地震勘探的反射波法及其应用

1.4.1 概述

地震勘探是根据地下介质的弹性和密度的差异，通过观测和分析大地对人工激发地震波的响应，推断地下岩层的性质和形态的一种地球物理勘探方法。

如图1．34所示，在地表附近用人工方法激发的地震波，向地下传播时，如遇到介质性质不同的岩层分界面，会发生反射和透射，在地表或井中都可以用检波器接收到这种地震波。所接收到的地震波信号不仅同震源特性和检波点的位置有关，还同地震波经过的地下岩层的性质和结构有关。对地震波记录进行处理和解释，就可以对地下岩层的分层结构、深度、起伏和岩石的弹性等作出推断，达到查明地质构造之目的。

图1.34 地震勘探反射波法

地震勘探主要利用纵波，可分为反射法和折射法两种，在陆地和海上均可进行。探查深度一般可从数米到数十公里。在石油和天然气资源的勘查中，地震勘探已成为钻探前勘探的重要手段。在煤田和工程地质调查、区域地质研究和地壳研究等方面，地震勘探也得到广泛的应用。

1.4.2 反射地震勘探原理

1）地震波的反射和反射系数

图1.35 地震波在界面处的反射与透射

地震波在传播过程中如遇到介质性质不同的岩层界面，一部分能量反射，另一部分能量透过界面（图1．35）。设两种介质中的纵波速度分别为v1和v2，则入射角α1，反射角α2和折射角β遵从斯涅耳定律：

反射波和透射波的能量分配同介质的波阻抗Z（介质密度同波速的乘积）有关。设地下为水平层状介质，地面激发的地震波从介质1垂直入射至分界面，反射现象产生。定义反射波同入射波的振幅比为反射系数r，则有r的绝对值小于1，一般为10％左右，少数情况下可以超过50％。地下每个波阻抗变化的界面，如地层面、不整合面、断层面都能产生反射波。

用反射法可以从地面接收来自不同界面的反射波，从而可以详细探明地下岩层的分层结构。如果各反射界面彼此十分接近，则相邻界面的反射波往往合成一个波组，在记录图上不易分辨。在数据处理时，需要用反褶积方法来提高分辨率。

反射波的到达时间同反射面的深度有关，据此可以查明地层的埋藏深度及其起伏。随着炮检距（检波点到震源的距离）的增加，同一界面的反射波走时（见地震走时表）按双曲线关系变化，据此可以确定反射面以上介质的平均速度。反射波的振幅同反射系数有关，据此可以推算地层中波阻抗的变化，从而对地层的岩性作出推断。

2）反射波时距曲线

假设地面和反射界面都是水平的，波在其中传播的速度为v1，震源至界面的法线深度为h。取震源O为坐标原点，当在地面任意点S观测时，波的行程为ORS。根据几何光学的镜像原理，通过作图求得一个相对于界面与震源对称的虚震源O*（图1．36）。显然OB＝O*B＝h，且有

图1.36 水平界面的直达波和反射波时距曲线

OR＋RS＝O*R＋RS＝O*S＝v1t

由直角三角形O*OS可得出

（2h）2＋x2＝

式中，t为波从O点出发经界面R点反射到达地面S点的旅行时。将上式化简，便得到水平界面的反射波时距方程：

反射波时距曲线是双曲线，且以纵轴为对称（图1．36）。

图1.37 倾斜界面的反射波时距曲线

波在震源O处是垂直入射和反射的，该处最先接收到反射波。令x＝0，可得到震源处的反射波旅行时t0：t0＝，t0称为回声时间。

若反射界面为倾斜的平界面（图1．37），则其反射波时距方程为式中，φ为界面的视倾角。当界面下倾方向与z轴的正向一致时，根式中第三项前取正号，否则取负号。时距曲线也是双曲线方程，但时距曲线的极小点不在震源上方，而在沿界面上倾方向的某一点上。

图1.38 水平多层介质的反射波时距曲线

图1．38是水平多层介质的反射波时距曲线系。由图可以看出，反映不同深度界面的时距曲线在形态上是有差别的。界面埋藏越深，时距曲线越平缓。

速度是地震资料处理和解释的重要参数。表1．4列举了纵波在一些岩石和介质中的传播速度。由表可见，岩浆岩和变质岩的波速一般比沉积岩的波速大；沉积岩中，灰岩的波速又比砂岩和页岩的波速大；即使同一种岩石，它们的波速也有较大的变化范围。

表1.4 不同介质中纵波的传播速度

影响波速的基本因素是岩石的孔隙度。固体岩石是由矿物颗粒构成的岩石骨架和充填有各种气体或液体的孔隙组成，波在孔隙的气体或液体中传播的速度要低于在岩石骨架中传播的速度。孔隙度增大时，岩石密度变小，速度也要降低。

岩石中的波速还与岩石的生成时代和埋藏深度有关。埋藏深、时代老的岩石要比埋藏浅、时代新的岩石速度大。

地表附近岩石受风化作用而变得疏松，波在其中的传播速度很低，一般为400～1000m／s，这种地带称为低速带。地震波穿过低速带将使其旅行时增大，消除低速带的影响是处理地震资料必不可少的环节。

岩石孔隙中如含有不同的流体成分，岩层的纵波速度便不相同，从而使纵波的反射系数发生变化。特别是当所含流体为气体时，岩层的纵波速度将显著减小，同上下岩层形成很大的差别。因此，含气层顶面和底面的反射系数绝对值往往很大，形成局部的振幅异常。这是寻找天然气藏的一种线索。横波速度同岩层所含流体无关，流体性质变化时，横波振幅不会发生相应的变化。如果岩石本身性质有横向变化，则纵波和横波反射振幅都将发生相应的变化。因此，纵波法和横波法联用，可以对振幅变化的原因作出更可靠的判断。

