第七章地震波的速度.ppt

单击此处编辑母版文本样式,第二级,第三级,第四级,第五级,*,*,单击此处编辑母版标题样式,第七章 地震波的速度,在勘探地震学中，地震波以旅行时间、反射波振幅及相位变化的形式带来了地下岩石和流体的信息。,在早期的勘探地震学中，地震数据主要用作构造解释，这些构造可能含有油气。,随着计算能力的提高和地震处理、解释技术的进步，现在对地震数据的分析一般是为了预测岩性、孔隙度、孔隙流体以及饱和度。,无论是探测地下地质构造形态或是研究岩层中含有液体的一些特征都需要一个参数，就是岩层的地震波速度。所以了解地震波速度是地震勘探中最重要、最基本的参数。,地震勘探是怎样来测定地层的地震波速度。,地震资料中的几种速度概念和求取方法。,1,第一节 地层中的地震波速度,理论研究和大量实际资料证明，地震波在岩层中的传播速度和岩层的性质，如弹性常数或岩石的矿物成分、密度、埋藏深度、地质年代，孔隙率和孔隙中的流体等因素有关。,2,1、速度与岩石弹性常数的关系,在,第一章地震波的基本概念中简单地给出了地震纵波和横波与介质的弹性常数之间的定量关系：,其中,、,是介质的弹性常数(弹性模量)，,是介质的密度，,是泊松,比。,在一般情况下，速度表示为,K,为有效弹性模量，从形式上看速度的公式很简单，但,K,和,与,岩石成分岩性，孔隙度等因素有关。,3,纵波和横波速度比与泊松比,同一介质中纵波和横波速度比的关系如下,由此式可见纵波与横波速度之比取决于泊松比。泊松比,的值在大多数情况下约等于0.25，所以，纵波与横波的速度比位,V,P,/V,S,一般为1.73。,只有在最为疏松的岩石中,0.5。,杨氏模量的大小和岩石的成分，结构有关。随着岩石密度的增加，,E,比,增加的级次较高，所以当岩石密度增加时，地震波的速度不是减少反而增加。,4,2、速度与岩性的关系,在用地震勘探方法解决石油勘探中的地质问题时，还需要细致地研究地震波传播速度与地层的岩性、地质年代，埋藏深度和孔隙率等各种因素的关系，特别是地震波在沉积岩中其传播速度的规律这对实际工作有具体的指导作用。,岩性可能是影响速度的最重要的一个因素。,岩性主要指岩石的矿物性质，包括矿物成分、结构、颗粒等。有火成岩和变质岩，浅层主要是沉积岩，沉积岩中有页岩、泥岩、砂岩、石灰岩和白云岩等。,火成岩的地震波速度的变化范围比变质岩和沉积岩小。因为只有很少或没有孔隙。,大多数变质岩的地震波速度变化范围比较大，主要是成岩环璄的影响。,沉积岩中的岩性结构更复杂，在颗粒之间有空隙，孔隙中可能充填了液体或充填了像粘土这类软的固体物质。,速度测试表明不同岩性的速度范围互相重迭，甚至还会超出主要范围。速度不是一个区分岩性的好的标准。,5,图,5.5,6,3、速度与密度的关系,沉积岩中的波速与岩石密度有密切关系，这种关系可从速度的严格公式看到。但不一定随体积密度增加。例如，与白云岩相比硬石膏具有更高的体积密度但却有更低的速度。,但实际上根据大量资料表明，确实存在地震速度随体积密度增加的经验关系式，有时还可以把速度与密度表示成一种近似的线性关系。,1)对石灰岩和砂页岩来说。这种关系可表示成方程式,式中，,V,速度(,km/s)；,密度(,g/cm,3,)。,7,2)地震,纵波,速度与岩石密度（完全充水饱和体积密度）之间，存在着良好的定量关系，可用加德纳(,Gardner),公式表示如下,式中，,V,速度(,km/s)；,密度(,g/cm,3,),Gardner,等的关系式仅考虑从水饱和沉积岩石的体积密度来估算纵波速度。虽然,Gardner,等根据上式处理了所有沉积岩石（作为单独一组），确实给出了不同岩性的独立曲线，但这样一来对所有沉积岩石就只存在单一的,V,p,关系了。