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地球物理解释基础地球物理专题著作系列丛书系列之十三著 Laurence R.Lines R achel T.N ewrick译程金箴 校芦文生袁秉衡出版：SEG(2004)中文译发：中国石油学会物探专业委员会(SPG)第十四章解释与盐构造有关的圈闭盐构造的地质概念 许多重要油田和盐圈闭联系在一起一一著名的墨西哥湾、美国几个洲、加拿大、北海、北非、德国、里海地区都 存在盐圈闭。塔里木盆地的克拉2气田也和盐圈闭有关 有较低的密度和较高的地震速度,粘度低易流动 盐岩在形成时，往往夹杂一些沉积物，所以盐即是好的盖 层，有时也有自生自储的油藏“漂浮”状侵入到沉积物之下一一侵入体产生各种盐体形 状，盐体侧翼成倾斜状；盐侵入体之上形成断层圈闭；岩盖上呈垂直盐株状；古老的盐丘有厚层堆积物（石膏、碳酸盐岩）盐受挤压可以沿断层溢出到地表一一在地表沿断层分布盐构造的地质概念AAAAAAAA盐颈AAAAAAAAAAAAA A翼部边界的地层圈闭翼部边界的构造圈闭盐侵入体之上的断层圈闭 沿着盐侵入体的断层圈闭侵入体上方的构造圈闭各种与盐丘有关的地层和构造圈闭(Levorsen,1956)成像问题是关键盐丘的地震勘探成像问题是关键一一盐通常 具有比围岩要高很多的P-波速度，围绕盐和周围 沉积之间横向速度差大成为成像主要问题盐丘的 3D形状，通常需要3D偏移速度横向变化、三维形状的盐丘和陡倾角 足以值得应用三维叠前深度偏移通过针对目标的3D叠前深度偏移盐丘成像（墨西哥湾Vermil ion构造的盐丘）By D.R atcliff,C.A.J acewitz,and S.H.Gray盐丘数据的叠前深度偏移剖面,H2次覆盖（引自 Ratcliff 等人,1994）3D叠前深度偏移的必要性2D、3D叠后时间偏移的比较(a)2D叠后时间偏移反映出一个不完整和畸变的TOS成像(箭头)(b)3D叠后时间偏移，3D偏移消除了畸变，盐顶清晰的成像(引自R atcliff 等人,1994)2D叠前时间偏移与2D叠前深度偏移的比较(a)2D叠前时间偏移显示了不正确的盐底(BOS)位置，并缺少盐的反射(b)2D叠前深度偏移剖面，盐的成像有相当改进(引自R atcliff 等人,1994)用3D叠后偏移建立3D速度场b(a)3D沉积层速度场横剖面,横向速度变化很小(b)3D叠后深度偏移第一次 迭代盐的成像(TOS以 上正确像)(c)用TOS修正的3D速度场(d)3D叠后深度偏移第二次 迭代(BOS以上正确成 像)(e)用BOS修正的3D速度场(f)3D叠后深度偏移第三次 迭代(盐下叠加后还保 留的同相轴的正确成像)建立3D速度模型沉积岩速度场 井的控制3D D MO速度场3D MBS（叠前偏移）速度分析3D叠后深度偏移3D盐和沉积层速度场 3D叠后深度偏移 一GOCAD 3D速度包应用井的信息、3D D MO（倾角动校正）速度信息、2D叠 前偏移速度分析信息和3D叠后深度偏移，来建立3D沉积 层速度场用3D叠后深度偏移，应用3D设计软件来建立盐 和沉积层的3D速度场3D叠前深度偏移流程图（在建立了3D速度场后应用）野外数据重采样和编辑球面扩散校正切除反褶积滤波数据与导航数据合并3D共炮检距选排3D共炮检距偏移输出纵、横测线子集覆盖次数对比3D叠前深度偏移(a)单次覆盖(1325 m)(b)9次覆盖(1275-1400m)(c)47次覆盖(9 00-2100m)(d)H2次覆盖(引自 Ratcliff 等人，1994)炮检距对比3D叠前深度偏移(a)炮检距值范围1300-2000m,(b)炮检距值范围375-2000m。包含了近炮检距，改进了T0S的成像（引自 R atcliff 等人,1994）TOS面AVO合成记录（盐顶的反射能量大部分来自近炮检距）3 22 16M368ie?4zeeM7 如 2S6TOS交界面上的AVO合成记录。