3）有效波和干扰波

在地震勘探中，有效波与干扰波的概念是相对的。一般用于解决所提出地质问题的波称为有效波，而所有妨碍分辨有效波的其他波都属于干扰波。例如，在折射波法中，折射波是有效波；但在反射波法中，折射波又是干扰波了。无论在哪种地震勘探方法中，爆炸引起的声波，风吹草动、机械、车辆等形成的微震都属于干扰波。

地震波遇到良好的弹性界面（如地面、基岩面、不整合面、低速带底面等）时，不仅能形成一次反射，而且能再次反射，形成多次反射波。有时还形成折射反射波、反射折射波等（图1．39）。这些多次波的存在，降低了对一次波的分辨能力。因此，分辨和压制多次波是地震资料处理和解释中的重要课题。

图1.39 一些常见的多次波

（a）多次反射波；（b）反射折射波；（c）折射反射波

1.4.3 反射地震勘探工作方法——以海洋反射地震勘探为例

1）多次覆盖技术

从地表到地下深部存在着很多波阻抗界面，波阻抗界面即反射界面，在此界面上能形成反射波。在反射法勘探中，在记录反射波信号的同时，常可记录到沿地表传播的面波、浅层折射波和周围的杂乱振动等。这些波对反射波信号形成干扰，或称噪声。应用反射法的关键在于提高信噪比。野外资料采集时，衰减噪声的主要方法有多次覆盖技术等。在数据处理阶段，还要用滤波等方法进一步衰减噪声。

反射法工作中的多次覆盖技术，就是连续地相应改变震源和检波点在排列中的位置，使地震波总是在同一个反射点被反射并返回地面（图1．40）。在界面水平的条件下，反射点在炮检距中心点的正下方。图中具有各种编号的震源和检波点都有共同的中心反射点A，而相应的各记录道组成“共中心点道集”。以接收距x作为横坐标，反射波到达各叠加道的传播时间t为纵坐标，得到来自A点的半支反射波时距曲线，然后将炮点和激发点互换，又得到另一侧的半支时距曲线，总起来得到整支反射波时距曲线，称为共反射点时距曲线。水平界面的共炮点反射波时距方程在形式上是相同的，水平层状、均匀介质的共反射点时距曲线也是双曲线，与普通反射波时距曲线类似。但是共反射点时距曲线仅反映来自地下界面上的一个点，而共炮点反射波时距曲线反映来自地下界面上的一个段。

图1.40 反射法多次覆盖和信号叠加

（a）反射法多次覆盖；（b）未做动校正；（c）做动校正

由于共反射点时距曲线是双曲线形式，它不能直接反映地下界面的形态，设想把双曲线形的时距曲线改造成反映地下界面形态的直观形式，以便于显示地震剖面，这种方法称为动校正。经动校正后，这时每个观测点都好像是自激自收了，这时，经过正常时差校正或动校正后的时距曲线，就变成处处为to的直线，该直线与水平界面的产状就完全一致了。

来自共反射点的一系列反射波，若不做动校正而叠加，得到的信号不一定加强，如图1．40（b）所示，若把各信号都进行动校正后再叠加，各点的to相同，叠加能量就是多个信号之和，如图1．40（c）所示。

图1．41为海洋反射地震采集与共中心点道集、叠加示意图。图1．41（a）表示调查船后拖着气枪震源和很多水听器组成的电缆。来自震源的声波在反射层x／2处以等同于入射角的角度反射，在x处（偏移距）到达震源后面的一个水听器。图1．41（b）显示在距离震源点较远的位置接收的反射波的路径。在图1．41（a）和图1．41（b）中反射点位于炮点与检波点的中间位置。图1．41（c）表示来自同一反射位置的不同炮点 检波点组合形成共中心点道集。图1．41（d）是共中心点道集的反射记录。垂直轴为双程旅行时（到时），横向上的每个地震道对应（c）中每个炮点 检波点组成的反射路径的地震波。随着偏移距（炮检距）的增大，反射波到时增加，整体呈现为双曲线。图1．41（e）表示通过正常时差校正（校正到x＝0时／垂直入射情形的时间延迟-到时）后的共中心点道集。图1．41（f）对经过正常时差校正的共中心点道集进行叠加（求平均）。

图1.41 海洋反射地震采集与共中心点道集、叠加示意图

（a）震源和电缆；（b）接收反射波；（c）共中心点道集；（d）反射记录；（e）正常时差校正后的共中心点道集；（f）叠加

2）仪器设备

地震反射波法需用的仪器设备包括震源、水下接收装置和记录系统三个组成部分。

（1）震源。过去在海洋地震反射波法中使用炸药激发地震波，称为炸药震源。但在海洋中使用炸药，安全性差，对鱼类杀伤严重，而且也不能满足高效率数据采集的技术要求。现在广泛使用非炸药震源，主要有：①空气枪震源，在海水中突然释放高压空气，能够在水中造成强烈的振动，激发地震波；②蒸汽枪震源，在海水中释放高温蒸汽以造成振动，而蒸汽在海水中迅速散热并恢复其体积，从而不产生重复冲击；③电火花震源，这是利用一对或多对高压电极在水中的放电效应产生火花造成振动，其特性是频谱较宽，但峰值偏高。此外，利用电磁脉冲，甚至压电效应，也可以造成震源装置如电磁脉冲器和压电换能器，只不过它们的能量较小，仅适用于浅层调查。在测量中应注意根据不同目的和任务进行震源选择。为了获取深部层位的信息，除提高震源强度外，还必须考虑到频率特性以及对地震信号的识别。震源波的穿透深度与其频率成反比，而地震信号的分辨率与其频谱的宽度成正比。

（2）水下接收装置。主要使用压电换能器组成的检波器，在水中接收地震波。压电换能器是一种加速度检波器，受到外部压力即加速度作用时产生电信号，而对于海浪等速度变化并不敏感。将压电换能器按一定间距串、并联组成阵，放置于塑料管内并充油液，使之在海水中具有中性浮力，即组成一个地震记录道接收段。多道剖面测量时，则由多个（如24、48、96等）地震记录道接收段组成。为防止观测船上的机械震动影响接收效果，在船与接收段之间设有前导段和弹性减震段；在接收段与尾标之间也通过减震段连接。接收装置必须在水面以下一定的深度上才能达到最佳的接收效果，为此，首先应使接收装置在最佳沉放深度上保持等浮；其次要通过自动深度控制器及时调整其深度变化。