,8,9,Wang（2000b）,基于岩性将沉积岩石划分为若干小组，给出了一组,V,p,和,V,s,与体积密度之间的关系式。这些关系式基于大批量的实验室数据（超过500个数据点），适用于各种岩性和饱和度。,这些经验公式具体地反映了速度与密度之间的关系。为参数之间的换算提供了方便。注意蒸发岩(硬石膏和岩盐)和碳质岩(煤、泥碳)不满足。,10,4、与埋藏深度的关系,在岩石性质和地质年代相同的条件下，地震波的速度随岩石埋藏深度的增加而增大。其原因主要是埋藏深的岩石所受的地层压力大的原故。,在不同地区，特别是在基底埋藏深度不同时速度随深度变化的垂直梯度可能相差很大。一般地说，在浅处速度梯度较大；深度增加时，梯度减小。,根据地层的埋藏深度和电阻率,R,计算地层波速的经验公式,v,速度(,m/s)，,z,深度(,m),R,电阻率(,m)，,此经验公式在没有地震测井资料的地区。可用来换算速度资料。,11,压力,在储层中总是存在两种不同的压力：上覆岩层压力（,P,o,）,也称为围岩压力，是整个上覆岩石地层所施加的压力；而储层压力（,P,p,）,也称为流体压力或孔隙压力，是流体质量所施加的力。,上覆岩层压力和储层压力之差称为上覆岩层净压力（,P,d,），,也有称为有效压力（,P,e,）。,注意，严格地说,P,e,P,d,。,事实上,P,d,=P,o,P,p,，,而,P,e,=P,o,nP,p,，,式中,n 1。,控制储层岩石地震特性的是上覆岩层净压力。这是因为孔隙流体压力抵消了一部分上覆岩层的压力，进而减少了整个岩石地层所支撑的负载。,12,地震,P,波和,S,波的速度和波阻抗随上覆岩层净压力的增加而增加。但它们之间的关系是非线性的。,砂岩中,V,p,相对于上覆岩层净压力的关系曲线。上覆岩层净压力从1650增加至2650,psi,，,引起,V,p,有5.2%的增加；而当上覆岩层净压力以相同的增量从4500增至5500,psi,，,仅导致0.5%的,V,p,增高。,13,5、与构造历史和地质年代的关系,同样深度、成分相似的岩石，当地质年代不同时，波速也不同，年老的岩石比年青的岩石具有较高的速度。速度与构造运动的关系，在不同地区有不同的表现。,在强烈褶皱地区，经常观测到速度的增大；而在隆起的构造顶部、则发现速度减低。一般地说，地震波在岩石中的传播速度随地质过程中的构造作用力的场强而增大。根据在实验室对岩石样品的分析发现地震波的速度与压力之间有一定的关系，速度随压力的增加而增加。此外压力的方向不同，地震波沿不同方向传播的速度也就不同。,14,6、岩石,结构的影响,地震波速度也受岩石的基质结构所控制，诸如颗粒-颗粒接触关系、圆度、分选性、胶结程度等等。,颗粒-颗粒接触关系差通常导致很低的地震速度，而胶结程度好速度明显地增强。因为颗粒之间的接触区域大，所以大颗粒的砂层比细颗粒砂层呈现更高的地震速度。,分选性差的砂层呈现较高的地震速度，因为分选性差降低了孔隙度。未固结砂层的分选性和颗粒尺寸会影响未固结砂层的,V,p,/,V,s,和泊松比。,砂粒的圆度或有角性也会影响地震速度和,V,p,/,V,s,：,圆滑的颗粒导致更好的颗粒接触关系，从而具有更高的速度。,因为沉积岩石的基质难以量化，且难有岩芯来描述，所以基质结构对地震特性的影响也就难以量化了。这个问题目需要作进一步的研究。,15,7、与孔隙率的关系(时间平均公式),沉积岩中岩石是含有孔隙的，孔隙度的变化从百分之几到40%。所以直接影响着速度(弹性模量)。,大多数沉积岩中，岩层的实际波速是由岩石基质的速度、孔隙率，充满空隙的液体的速度以及颗粒之间的胶结物的成分等因素来决定的。,在地震勘探中比较常用的，关于液体速度，颗粒速度与孔隙率之间一个很简单的关系式，叫做时间平均方程,式中，,V,是岩石实际速度,；,V,f,是孔隙流体中的速度；,V,r,是岩石基质的速度；,是岩石的孔隙率。