布的平均曲线位置定为岩性指数等于1，而100％纯砂岩所分布的平均曲线定为岩性指数等于5。并对T0＞1.0秒时，用V＝azn的公式来表示层速度随深度的变化规律。式中Z是某层中心点的埋藏深度，a、n为常数项，由统计资料求得a值与砂泥岩含量之间的关系。此方法是知道层速度和层的中心理藏深度就可以利用此图板内插出其岩性指数来，并可对砂泥岩百分比作出定性估计。b.散点法。在井资料较少的情况下，可利用速度谱资料求得的层速度来制作速度-岩性图板。其基本方法是，划分地震层序，并计算层速度，按各层序中心点深度把所计算的层速度值展布到V－H坐标上，作数据点分布区域的包线（图5-9），下限为100％泥岩，上限为100％砂岩，再用少量井的资料进行检验。这种情况得出的图版精度较差。c.对应取值法。这是目前应用较多的办法。主要根据声波测井和录并资料，读出各层纯砂岩、纯泥岩的速度值，各层的深度H是取该层中心点的深度。然后，把得到的（V0，H）数据展布在V0~H坐标上。取纯泥岩、纯砂岩的包线作100％泥岩和砂岩回归曲线，然后用线性内插求出25％，50％，75％的回归曲线或进行不等分内插（图5-10）图5-9第三系层速度图版图5-10是廊固凹陷的分区综合压实曲线a.固安地区六口井；b.王居-廊东地区九口井3）地震层速度一岩性量板获得由声波测井资料获得的速度岩性量板，不能直接用于地震层速度岩性解释。声波测井与地震勘探由于震源不同，声波测井受井眼低速带、基线漂移等方面影响，两者所获得的地层层速度存在较大误差，往往是地震速度高于声波速度。通常的作法是将地震层速度量板（图5-9）与声波层速度量板（5-10）进行比较，采用平移法消除误差，即可使地震层速度量板适应于层速度-岩性转换。1）速度谱的解释（在第一节已叙及）。2）计算层速度：用Dix公式计算层速度，注意倾斜层的倾角校正，一般选取层内双程时间要大于100毫秒以上的层计算，层太薄，计算出的速度精度不能保证。3）计算层深度：因V与深度有关，t0时间应是层中点的时间，也是两个能量团之间中点对应的t0时间；换算深度要用平均速度曲线。4）数据平滑：层速度原始数据算出后标在平面图上，数据差异可能比较大，须对其加以平滑，才可能看出平面变化总趋势和规律；平滑的方法采用线平滑和面平滑均可。3)速度-岩性的转换有了岩性指数图板，又作出了同一层位的速度-深度平面图，就可以把后者转换成砂泥岩百分比，并绘制砂岩百分含量平面分布图，然后根据划分出的10%、20%……50%等砂岩与泥岩的含量确定砂岩横向分布和相带。二、利用层速度估算储层参数第四节利用层速度预测地层压力第六章地震资料的沉积解释第一节地震资料的沉积解释概述一、地震资料地层、岩性解释发展概况70年代以前，地震勘探在石油勘探中的作用，主要是利用由地震资料提供的反射波旅行时和速度信息查明地下的构造形态，埋藏深度。1975年美国石油地质学家协会（AAPG）第一次举行了关于《地震地层学》的讨论会。1977年出版了第一本《地震地层学》论文集。自那以后，用地震资料解释地层、岩性的工作蓬勃发展，促成了地震资料解释工作的一次重大变革和进步。二、地震资料的沉积解释内容（1）层序分析通过划分地震层序，标定地震反射层与地质层位的关系进而划分和对比沉积层序，在弄清地层横向分布规律的基础上，建立盆地内层序地层格架。（2）沉积体系分析主要利用地震剖面反射结构、外形等多项参数，确定地震相类型与分布，结合以有的钻井和测井资料，将地震相转换为相应的沉积相和沉积体系。(3)岩性分析主要是通过研究单个地震反射层振幅、频率、速度和波形等地震信息与岩性和储集层的关系，来预测储集层的厚度大小、横向变化和储集岩性质。第二节地震层序分析一、沉积层序与地层层序沉积层序是指一个地层单元，“它由一套整一的、连续的、成因上有联系的地层组成，其顶底是以不整合或与之可对比的整合面为界”。在地震剖面上识别出的沉积层序就称为“地震层序”。从沉积层序的定义中可知，划分地震层序的关键是识别不整合面和追踪与之相应的平行不整合或整合。表6-1层序地层级别与地层单元对应关系二、层序的年代地层学意义（1）沉积盆地中各沉积层序在时间上先后依次排列。层序之间可能有沉积间断或侵蚀作用，但层序之间在时间上不会发生重叠，每个层序都有一定的年代范围。