（3）记录系统。地震反射记录系统使接收到的反射波经过放大、滤波和增益控制来实现地震资料的采集。单道观测可以用电敏纸或热敏纸的机械记录器，或用检流计的照相装置，将地震波的模拟信号记录下来。多道观测先后经历了光点照相记录、模拟磁带记录和数字磁带记录等阶段。目前广泛使用瞬时浮点增益数字地震仪，由信号采样所得的瞬时值控制其放大增益，具有宽达84dB以上的动态范围和高达4200dB／s的跟踪速度，使地震信号能在无畸变的情况下迅速恢复其真振幅，如实地将反射波记录于磁带上。这就为充分利用地震信息提供了条件。但磁带记录必须使用电子计算机进行处理。地震记录系统的设计和使用，与震源和接收装置一样，都必须努力提高地震信号而压制干扰，以保证资料采集的质量和有效性。

3）观测方法

主要采用单道连续剖面法和多道连续剖面法两种，而为了提高信噪比，在多道连续剖面法中还广泛采用共深度点反射技术。

（1）单道连续剖面法。也称连续海底反射地震剖面法，是一种高分辨率的反射波法，主要用于了解海底地形，浅层疏松沉积及基底情况。单道连续剖面法主要使用电火花作震源，有时也用电磁脉冲器或空气枪。工作时，观测船拖曳一个地震记录道的接收段沿设计测线做等速航行，使震源做等时间或等距离的激发，由接收段接收反射地震波，用机械的或照相的装置进行记录并直接显示。这种观测具有经济、高效的特点。

（2）多道连续剖面法。用于区域地质调查，特别是近海油气资源调查。地震多道组合接收装置应放置于水中最佳接收深度，并处于中性等浮状态，组合空气枪应从船尾一侧或两侧沉放于水中最佳激发深度上。观测船以5节（1节＝0．514m／s）左右的速度沿测线航行，每行进一定距离（或时间）使组合空气枪激发一次，所产生的地震波穿透海底地层，并在不同界面上反射返回海水层，由多道等浮接收装置接收，再由数字地震仪进行放大、采样、增益控制、模数转换并记录于磁带上，从而完成对海底反射界面的一次覆盖观测。多道连续剖面法要求观测船在测线上持续航行，依次激发并取得连续覆盖反射界面的地震资料。

（3）共深度点反射。在海洋地震反射多道剖面法的工作中，为了提高反射波能量并压制地震观测中的干扰（尤其是多次反射），提高其可靠性和精度，普遍采用多次覆盖技术，称共深度点反射，也称共深度点水平叠加。它要求在一次覆盖观测系统的基础上，缩短震源激发间距并增加激发次数，来实现对海底反射界面的多次覆盖观测（图1．42）。数据采集后，对不同震源位置（O1，O2，O3，…）而取其相同反射点（CDP-1）信息的不同接收段的记录相加到一起，就取得对该反射点的多次覆盖资料，即多次叠加记录。根据叠加原理，多次覆盖技术使具有共同反射点的信号得到加强，其他干扰则受到压制，从而提高了反射地震资料采集的质量。共深点反射技术要求精确地掌握震源激发时的位置。因此，现代海洋地震勘探船上，大多将导航定位系统与震源和地震仪连接起来，而通过电子计算机来实现对其工作的配合和控制。近年，在多道剖面观测的基础上进行三维地震观测，使震源和接收点都处于同一个面积内，依次取得共深度点反射的观测资料，再经过电子计算机的专门处理，可以获取反射层位在三维空间内展布的立体图件。这种观测的测线密度和震源的激发数都很大，能够提供精确的构造图件，提高钻井命中率，而且可以了解基底内部的情况，为油气勘探提供更丰富的地质资料。

1.4.4 反射地震资料数据处理

1）地震数据处理的目的和流程

地震数据处理的对象是记录在磁带上，经过采样的人工激发的地震波，包括反射波或折射波，同时还包括绕射波、多次波和干扰波等。

地震勘探数据处理应满足：①消除或削弱各种干扰波，保留和加强用于勘探目的的反射波或折射波。采用各种手段提高信噪比；②把反射波（或折射波）归位到产生反射（或折射）的地下反射点的位置上去；③提取地震波传播介质和界面的物理参数，用于定性和定量地解释地震层位的岩层物理特征；④提供地震正、反演问题的人机联作终端的各种处理方案和程序，以提高解释成果的精度；⑤使处理方案自动化，缩短处理周期，减少人工干预。

图1.42 用多道检波器等浮电缆接收装置获得的共深度点（共中心点）多次叠加（图中表示48道等浮组合前6道接收的单层反射）

为了满足上述5个方面的要求，人们从不同的角度针对不同的问题，已经提出了多种处理方法和数学物理模型。这些方法和模型有的是在弹性波传播方程的原理上提出来的，有的是在其他学科中成功地应用之后被引进到地震数据处理中来的。地震勘探可以被看作以地层为传输道的通信系统。它所记录的离散时间序列从一个角度看是确定性过程，而从另一个角度看又是随机性过程。因此，在地震数据处理中常常是兼用数学分析方法和数理统计方法。地震勘探数据处理正处于不断发展和完善的进程中。

地震勘探数据处理，是通过由若干个具有不同功能的环节称之为处理模块组成的流程来实现的（图1．43）。反射法地震勘探中最常用的数据处理流程有以下几个主要模块：预处理、反褶积、波谱分析、速度分析、叠加、偏移以及滤波。

图1.43 典型的海上地震数据处理流程

地震数据采集系统——数字地震仪输出的是数字化了的磁记录。由于地震工作的需要，野外的采集点是多道的，而采样系统是单道的，因此，在数字记录磁带上采样点不是按地震道的顺序排列，而是按采样时间的先后顺序排列的。预处理的目的是把上述采样序列重新排列成按地震道的次序。