,16,在,上述公式中速度还受孔隙流体压力的影响，流体压力降低，流体压力这项的百分比影响就变小，当流体压力接近大气压时，其影响变得最小。因此在实际条件下，时间平均方程必须用一个压差调节系数,C,加以修正。,流体压力等于岩石压力的一半时，,C,值约为0.85。,由于地震波在油、气、水等流体中的传播速度比在岩石基质中的速度小，因而岩石孔隙中含有流体时使岩石的速度降低。,时间平均方程不适用在气饱和岩石,。,17,由于地震波在油、气、水等流体中的传播速度比在岩石基质中的速度小，因而岩石孔隙中含有流体时使岩石的速度降低。,18,8、孔隙度，孔隙形状和粘土含量,许多储集砂层和砂岩中含有粘土。粘土对速度的影响进一步取决于粘土微粒在岩石中的位置和粘土类型。,如果粘土是岩石基质的一部分，以及粘土比石英更可压缩，则速度将随着粘土含量的增加而减小。,Tosaya,和,Nur,（1982）,等首先研究了孔隙度和粘土含量对地震速度的联合影响。,Han,等（1986）扩展了这种研究，提出了速度、孔隙度及粘土含量之间的一组经验关系式。该关系式的线性形式为,V,p,=,V,po,一,a,1,一,a,2,C,V,s,=,V,so,一,b,1,一,b,2,C,式中,和,C,分别是以体积百分数表示的孔隙度和粘土含量；,V,p,和,V,s,是纵波和横波速度（,km/s）。,回归常数,a,1,、,a,2、,b,1、,b,2,是上覆岩层净压力的函数（表）。,19,9、与频率和温度的关系,当温度升高时，气饱或水饱和岩石的地震速度仅稍有减少（,Timur,，1977；Wang,和,Nur,，1990b）。,如,温度增100,C,速度会减少5-6%。,但，当岩石为原油饱和时，地震特性可以随着温度的增加而大幅度地降低，尤其是在含重油的未固结砂层中。,在重油砂层纵波速度引人注目的降低。当温度从25增至125,C,时，,V,p,几乎下降了35%至90%！这样巨大的降低部分地是由于原油的可压缩率增加所造成。,油气饱和岩石速度对温度的这种依赖关系，为热,EOR,的地震监测提供了物理基础。,当温度低于冰点时，水饱和的岩石速度会明显提高。,20,速度与温度的关系(图),气饱或水饱和岩石的速度稍有减少,重油砂层纵波速度降低引人注目,21,10、与频率的关系,在大多数试验资料的应用中一般认为，在很宽的频率范围内，纵波与横波的速度与频率无关，这说明纵波和横波不存在频散现象。,但在一些实际资料中或是实验室测试发现，在液体饱和的岩石中存在着速度频散现象。,一些实验研究认为频散是液体在孔隙空间中流动造成的；随着孔隙度或压力增大，频散变弱；含泥量或流体粘滞性增加，频散增大。,受诸多因素的影响，速度与频率的关系还没有较明确的认识，但现在已越来越受到重视。,22,11、纵波与横波速度的关系,虽然现今已可以用偶极声速测井数据获得横波速度，但仍需要从有用的,V,p,数据导出,V,s,。,Castagna,等（1985）曾公布了描述水饱和碎屑硅酸盐岩,Vp,与,Vs,的经验关系式。,V,p,=1.36+1.16,V,s,（km/s）,为个关系式存在一些明显的弊端：（1）它对未固结软砂层和一些岩化净砂层用已知的,V,p,估算出的,V,s,值过低,；（2）仅对于水饱和弹性岩石是有效的。,也有用速度模型，通过弹性模量导出纵横波速度关系。,更多地是用实验室的测试结果总结经验公式。,23,12、,V,p,/,V,s,比值,长期以来普遍认同的是,V,p,/,V,s,能,用作为岩性指示标记。,页岩（假设为各向同性）总是比储层砂层高的,V,p,/,V,s,。,在碳酸盐岩中，说明,V,p,/,V,s,能,用来从白云岩中区分石灰岩。,V,p,/,V,s,或,已成功地用于直接碳氢检测，尤其是,AVO,技术。