层序的年龄应在上下边界为整合面处确定，在边界为不整合处层序的年龄随间断或侵蚀作用的长短是变化。（2）层序在沉积盆地中的分布不均衡。向陆一侧或沉积基准面之上由于侵蚀而缺失沉积物，在盆地内中心凹陷区，常由于沉积物供应不足形成“饥饿性”沉积间断。（3）沉积层序主要由侧向加积作用形成（化学沉积除外）。沉积层序的发育主要受四大要素的控制，即构造沉降、海平面升降、沉积物供给、气候，其中构造沉降控制沉积物的可容空间，海平面升降控制地层和岩相型式，沉积物供给速率大小控制沉积物充填和古水深，气候控制沉积物类型（图6—1）。图6—1地震反射结构、沉积构成与四个主控要素之间的关系（Vail,1987）图6--2沉积层序的基本概念Mitchum等，1977）（a）地层几何体，显示由不整合面A和B之间的三个层序；对应的相同层序列的年代地层图（Wheeler图解）。三地震反射的地层学意义1、地震反射界面与层面、不整合面和岩性界面的关系理论上讲，地震反射界面为地层的波阻抗界面，而地层界面与岩性界面有时相符，有时是不相符的。如图6--3（a）所示，同一地层内部由于岩性横向变化，形成岩性界面，连续地震反射是沿地层层面呢？还是沿岩性界面？图6--3（b）是一个不整合面的例子，地震反射是这个不整合面和不整合面下部接触的不同岩性的综合响应。图6—3层面、岩性界面与不整合面2、地震界面的时间分析图6—4沉积层与沉积间断的关系下部：沉积时间大于沉积间断时间，向上则相反Carr,1982）3、地质剖面与地震剖面的关系（1）沉积间断面是地震反射层位的基本波阻抗界面，沉积间断面可大可小，只有当小层之间的沉积间断面具有下列条件时，才有可能形成地震反射：（a）受地震分辨率的限制，上下两套岩性地层之间应具有一定的厚度；（b）上下两个相似岩性段之间由于形成时间的差异，引起足够大的密度和速度差；（c）区域性构造运动引起的时间跨度可大可小的不整合面;（d）若干薄互层之间反射系数较大的沉积间断面。（2）明显穿时的岩性界面形成地震反射界面的可能性很小，但生物岩礁、侵入岩体和塑性体除外。（3）深水、半深水相沙泥岩剖面中，能形成地震反射同相轴的薄层砂岩体顶界面相当于等时面、分布范围较广泛，可能表现为单轴反射。（4）盆地沉积愈复杂，地震分辨率愈高，研究精度愈高愈不能把实际地震剖面段设为连续，均匀或层状介质模型来进行资料处理和解释，特别是对于陆相内陆盆地更是如此。四、地震层序的划分Vail根据层序边界在地震剖面上的反射终止现象建立了地层层序的基本识别标志，划分为上超（Onlap）、下超（Downlap）、顶超(Toplap)和削蚀（Truncation）四种接触关系，上超和下超又统称为底超。它们的特点及地质意义是：(1)上超是一套水平（或微倾斜）地层逆着原始倾斜界面或不整合面向上超覆尖灭，它是水域不断扩大时的逐步超覆沉积现象。（2）下超则是一套水平地层（或微倾斜）沿原始沉积界面或沉积间断面向下超覆，又称远端下超。它是顺向水流的前积现象，意味着较年青地层依次超覆在较老的沉积界面上，常出现在三角洲前缘沉积中。（3）顶超是一个沉积层序中上界面处的超覆尖灭现象，它与削蚀可共存，有时两者无截然界限，地震剖面上往往不易区分。它是局部基准面太低情况下沉积物过路作用的结果，表明无沉积作用或水流冲刷作用的沉积间断。（4）削蚀（或削截）是侵蚀作用造成的地层侧向中断，是构造运动（区域抬升或褶皱作用）造成的剥蚀间断。图6—5a-理想的地震层序与反射终止现象；b-未解释的地震剖面；c-解释剖面，表示一系列进积层序和识别的反射终止现象第三节地震相分析一、地震相分析概念二、地震相参数表6—2地震相参数与地质解释（据Sangree等，1977修改）1、内部反射结构1）平行与亚平行结构平行、亚平行是最简单最常见的结构，反射层为平直或微波状；反映一种稳定水体的匀速沉积作用，常见于陆棚、滨浅湖或盆地中心区2）发散结构这种结构往往出现在楔形单元中，反射层在楔形体收敛方向上常出现非系统性终止现象（内部收敛），向发散方向反射层增多并加厚；反映一种沉积速度的变化造成不均衡沉积或盆地范围扩大引起沉积界面逐渐倾斜形成的沉积作用。3）前积结构a.S形前积结构，b.斜交形前积，c.S形-斜交复合前积，图6—7几种典型的地震反射结构4）乱岗状结构是由不规则、连续性差的反射段组成，常有非系统性反射终止和同相轴分叉