地震波是一个随时间变化的函数，可以用傅里叶变换表示为频率的函数。在接收地震波信号的同时也收到各种干扰波，如随机干扰、面波、声波和水波等。为了消除这些干扰波需要对地震记录进行频率滤波和频率-波数域二维滤波。地震波的滤波和其他物理领域所用的滤波原理是一样的。如果地震波与干扰波的频带范围不同，则有针对性地使用带通频率滤波，即可把干扰波消除。这表现在时间域就是一个褶积过程。如果干扰波是按照一个与地震波的传播方向不同的某个方向传播的（如面波、声波、水波），同时它们的频带又与地震波的频带部分地重合，这时一般是采用二维滤波来消除这类干扰波，二维滤波在时间-空间域表现为二维褶积。

反褶积处理目的是去掉接收系统和大地滤波作用的影响，使输出成为与反射系数成比例的脉冲序列，从而使地震记录能够清楚地反映出地下反射面的准确位置和反射系数的大小，为解释提供可靠的数据。对地震道做反褶积处理，是基于把地震道看作地震子波与反射系数序列褶积的结果。反褶积就是对地震道进行滤波，使其输出为反射系数的序列。地震子波是未知的，而且在传播过程中逐渐变化，常用的求反褶积因子的方法为最小平方法。

叠加处理是地震勘探数据处理中实现提高地震记录信噪比的一种处理方法，是把来自同一个反射点上的反射波同相地叠加在一起。为了要做到各道同向相加，必须对不同炮检距（炮点到检波点间的距离）的地震道进行正常时差校正（动校正）。在地表不均匀和有高程差的地区还要进行表面校正（即静校正）。叠加的方法除了直接相加外，还有各种加权法叠加，以取得同相叠加的最佳效果。

2）动校正处理

介质均匀时，水平界面的反射波时距曲线为双曲线。如图1．44（a）所示，将各道记录的反射波旅行时ti逐点地校正为各检波点（如si）至炮点的中点处（s′i）的回声时间t0，这时时距曲线就变成了一条水平直线，这种校正方法称为动校正。动校正值（称为正常时差）Δti＝ti－t0。

为了反映界面反射段的长度，通常将校正后的直线长度压缩一半，并将时间轴翻转向下，此时t0同相轴就可以近似地反映界面形态［图1．44（b）］。

图1.44 地震记录的动校正

3）静校正处理

实际工作中，由于地形起伏、地下介质不均匀、地表低速带以及炮点深度的影响，会使反射波时距曲线产生畸变（图1．45）。这时即使动校正准确，时距曲线也仍存在畸变。也就是说，还必须消除由于上述原因造成的反射时差Δt，这种校正方法称为静校正。

图1.45 静校正

计算静校正值时要任意选定一个基准面（一般选取地形起伏的中线），并将所有炮点和检波点都校正到这个基准面上。如图1．45所示，静校正包括三项内容：地形校正（校正值Δt地＝hs／v0）、炮点深度校正（校正值Δt炮＝h0／v0）和低速带校正［校正值Δt低＝（h1／v－h1／v0）＋（h2／v－h2／v0）］。经过静校正后，就把实际观测得到的不规则曲线（曲线1）变成规则的双曲线（曲线2）。

4）叠加处理

如果将多次覆盖观测系统获得的来自同一反射点的地震记录道抽出，就可以绘成如图1．46（a）所示的时距曲线，这种曲线称为共反射点时距曲线。对这种双曲线形的时距曲线也可以进行动校正。经校正后属于同一反射点的反射波振动相位完全相同，将它们叠加（称为水平叠加）以后，反射信号幅度大大增强。其他干扰波（如多次波、随机干扰等）仍有剩余时差。由于它们的相位不相同，故叠加后干扰信号的幅度必然削弱。水平叠加是突出有效波、压制干扰波的有效手段。

图1.46 水平叠加原理

（a）共反射点时距曲线；（b）动校正后的共反射点道集波形图；（c）共反射点叠加波

当反射界面倾斜时，由于实际上并不存在共反射点，这时必须引入一种“偏移叠加”技术，才能使各种波归到地下正确的位置上。

5）速度分析

地震波在岩石中的传播速度，是反映岩石性质的一种参数，也是进行时差校正的不可缺少的处理参数，速度的应用几乎贯穿着地震勘探数据处理的全过程。在反射波地震资料数字处理中可利用多次覆盖资料来求取速度，即速度分析方法。速度分析的方法很多，最常用的是叠加速度谱方法。由于速度谱计算结果需人工分析才能得到准确的速度，不能完全自动化地实现，故在常规水平叠加处理流程中它不位于中轴线上，单独进行，分析的结果供水平叠加处理（主要是动校正）和解释工作时用。

由速度谱求得的叠加速度仅是从校正、叠加效果上进行考虑得到的速度。这种速度有什么物理意义需要根据具体地质情况具体分析。

（1）单水平界面介质情况下，反射波时距曲线是双曲线，公式中的速度是该界面以上介质的速度，即真速度。此时叠加速度就等于岩层的真速度。

（2）单倾斜界面介质情况下，反射波时距曲线仍然是双曲线。双曲线公式中的速度不是真速度，而是有效速度，故叠加速度是有效速度。有效速度vφ与真速度v之间的关系是vφ＝v／cosφ。故若已知界面倾角φ，则可由叠加速度（有效速度）求出真速度。