因为横波对流体的变化不敏感，而纵波有明显反映，所以在流体类型和饱和度变化时将导致,V,p,/,V,s,的,改变。,碳酸盐岩波阻抗比分别相对于,P,波阻抗和,S,波阻抗的关系曲线。在储层（多孔白云岩）和非储层（无孔隙石灰岩）岩石之间存在着清晰。,24,13、速度各向异性和泥岩特性,岩石中存在两种类型的各向异性：固有各向异性和诱发各向异性。,固有各向异性由细长颗粒或孔隙的选择性排布和良好层理所引起。,沉积岩石中的固有各向异性通常表现为横向各向同性的形式，需要五个独立的弹性常量来描述岩石的弹性特性。如：大多数页岩是横向各向同性。各向异性范围从百分之几到高达50%。,诱发各向异性是应力各向异性和地层裂缝所造成。,从许多泥岩各向异性的实验室测量结果来看，,P,波和,S,波具有多达50%的速度各向异性。很明显，这样高的各向异性在地震处理和解释中是不能被忽略的。,25,14、影响速度的各个因素的总结,图,5.28,26,第二节 速度模型,27,第三节,几种速度概念,地震波在地层中的传播速度是一个十分重要的参数，又是一很难精确测定它的数值。,在实际生产工作中，速度不可能用精确函数关系来确定。,对极其复杂的实际速度用建立各种简化介质模型的方法来描述，并引进了各种速度概念。,28,1、平均速度,V,av,平均速度定义为：“一组水平层状介质中某一界面以上介质的平均速度就是地震波垂直穿过该界面以上各层的总厚度与总的传播时间之比”。,n,层水平层状介质的平均速度是,29,从另一个角度来讨论平均速度的含义。,在水平层状介质中，波沿直线传播所走过的总路程与所需总时间之比。,30,同样得到,要注意：这里的地震波传播，真正遵循的是“沿最小时间路程传播”，在非均匀介质(如层状介质)中，最小时间路程将是折线而不是直线，可见这样引入平均速度时所作的“地震波沿最短路程直线传播”的假设就是对一种实际介质结构的近似简化。,31,2、均方根速度,V,R,依据费马原理。在均匀介质中，波所需时间最短的路程是直线。而在均匀介质，水平界面情况下反射波的时距曲线是一条双曲线。即,式中,h,0,是界面的深度；,t,0,是双程垂直反射时间；,x,是接收点与激发点距离；,t,是在,x,处接收到反射波的时间。,上式另有的意义在于，把时距曲线的方程可以写成这种形式，并作,t,2,-x,2,图形，波以常速度传播时，这是一条直线，斜率为1/,V,2,。,也即速度是,x,2,项前系数分母的平方根。,下面引入的几个速度都贯穿这种思路。,32,水平层状介质的时距曲线,问题：水平层状介质的反射波时距曲线是否还是双曲线？如果不是的话，能否近似地把它看成双曲线?,在实际生产工作中，不管介质是否均匀，都采用双曲线公式计算动校正量，也即把反射波时距曲线总是看成双曲线。,当然，这样做是有误差的。,均方根速度的概念就是在上述问题时，把不是双曲线关系的时距方程简化为双曲线关系时引入的一个速度概念。,水平层状介质波的传播路径,33,在,n,层水平层状介质中，,O,点激发，,S,点接收到的第,n,层底面的反射波的传播时间为,在上两式中，都有一个参数,i,，,根据折射定律，可用射线参数,P,表示,式中,t,i,是波在第,i,层介质中沿垂直界面的方向双程传播的时间。这两个方程不能写成简单的,t=f(x),显函数形式。,34,从数学上对水平界面时距曲线方程的性质进行了研究，得出了对地震勘探很有意义的结论。这结论是：对,n,层水平层状介质，当,时，可以把反射波的传播时间和炮检距以,x,2,的幂级数展开,这个级数是收敛的,。,V,m,是,n,层中最大的层速，,35,在一定的近似之下，可以把,x,4,等高次项略去，便可得到在形式上与均匀覆盖介质情况下完全一样的双曲线型的时距曲线方程,V,R,就相当于均匀介质情况下的波速，称为,n,层水平层状介质的均方根速度。