TOS的响应是来自所有炮检距;向右随炮检距增加振幅减小（引自R atcliff等人，1994）炮检距比较3D叠前深度偏移（50次覆盖）比较炮检距范围对盐成像的影响炮检距：（a）375-1600口 和(b)375-3000 m(来自R atcliff 等人,1994)2D、3D叠前深度偏移比较2D叠前深度偏移，显示了剖面3D叠前深度偏移TOS和BOS都能正平面外的TOS,BOS不好确成像钻井穿过清晰成像盐背斜0小结 盐丘的地震勘探成像问题是关键，横向速度差大 成为成像主要问题 3D叠前深度偏移一建立速度模型是关键 用3D叠后偏移建立3D速度场（迭代）覆盖次数和炮检距范围都会影响偏移效果第十五章地震模拟概念地震模型和地震模拟的概念(Seismic Model、Seismic Modeling)Seismic Model是名词，Seismic Modeling是动名词 模拟一是去建立模型或模型响应的方式方法和过程 模型一“它可以推演出能与观测结果比较效果的一种概 念，用于更好地理解观测结果。分为概念模型、物理模 型或数学模型。”(Sheriff,1991)地震模型能以一维(ID)、二维(2D)或三维(3D)形 式变化。这些模型与实际情形的精确度取决与地质环境 的吻合程度概念地震模拟一一模拟地下的岩石性质和波在地下传播时地震波的传播响应地震-模拟方法除维数外还包括不同的方法地震模拟也可分为正演模拟和反演模拟 模型的选择是在成本和模型的有效性之间取得平衡模拟方法模拟类型数学模型一般性费用法线入射反射系数1D反射系数值由下式给出P2V2P1V1R=-P2V2+P1V1对水平层和垂直旅行的波 是有效的。保留了多次波对计算反射率很便宜，如果有多次波稍微贵一 些振幅随炮检距(或入 射角)变化1.5D 地下模型是ID加非零(2D),用Zoeppritz方程严格地讲，对水平层是有 效的，一般不包括多次波AVO模型比法线入射反 射率花费多的多，但比 波动方程求解便宜射线追踪按照Snell定理2D、3D求解。包括通过渐近线射线追踪的 振幅当非均质体的尺度与 Fresnel带相比很大时，一 般是可以应用的。通常忽 略了绕射多数情况下中等花费。通常计算射线路径很便 宜，但计算振幅要增加 费用波动方程有限差分(FD)或有限元(FE)求解1D、2D、3D数字表达为口2 1 讯1V U=y v2 d t2FD 一般是矩形网格FE更是一般用的，用网 格算法费用一般性的价格物理模拟ID,2D,3D需要将物理模型材 料校正为成比例的模型这种模型用物理材料提供建立模型本身是昂贵的，但模拟的运行通常比数 值模拟要便宜地震模拟的用途设计激发-接收的观测系统偏离盐丘两种炮检距的VSP反射模型（引自Whitmore 和 Lines,1986）地震模拟的用途 解释工作结果预测（用正演模拟和反演模拟）加强解释基础工作（合成记录）数据处理大量应用反演（反褶积、静校正和速度 估算是1D模型，层析成像速度分析方法，是通过 2D或3D模型,地震偏移，可以认为它是一种构造 反演）测试地震处理算法的正确性 噪音影响测试零偏移距波场映射波动方程全解可以逼真地得到所有波至，包括直达波、折射波、反射波和绕射波，所有的一次波和多次波（引自Whitmore和Lines,1986）小结模拟一是去建立模型或模型响应的方式方法和过程地震-模拟方法除维数外还包括不同的方法包括：法线入射反射系数、振幅随炮检距（或入射角）变化、射线追踪、波动方程和物理模拟等5类地震模拟也可分为正演模拟和反演模拟弟丁八早地震反演正演和反演正演模拟一一用一个数学关系式，对给出的一 组模型参数合成地下响应。反演或“反演模拟”一一与正演模拟“相反”的过程。对一个给出的数据集，寻求定义一个与观测数据相符的地质模型从数学上讲b反问题由于未知数比方程式数量更多，引起不确定性，产生多解，所以反演的多解性是固有的反演的数学符号表示正演模拟表示 f=T(x)f是模型响应，X是地质模型参数向量，T是描述物理响应的数学变换(如波动方程解或近似解)反演表示 x=T-1(y)总是从数据向量y得到的模型参数，算子T1表示反变换，*=TT(y)的多解一般是因为有限的数据导致(如比方程式更多的未知数)有噪音的反演 x=T-x(y+n)式中n代表噪音或观测误差。噪音会引起模型参数不稳定破坏解的正确性。解释要选择多种可靠参数约束的模型，减少多解性。