（3）多层水平介质情况下，反射波双曲线时距公式中的速度为均方根速度，故叠加速度即为均方根速度vrms。

（4）多层倾斜介质情况下，求出的叠加速度应为多层介质有效速度vrms／cosφ。若已知φ，则可求出vrms。

实际工作中往往将介质简单地认为是水平层状介质，认为叠加速度就是均方根速度。在解释工作中应当清楚它们之间的差别。

6）偏移归位

经过前述一系列常规叠加处理之后可以得到供解释使用的水平叠加时间剖面。该剖面上各道反射波相同相位点的连线（同相轴）的几何形态与实际地层界面形态十分类似（例如，水平界面反射波在剖面上组成的同相轴也是水平的，而倾斜界面反射波在剖面上组成的同相轴也是倾斜的，且倾向与实际界面倾向一致），直观地反映了地下构造的分布状况。但仔细分析就会发现，水平叠加时间剖面上反射层的表现（同相轴的几何形态和位置）与地下真实地层的构造形态和空间位置并非完全一致。

图1.47 水平界面的时间剖面(www.xing528.com)

当界面水平时，剖面上每道反射波的到达时间都一样，共反射点位置正好在共中心点的正下方，各道反射波相同相位点的连线正好是一条水平线，与地下界面形状完全相同（图1．47）。水平叠加时间剖面与地质剖面的区别仅在于一个是深度坐标，一个是时间坐标。但是，当界面倾斜时，共反射点位置偏离了共中心点正下方的铅垂线，此时自激自收剖面上各道反射波相同相位点的连线虽然是一条倾斜直线，形状与倾斜界面类似，但反射点位置、界面长度、倾角等均存在问题。如图1．48所示，由R1、R2点反射的波经时深转换后在自激自收剖面上位于R′1、R′2处，＝，故自激自收剖面上的视界面与真实界面在长度、倾角、位置等方面均不一致。

图1.48 倾斜界面的偏移现象

当构造不太复杂时，这种反射界面的偏移现象不太严重，水平叠加时间剖面可以用于地质解释。当构造复杂时，偏移的影响则不可忽略了，水平叠加时间剖面上由于视界面位置的不正确甚至会产生能量会聚、空白或干涉等现象，使剖面面貌复杂化（图1．49），影响解释工作的进行。

图1.49 因偏移造成能量会聚、空白、干涉

所谓偏移归位，就是要将水平叠加时间剖面（自激自收剖面）上发生位置偏移了的反射层（同相轴）归位于其真实位置上，同时使干涉带自动得到分解，剖面面貌变得清晰，有利于正确地进行解释。

偏移归位的方法很多，大致可分为几何地震学方法（如绕射扫描叠加法）和物理地震学方法（如波动方程偏移法）两大类。

1.4.5 反射地震资料的解释

1）地震资料解释的流程

（1）地震资料的初步整理和评价。时间剖面整理后要进行评价工作，一般分优良、合格、废品三级。优良剖面要求处理无误、信噪比高、勘探目的层全、地质现象清楚等；凡达不到以上要求，但仍可用于做解释的剖面为合格；剖面质量差到已不能用于解释，就评为废品。

（2）速度参数的研究。速度参数是进行资料解释必不可少的重要参数。时间剖面上只是反射波的时间信息，要使时间剖面变成地质剖面，这中间要进行时深转换，就要用到速度参数。速度参数的精度如何将直接关系到地质成果的可靠性。

地震勘探中速度资料的主要来源是地震测井、声波测井和速度谱。要对这些资料进行分析研究和综合解释，确定工区所使用的速度资料。

（3）进行波的对比。对比工作的任务是运用地震波传播规律方面的知识，分析研究时间剖面上的反射同相轴的特征，识别和追踪来自反射界面的反射波，并且在一条或多条剖面上识别属于同一界面的反射波。

（4）进行地震剖面的地质解释。根据过井测线或井旁测线上各反射层的特征（指时间、振幅、频率、连续性等）与井孔资料的对比，推断各反射层所相当的地质层位。

剖面地质解释的另一个任务是识别断层、地层尖灭、不整合、古潜山等在时间剖面上的空间几何形态。

（5）绘制平面图。在解释工作中要绘制深度剖面、构造图和等厚度图等。构造图是根据工区所有测线上所得到的剖面，作出反映地下某一个地层界面的起伏变化的完整图件。它是地震解释的主要成果图件。

（6）根据地震资料解释的成果，结合地质资料，再应用相关地质等方面的理论，分析和解决地质问题，写出地震资料解释的成果报告。

2）速度参数的分析

（1）平均速度、均方根速度、射线速度及其相互关系。当地震波在地下水平介质中传播时，描述波传播特征的速度参数有平均速度、均方根速度、射线速度。地震波在地层中传播，实际各点的速度都是不同的，要求取这种速度是很困难的。一般近似把速度看作为射线平均速度，射线平均速度随着炮检距的增大而增大。当把介质看成某种假想的多层水平层状均匀介质时，就引出了平均速度和均方根速度。

（2）叠加速度与均方根速度。用速度谱求取的速度为叠加速度va。对于水平层状介质，一般叠加速度就是均方根速度；对于倾斜界面，叠加速度应是等效速度即va＝vφ，而vφ＝vR／cosφ。所以，叠加速度va比均方根速度vR要大，这时均方根速度就为vR＝vφcosφ，或vR＝vacosφ。

（3）用均方根速度计算层速度。层速度用vn表示。它是一种对地震资料解释很有用的参数，特别是近年来随着岩性地震的发展，层速度就显得更为重要。

层速度可以通过地震测井和声波测井来求取。声波测井可以得到细致、精确的层速度资料，它已越来越被人们所重视。但是，测井资料毕竟还是很少的。现在人们可以通过叠加速度来换算层速度，从而可以在一个面积内对层速度进行分析研究。在缺少钻井的情况下，后一种方法更有价值，因为通过层速度还可以求取无钻井工区的平均速度。

利用叠加速度va，经过倾角校正可得均方根速度v R。由均方根速度可以进一步利用迪克斯（Dix）公式换算出层速度vn：

上式就是利用均方根速度求层速度的迪克斯公式。当已知第n层、（n－1）层的均方根速度以及这两层的t0时间，就可计算出第n层，n层以上的各层的层速度。由层速度求平均速度，实际是平均速度与均方根速度的关系。