,36,把上面的过程总结如下：,如果不作任何限制，不作任何简化，水平层状介质的反射波时距曲线方程只能写成以射线参数,P,为参数的形式，而不能写成简单的,t=f(x),的显函数形式。,但是，可以证明，当满足一定条件时，时距曲线方程可表示为,x,幂级形式，可见它是一条高次曲线。如果把,x,4,及更高次的项略去，则变为与均匀介质情况下一样的双曲线。此时同均匀介质情况下的波速相当的量是均方根速度,V,R,。,因此也可以把均方根速度定义为：,把水平层状介质情况下的反射波时距曲线近似地当作双曲线，求出的波速就是这一水平层状介质的均方根速度。,37,均方根速度的意义还可以这样说明：把各层的速度值的平“方”按时间取其加权平“均”值，而后取平方“根”值，要注意其中速度较高的层所占比重要大，表明这种近似在一定程度上考虑了射线的偏折。,对于一系列具有速度,V,和平行地层来说，设地震波垂直穿过每一层所需的时间为,t，,则均方根速度为,38,3、,等效速度,均匀倾斜界面的共中心点时距曲线方程为,式中,V,是介质的速度；,h,0,是共中心点处界面的法线深度；,是界面倾角。上式还可以该写为,引入符号,V,则,V,叫做倾斜界面均匀介质情况下的等效速度。,39,上一章曾提到，倾斜界面情况下的共中心点道集的叠加效果存在两个问题，即反射点分散和动校正不准确。,等效速度这个概念的意义在于，用,V,代替,V，,倾斜界面共中心点时距曲线就可以变成水平界面形式的共反射点时距曲线。,也就是说，用按水平界面动校正公式，对倾斜界面的共中心点道集进行动校正可以取得很好的叠加效果，没有剩余时差。,但不应忘记，从地质效果来说，反射点分散的问题并没有解决，这个问题只有用偏移叠加才能妥善解决。,40,4、叠加速度,V,由,前面讨论的几个速度,知道，在一般情况下，,(,包括水平界面均匀介质、倾斜界面均匀介质、覆盖层为层状介质或连续介质等,),，都可将共中心点反射波时距曲线看作双曲线，用一个共同的式子来表示：,式中,V,称为叠加速度。,对于不同的地质结构，它就有更具体的意义，例如对倾斜界面均匀介质,V,就是,V,，,对水平层就是,V,R,。,41,叠加速度,V,的含义也可以从另一个角度来理解。在实际的地震资料处理工作中，是通过计算速度谱来求取叠加速度的。即对一组共反射点道集上的某个同相轴，利用双曲线公式选用一系列不同速度,V,i,计算各道的动校正量，对道集内各道进行动校正；当取某一个,V,i,能把同相轴校成水平直线(将得到最好的叠加效果)时，则这个,V,i,就是这条同相轴对应的反射波的叠加速度。,42,43,第四节 速度的测定,测定地震波传播速度的方法基本上可分为三类,(依据,地震波的频率)：1)岩石样品的实验室测定；2)井中观测；3)各种地震波的时距曲线求取速度。,岩石样品速度的实验室测定已有专门的学科岩石物理学。,井中声波测井，在前面的课程中也已介绍。,44,1、地震测井,将测井检波器用电缆放入深井中，检波器隔一定距离向上提升一次，在井口附近激发一次地震波。测井检波器记录下从井口到检波器深度处直达波的传播时间,t,检波器的深度,H,可由电缆长度测得。求得该深度,H,以上各地层的平均速度。,一般设远近两个炮点。近炮点距深井50-100米，炮井按扇形排列，远炮点距深井300-500米炮点按矩形排列，井距10米左右。,45,46,地层平均速度计算,计算速度时应从炮并井底,O,算起,利用近炮点资料，根据下式计算平均速度,V,av,利用远炮点资料计算波沿,OS,方向传播的速度，即射线平均速度,Vs。,47,射线平均速度一般大于平均速度，尤其在浅层更为显著，深层逐渐靠近平均速度。从这方面考虑设计炮点时应该尽可能使,d,小一些。但是，另一方面，,d,太小则可能出现电缆波或套管波的干扰，对深井也不安全，因此,d,不能选得太小。,当地层剖面的速度分层明显时，可计算层速度。,用地震测井求取的平均速度和层速度是比较可靠的速度资料，有条件时要多进行地震测井。,对于较成熟的勘探区，现在已不需要做这项工作了。,48,49,地震测井与声速测井,地震测井和声速测井都是求取平均速度和层速度的有效方法，其共同点和差别主要为：,1)方法不同，频率范围不同(地震测井20-80,Hz，,声速测井频率20,kHz)。,2),工作条件不同。,3),测试的精度不同，地震测井的平均速度值绝对误差较小，但划分层速度时较粗糙。声波测井中误差随深度增加，精度略低。由于连续测量，接收距又小，能细致划分层速度，反映地层岩性特点，对地质解释意义较大。,50,叠加速度的求取,用计算速度谱的方法求取叠加速度的基本原理。,共中心点反射波时距曲线可看成是一条双曲线。设共中心点道集上有一个反射波同相轴，那么，根据这个同相轴的,t,0,值，以及相应的速度值和各道的炮检距就可以计算出道集内各道的动校正量,t,x,，,对这个道集进行动校正使双曲线形状的同相轴被校正成水平直线形状的同相轴。,显然，动校正的正确与否和速度的选择很有关系；如果速度值选得正确。动校正后的共反射点时距曲线就是水平直线。,51,速度谱分析,如果速度值选得不合适，动校正后的共反射点时距曲线就不是水平直线。,所谓速度谱分析就是根据这个原理：即选用一系列不同的速度值对共反射点时距曲线进行动校正，看选用哪一个速度值时正好能把共反射点时距曲线校正为水平直线，则这个速度就是合适的叠加速度。,怎样来判断共反射点时距曲线是否被校直：,最简单的是对共反射点道进行叠加。如果校成直线，则各道的波形都没有相位差，叠加后的波形能量最强；如果没有校正成直线，则各道的波形仍然存在相位差，叠加后的波形能量较弱。用这种方法计算的叫做“叠加速度谱”。,另一个方法是计算共反射点道集的多道相关函数，用相关函数值的相对大小来判断是否同相。这样计算出来的叫做“相关速度谱”。,52,计算速度谱的过程,设有一组反射点道集先认为其上只有一个反射波。它的,t,0,时间是,t,01,。,先选一个较小的速度,V,1,，,按动校公式,对各道进行动校正，计算出各道的动校正量,t,x,。,校正后计算这组道上这个波的叠加能量,(v,1,)。,如果,V,1,不合适，时距曲线下弯(,V,1,小)或上弯(,V,1,大)，相应的叠加能量,(v,1,),较小。,再选一个速度值,V,2,=V,1,+V(V,是选定的一个速度增量)，重复上面步骤，计算出叠加能量,(v,2,)。,依此用不同的速度增量可计算一组叠加能量,(,v,n,)。,绘出速度和叠加能量的曲线就是这个反射波的速度谱曲线。,53,从,(,v,n,),-V,曲线上看到，当,V=V,M,时值最大，当选用,V=V,M,时正好把共反射点时距曲线校正成水平直线,。,所以，,V,M,就是最合适的动校正速度。,对于小于或大于,V,M,的速度值，校正后的共反射点时距由线就变成向下或上弯。这时各道波的叠加能量也较小。,54,实际地震记录上有来自不同界面的许多反射波，即有许多不同,t,0,的同相轴。,求由浅层到深层所有各个反射波的叠加速度，就要求出它们各条速度谱曲线。,采用按一定的,t,0,间隔(如,t,0,=25,毫秒)划分为许多时窗，这些时窗以,t,0,为中心，有一定的宽度(如50毫秒)，然后沿一个个时窗来计算各道波形的叠加能量。,对一张记录，可计算出很多条速度谱曲线,(,每条对应一个,t,0,值,),，把这些曲线按它们的,t,0,的大小依次排列起来，就是一张速度谱。,55,速度谱曲线上，经过解释，确定出由各,t,0,的一次反射波所形成的速度谱曲线的极大值,V,M,，,并把各,t,0,的极大值,V,M,连接起来就可以确定出叠加速度,V,d,随,t,0,的变化曲线。