（4）速度资料的利用。平均速度的准确与否将直接关系到地震解释成果的可靠性，将直接关系到钻探深度。在一个工区要作出构造图，首先必须取得工区内的平均速度参数。如果工区内有钻井，就可以通过地震测井取得个别点的速度参数。但这样毕竟是很少数的，因此其他的速度资料要通过测线上大量的速度谱来求取。这个工作计算量会很大。解释时应综合分析点上和线上（指测线上的速度谱）的速度资料，然后提出工区内使用的平均速度，以供工区内连片成图时使用。在一个无钻井的新工区，平均速度只能通过速度谱来求取。

通常把地震资料解释后的时间剖面绘制为深度剖面（时深转换）。在时深转换过程中，平均深度是关键。如果平均速度不准确，深度误差也较大。

层速度也是资料解释很有用的一个参数，速度分层是地层岩性分层在速度信息方面的一个具体标志。因此，可利用层速度作地层和岩性对比，验证反射波组的地质属性；也可利用层速度帮助作时间剖面对比和构造解释。由声速测井的资料可以得到钻井剖面上不同深度的岩性及其相应的层速度，由此点可延拓到周围地震测线上层速度所相当的岩性。在砂（页）泥岩沉积为主的沉积盆地，还可以根据层速度的参数，做砂泥含量的估算。在地质上，一般深层的层速度其影响因素较简单，因此可作为时间剖面对比深层反射波的一个速度标志。例如，华北地区灰岩，层速度达5．56km／s，与上覆地层的速度有较大的差异，因此，此速度可作为时间剖面最终对比基底反射的标志。层速度在平面上的变化往往与地质构造有一定的内在联系。因此，层速度平面图可作为构造解释的一个重要参考资料。

由于影响速度的因素很多，加上用均方根速度计算层速度的精度不高，因此，利用层速度作为地层岩性和帮助作构造解释时，要应用地震、地质（钻井）的资料进行综合解释，并分析可能存在的误差及其产生的原因。

3）时间剖面的对比

时间剖面的对比工作是地震资料解释中的首要工作，它是整个解释工作中最基础的环节。对比工作正确与否将直接影响到地质解释工作和构造图的可靠性。

在时间剖面上反射层位表现为同相轴的形式。在地震记录上波动的相同相位的连线称为同相轴。因此，在时间剖面上反射波的追踪实际上就变为同相轴的对比。可以根据反射波的动力学和运动学的特点来识别和追踪同一界面的反射波。

来自同一反射界面的反射波，直接受该界面的埋藏深度、岩性、产状以及覆盖层等因素的影响。如果上述这些因素在一定范围内变化不大，具有相对的稳定性，这就会使得同一反射波在相邻接收点上反映出相似的特点，这一点正是对比同一反射界面的依据。属于同一反射界面的反射波其同相轴有如下特征：

（1）反射界面反射波振幅显著增强。这是反射波的主要动力学特征之一。经过野外和处理中一系列提高信噪比的措施后，时间剖面上反射波的能量一般都大于干扰背景的能量，这种振幅显著增强的标志表现在时间剖面上具有较大的梯形面积。

（2）波形相似。这是反射波的又一主要动力学特征。同一反射波在相邻地震道上的波形相似（包括视周期、相位数、包络线、各极值点的振幅比等）。其表现在时间剖面上，则是梯形“黑疙瘩”的形状、面积大小、“黑疙瘩”数目及其时间间隔相等或相似。

（3）同相性。这是波的运动学特点之一。由于同一反射波到达相邻检波器的路程是相近的，因而同一反射波相同相位在相邻地震道上的记录时间是相近的。同相轴应是一条圆滑的曲线，同一反射波的不同相位同相轴应彼此平行，这称为同相轴平行，或称为同相性。在时间剖面上，同相轴近似为一条直线，并有一定的长度。

同相轴在时间剖面上还具有渐变的特点，它在时间上、能量上和波形上都是连续、平滑和渐变的。因为地震波在介质中的传播也是渐变的，所以波场是连续和渐变的。

以上三个波对比的标志是从不同方面反映了同一反射波的特征，它们并不是彼此孤立、毫无联系的，也不是绝对的、一成不变的。因为反射波的波形、振幅、相位与许多因素有关，如激发接收条件、地下地质因素、处理等。一般来说，与激发、接收等地表条件有关的影响，会使同相轴从浅到深发生同样的畸变；而与地下地震地质条件变化有关的影响，往往只使一个或几个同相轴发生畸变。如沉积岩的岩性和厚度在纵向横向上发生了变化，则这三个特征也会发生变化。所以，在波的对比中要善于分析研究各种条件，弄清同相轴变化的原因，严格区分是地质因素，还是人为的因素。

4）时间剖面的地质解释

进行时间剖面地质解释之前，应尽可能搜集前人地质、地球物理、钻井等资料，了解工区区域地质概况，如地层、构造、构造发展史、断层类型及其在纵横方向上的分布规律，这些都有利于做好剖面的地质解释工作。

（1）剖面地质解释的主要任务。一般要选择有代表性的区域地震剖面进行地质综合解释，复杂地区应选择垂直构造走向的并且经过偏移处理的剖面。其目的是：①确定标准层及其相当的地质层位、确定地质构造层、了解地层厚度变化和接触关系，可能时确定沉积厚度；②了解构造形态及其基本特征；③了解断层性质、断距和断面产状等；④了解火山岩是否存在及其分布规律；⑤划分构造带。

（2）标准层地质层位的确定。

（A）层位的确定。主要依靠钻井资料或其他地质资料，可作工区或邻区内的连井测线，将标准层及各反射层与钻井地质层位连接起来。只有当界面倾角不大时才可直接引用钻井分层数据；当界面倾角较大时，分层数据应经过适当校正后才可标识在剖面上。在没有钻井的地区，只能根据区域地质资料，结合剖面特征确定层位。