,56,第五节 各种速度之间的关系,射线平均速度的概念：,即把地震波沿某一条射线传播所走的总路程长度除以所需的时间叫做波沿这条射线的射线平均速度。,对每条射线的平均速度都不一样。既是射线旅行时的函数（或接收点与炮检距的函数），也是射线出射角,0,（,或射线参数,P）,的函数。,在水平层状介质情况下，射线平均速度的公式为,连续介质,57,58,如果,V(z),的具体函数关系已知，就可以得到,V(P,t),或,V(,0,t,0,),的具体公式。,例如，当,V(z)=V,0,(1+z),时，就推导出,射线平均速度更精确地描述了波在介质中传播的情况。可以用它作为一个速度的参考标准。,59,60,平均速度和均方根速度的差别,平均速度就是地震波垂直穿过该层以上的总地层厚度与总传播时间之比。,用一个假想速度(平均速度)来代替各小层的速度，使层状介质转化为理想的均匀介质。而这个假想速度平均速度并不是各小层速度的线性平均，而是按各小层速度,V,i,对垂直旅行时加权平均。,在平均速度中。垂直旅行时间大的层的速度就对平均速度影响大，小的就影响小。,平均速度能较好描述炮检距为零（垂直入射和反射）的情况。所以设计井深，进行时深转换时要用它。,61,均方根速度是沿着回声反射行程的介质速度对时间取均方根值。,同一般均方值一样，大数影响大，在均方根速度中，速度高的影响大些。,均方根速度近似地考虑了层状介质中地震射线的偏折效应。,均方根速度考虑了射线通过界面透射时发生的偏折(但推导时又采用了近似算法)。对炮检距为例零的射线它不如平均速度准确；但随着炮检距增大，它就比较准确了；可是炮检距过大时，它的精度也要降低。总的来说，它毕竟可以代表大多数。,62,2、由叠加速度计算均方根速度,均方根速度是对通过计算速度谱得到的叠加速度进行换算求得。其中主要包括下面种种情况和内容，其中最重要的是倾角校正。,1)对水平层状介质或水平界面覆盖层是连续介质，叠加速度就是均方根速度，不再作倾角校正即当,=0,时，,V,R,=,V,a,2),当界面倾角为,，,覆盖层为均匀介质时求得的叠加速度是等效速度,V,，,这时要作倾角,校正,为此要求,cos,，,可用下述方法近似用时间剖面上同相轴的一些参数表示：,63,V,R,是这条同相轴对应的均方根速度，,t,0,是,A、B,两个道上这条同相轴的时差,t,0,=t,0B,-t,0A,。,所以,64,3),当界面倾斜，覆盖层为连续介质,(,速度随深度增加,),时不能按,上,式进行校正，否则会校正过头。因为在连续介质中射线是弯曲的。,对大倾角反射层来说，可用其它一些办法。,在利用叠加速度换算均方根速度时，主要应该进行倾角校正。有时还要进行一些其它方面的校正，如相位校正等。,65,3、由均方根速度计算层速度,层速度,在地震勘探中把某一速度层的波速叫做这一层的层速度。有时地质年代不相同但岩性相同的一些地层可以成为一个速度层。,层速度是一种对地震资料进行地质解释很有用的资料。,由均方根速度计算层速度,利用地震勘探的资料，换算出大量的层速度资料将是很有意义的。,66,利用均方根速度求层速度的,Dix,公式,设有,n,层水平层状介质，各层层速度,V,i,，,层厚,h,i,，,各小层中单程垂直传播时间为,第一层至第,n,层的均方根速度,V,R,n,为,第一层至第,n,层的均方根速度,V,R,n-1,为,两式相减可得,67,最后可得,这就是利用均方根速度求层速度的,Dix,公式。当已知第,n,层，(,n-1),层的均方根速度以及这两层的,t,0,时间、就可以用(6-5-27)计算第,n,层的层速度。,此式是一个由均方根速度计算层速度的基本公式。具体做法，可根据实际情况及条件。采用各种方法进行计算。,68,69,70,