（B）标准层与沉积岩相的关系。反射标准层的好坏，由水平方向沉积的稳定性决定。掌握下列沉积岩与反射波形的关系，有利于层位解释。

海相灰质岩地层。这种地层的沉积条件最稳定，在水平方向的地层组合相似性保持最好，其反射标准波的波形特征隔数十甚至数百千米仍然不变，因而可得到最好的反射标准层。

深水湖相薄层灰质地层组合。这种地层往往是由泥岩、页岩、白云岩、泥灰岩以及薄层灰岩的互层组成，其稳定性和延伸范围虽然不及海相沉积，但仍然是比较稳定的。

浅水湖相泥质岩为主，夹砂岩地层及沼泽相煤系地层。这种沉积组合只有一定的稳定性，产生的反射波能在一定范围内追踪，能量也较强；但往往有对比中断、波形不太稳定、相位数变化较快等特点。

河流三角洲的砂泥岩互层组合。这种沉积稳定性很差，岩性变化大；反射波波形不稳定，短反射段较多、范围较小、难于连续追踪。

氧化条件下的河流相沉积。河流相沉积以红色砂岩为主，可得到反射波，干涉现象严重。

坡积相及洪积相的山麓快速砂砾岩堆积。由于胶结不好或没有光滑的界面，地震波在这里产生的多是散射。只有当砾岩层中夹有泥岩层时才会得到零星反射。

较大沉积间断的不整合面。不整合面两侧岩石往往性质差别较大，形成明显的波阻抗分界面，可得到很好的反射。例如，在不整合面上往往存在稳定的底砾岩，呈区域性分布，形成可连续追踪的反射波。在沉积间断期间，有时构造运动使基性火山岩的喷发物（如玄武岩等）分布在不整合面上，这些火山岩与上覆沉积地层间反射系数很大，产生强的反射波，但其范围较小，往往零星分布。由于强波阻抗界面的存在，玄武岩界面通常引起强的多次反射，甚至有些地区会形成陆上鸣震。

（3）标准层的追踪。选好标准层后，要在全区测网中选出质量好的作为基干剖面，包括主测线和联络测线，以构成基干剖面网。对基干剖面的要求是：

（A）反射标准层特征明显，最易连续追踪。

（B）剖面构造简单，断层少。

（C）在工区内均匀分布，可控制全区。

根据基干剖面网，将所选的反射标准层对比追踪到全区的所有剖面上去。在反射标准层质量不好甚至没有标准层的地段，可以用构造层的特征及其上下反射层的产状来控制；可以认为在很小的地段内，标准层与上下反射层的时间间隔近似相等或者是渐变的，这样就可以人为地画出连续界面。这种人为画出的反射层位称为换算层，或叫假想层，在剖面上用虚线表示，以和真实的反射层位相区别。当然，在一个剖面上这种假想层的地段不能太多，否则这一层就不能叫标准层了。

（4）剖面的闭合。根据剖面交点处的t0时间应该相等来进行剖面交点闭合。除了交点闭合外还应推广到测线网的闭合，例如沿着由两条主测线和两条联络测线构成的矩形封闭测网，标准层追踪也应闭合。当闭合圈中有断层时，应把断距考虑在内。

剖面闭合是检查对比质量、连接层位、保证解释工作正确进行的有效方法。一般闭合差不能超过半个相位。如果不闭合，应找出导致测线交点闭合差的各种原因，其可能因素有：

（A）由于两条测线施工时间不同，导致波的传播时间确实发生了变化。例如陆上地震施工时间不同，地下潜水面可能会有较大变动；或者在海上勘探时潮汐造成水面高低的不同。

（B）地形测量误差。

（C）各条测线上采用不同的处理程序或不同的参数。

（D）两条测线的野外施工因素不同，这包括激发接收条件、所用仪器等。测线上所用仪器型号不同或型号相同但所选参数不同，也会导致测线间不闭合。

遇到这些情况要尽可能设法消除和减小平均闭合差。

5）断层的解释

实践积累了大量研究断层的经验，总结出下列识别断层的主要标志：

（1）反射波同相轴错断。断层规模不同可表现为反射标准层的错断和波组波系的错断；在其两侧波组关系稳定，波组特征清楚。这一般是中、小型断层的反映。其特点是断距不大、延伸较短、破碎带较窄。

（2）反射波同相轴突然增减或消失，波组间隔突然变化这往往是基底大断层的反映。这种基底大断层多为长期活动，上升盘的基底大幅度地抬升，遭受侵蚀；其上部沉积很少，甚至未接收沉积，造成地层变薄或缺失。因而在时间剖面上断层上升盘的同相轴减少，变浅甚至反射波缺失。相反，在下降盘由于大幅度地下降，往往形成沉降中心，沉积了较厚较全的地层；在时间剖面上反射波同相轴明显增多，反射波齐全。这类断层的特征是形成期早、活动时间长、断距大、延伸长、破碎带宽；它对地层厚度起着控制作用，一般是划分区域构造单元的分界线。

（3）反射波同相轴产状突变，反射零乱或出现空白带。由于断层错动引起两侧地层产状突变，相应在时间剖面上反射同相轴形状突变。

由于断层面的屏蔽作用，引起断面下反射波的射线畸变和反射波能量减弱，造成断面以下反射层次不清、产状紊乱，出现资料空白带。一般断层越大，屏蔽作用越强，空白带也越宽。

（4）标准反射波同相轴发生分叉、合并、扭曲、强相位转换等现象。一般这是小断层的反映。应注意，这类变化有时可能是由于地表条件变化或地层岩性变化，以及波的干涉等引起的。为了区别它们，要综合考虑上下波组关系作具体分析。

（5）异常波的出现是识别断层的重要标志。在水平时间剖面上反射层次错动处，往往伴随着出现一些特殊波，如绕射波、断面反射波、回转波等。

6）特殊地质现象的解释

由于构造运动的影响，在地质发展过程中形成了一些特殊的地质现象，如不整合、超覆、尖灭、逆牵引、古潜山等，它们在时间剖面上的反映都有其特殊性。

（1）不整合。不整合反映了地区性的地壳运动，也反映了沉积间断前后的地层间的接触关系。因为不整合是指上下两套岩层为不连续沉积，中间有较长期的沉积间断。沉积间断主要是侵蚀作用造成的，所以，至少缺失相当于一个阶段的地质时代的沉积物。不整合对于油气聚集往往有很密切的关系，例如不整合遮挡圈闭就是一种地层圈闭油藏。如华北任丘油田的高产油层就在不整合面的古潜山上。此外，查明不整合现象对研究沉积历史有重要作用。

不整合有平行不整合（假整合）和角度不整合两种。

（A）平行不整合。平行不整合主要是由于地壳升降运动而造成的，一般是经历了沉积—上升—沉积三个阶段。其特点是上下两旁地层的产状相互平行，但其间存在明显的沉积间断，缺失部分地层。由于这种沉积特点在时间剖面上不易识别，一般靠区域性地质资料并结合剖面上的特征来识别。它在时间剖面上有以下的特点。

（a）不整合面上的反射波振幅和波形发生较大的变化。这是因为平行不整合面是一个剥蚀面，由于风化剥蚀作用及残积层的存在，使不整合面粗糙而不均匀，因而在不整合面上反射波振幅和波形很不稳定。又因不整合上下岩层波阻抗相差较大，因此产生的反射波一般振幅较强。

（b）由于剥蚀面凹凸不平，出现了许多波阻抗的突变点，因而常产生绕射波，称为侵蚀面绕射波。

（B）角度不整合。角度不整合又称斜交不整合，它的出现往往是在构造布局发生突变的时期，是地壳的某地段发生了褶皱、隆起、剥蚀和再沉陷的过程。它反映了在上覆地层沉积之前，下伏地层发生过褶皱运动。

角度不整合较之平行不整合更容易识别。它表现为两组或两组以上视速度有明显差异的反射波同时存在，沿水平方向这两组以上的波逐渐靠拢合并。不整合面以下的反射波相位依次被不整合面以上的反射波相位代替，以致形成不整合面下的地层尖灭。在尖灭点处，也常出现绕射波。不整合面上的波形，振幅也是不稳定的。

（2）超覆和退覆。超覆和退覆是地质时期中，某一地区（盆地）内水体的进侵与退出所造成的沉积。当某区水体不断进侵时（海侵），沉积物分布的范围也逐渐扩大，即新地层依次超越在较老的地层之上，便造成地层超覆现象。当某区水体退出时（海退），则沉积物的分布范围也相应减小，即新地层超越在较老的地层之上，但覆盖面积逐渐缩小，便形成地层退覆现象。一般在沉积盆地的边缘常可形成超覆和退覆现象，它是角度不整合的一种特殊现象。

在时间剖面上超覆和退覆都同时存在几组互不平行而逐渐靠拢合并和相互干涉的反射波同相轴，所不同的是超覆时不整合面之上的地层反射波相位依次被不整合面的反射波相位代替；而退覆时则是不整合面以上的上覆层内部，较新地层的反射波依次被下伏的较老地层反射波所代替。

时间剖面上超覆和退覆点附近常有同相轴分叉合并的现象。

（3）尖灭。尖灭就是岩层的厚度逐渐变薄以至消失。一般可分为岩性尖灭、超覆尖灭、退覆尖灭、不整合尖灭等，都属于模型地层，在时间剖面上都反映为同相轴合并、相位减少。时间剖面波的合并点并不是地层真正的尖灭点位置。由于地震反射波都有延续的几个相位，在未到真实尖灭点时，两个地层逐渐靠拢到一定程度时，它们的反射波已发生合并与干涉了。所以，时间剖面上的“尖灭”点在地层真正尖灭点的前方。为了较准确地确定尖灭点的位置，可人工提取子波，做合成记录，看其两个尖灭地层的地震子波在什么地方合并，从而确定尖灭点的位置。

（4）逆牵引。逆牵引现象的形成条件是地层的岩性具有某些特点。例如，适当比例的塑性地层（泥、页岩）及刚性地层（砂砾岩、灰质岩等）互相组成的地层，并具有足够的弹性。当砂和泥比例为1∶3时，这样的岩性也是弹性较好的。它们最易在受断层切割时形成逆牵引构造。逆牵引构造一般发育于古隆起周围较大断层的下降盘。生储盖条件组合适当，它是一种较重要的储油构造。

逆牵引构造在时间剖面上的特点：

（A）断层两盘产状不协调。

（B）深、浅层构造高点有偏移，而且构造高点的连线与主断层线平行。

（C）构造幅度中层大、深层小。

（D）构造幅度大小与断层落差成正比。

（5）古潜山。古潜山是我国华北油田的主要油气藏形式，华北任丘高产油田就是这种类型的油气田。

古潜山是指不整合面以下的古地形高。它往往是由碳酸盐岩地层组成的，在一定条件下能形成圈闭成为古潜山为主体的油气藏。从它形成的条件及古潜山形态看，这种油田的特点是外生内储、新生古储、潜山与大的生油凹陷呈断裂接触。新生古储是指新地层（古近系的沙河街、孔店组地层）生油，老地层（古生界的奥陶系或寒武系、震旦系等地层，岩性多为灰岩）储油。断裂是油气运移的通道。

古潜山在水平时间剖面上的形态比较复杂。潜山顶面是不整合面，波阻抗差大，所以对应的反射波能量强。顶面具有不整合面反射波的特点，表现为低频强相位、多相位的波形，并伴有大量的绕射波、断面波、回转波、侧面波等，形态比较复杂，出现波之间的相切、斜交、“顶牛”等现象。在这种地区，除了出现特殊波外，还出现了侧面波。因为有时潜山“山头”靠得较近，潜山两翼较陡，当测线平行于走向时，常接收到来自“山顶”和来自侧面“山头”或陡界面的反射波，这种波称为侧面波。

对这种水平时间剖面，对比时应特别仔细，要弄清各种波相互之间的关系，并参考偏移后的剖面进行解释。