反演的多解性（不确定性）（a）褶积模型的基本的数学多 解性道（b）模型1：震源子波（左）和 脉冲响应（右）（c）模型2：虚反射震源子波（左）和脉冲响应（右）噪音会引起大的变化或估算模型 参数不稳定，破坏解答的正确性ID模型的地震反演地震数据处理大部分的是基于近似水平层状地 层一1D模型的假设，包括动校正、水平叠加等一维地下模型1 包括有密度、速度和厚度Pp Vq z,-巳一 特征的一系列水平层的ID地:质模型反演技术地震反演技主要分四类:(1)基于地震数据的声波阻抗反演(2)基于模型的测井属性反演(3)基于地质统计的随机模拟与随机反演叠前地震反演地震波阻抗估算（法线入射）算法：递归反演（早期的地震反演算法）/_ Pk+l 腺+1-P*kPk+l腺+1+P左右式中以为第4个界面的反射系数p左是第A层的声阻抗，声阻抗 可用以下表达式获得Pk+K+l=P火心(1+。4)(14)可以从反射系数和上面层的阻抗推断下面地层的阻抗。这个反演 叫作Seislog反演也可用密度和速度之间的Gardner关系式将密度替换为速度，反演 结果就变成速度函数一一合成声波测井曲线 一Gardner关系式（Gaidner等人，1974）。密度（p）可用速度V表示P二毗对Gadner关系式a=0.25和6=0-23（速度用ft/s,密度用gm/cm3）0 在某些情况下，假定密度为常数，那时8=1和a=0o地震数据缺少低频、高频成分问题声波测井曲线与合成声波测井曲线之间的主要差别，是地震 数据中缺少低频带宽（典型的是0-5 Hz）另一个主要问题是缺少高频成分，这是因为地震数据也缺少 高频（有代表性的是100 Hz至N yquist频率）通常是用现有的声波测井信息或用估算的层速度来重新得到 低频重新得到低频-2506-25020000 H/I声波测井曲线可表示成粗略速度函数（0-5 Hz）和精细的速度函数（6-25 0Hz）之和（引自 Lidseth,1979）0-5 Hertz缺少高频成分的影响声波 4俞入 0-90 Hz 0-70 Hz 0-50 Hz-5000-6000-7000-8000-9000-85B352p从声波曲线上去除高频成分导致降低分辨率的例子（引自 Lidseth,1979）小结常规声波阻抗反演在高信噪比地区仍然是十分重要的手段,在地层岩性勘探，包括碳酸盐岩、孔隙砂岩地区见到好的 效果由于反演的多解性，用基于模型的测井属性反演是较好的 选择叠前地震反演是重要的发展方向第十七章地震旅行时层析成像层析成像简述层析成像(tomography)-“tomo”是希腊字，切片的意思，层析成像的意思是一个物体的切片图像 医疗诊断的CT技术原理是通过沿各个方向穿过人体的 X射线，测量X射线的强度，确定人体不同部位的吸收性质 地震旅行时层析成像一一是一种利用大量炮点和检波点综 合观测结果求取速度与反射系数分布的方法 层析成像技术有两个假定前提条件(数学)一假定物性是位置的连续函数一假定介质可离散化成有限数量均匀的面元 在地震旅行时层析成像中，地下介质被分解为面元，层 析的目标是求解每个面元的速度近地表层析成像(h)图 用近地表模型说明在层析成像技术中所用的面元（a）两层模型的炮点到检波点的射线路径;（I）在速度随深度增加的单层模型中 炮点到检波点的射线路径从炮点到接收点的射线路径是由位于不同 面元中的射线段组成，根据各个面元射线 段长度和各个小面元的速度来计算旅行时由初始模型计算波至时间与观测值进行对 比（正演），根据两者的时间差对模型进 行修改，模型正演、测量时间差、修改模 型这一迭代过程一直到时差小于给定值（最小平方差）层析成像技术 层析的目标是求解每个面元的速度 层析成像方法的第一步是从未叠加的地震资料上或直接从 野外观测值拾取旅行时 建立初始模型（划分网格、给定一速度）作射线追踪，由 模型计算的波至时间与观测值进行比较 根据模型值与观测值之差对模型进行修改 拾取旅行时-建立模型-模型正演-测量时间差-修改模型一 一这一迭代过程一直进行到时差最小（最小平方差）此时的速度就是要求取的速度，这个过程也是一个反演过 程 层析成像技术中既有正演也有反演层析成像的应用一利用直达波和折射波的信息确定近地表速度结构、深度，建立速度模型一叠前深度偏移建立速度场一井间勘测，用地震旅行时井间层析成像估算井与井之间的地层的速度结构一垂直地震剖面法（VSP）,地面到井中的层析成像一天然地震学中也用广泛的应用第十八章3D反射地震3D空间概念解释过程建立3D空间概念的重要性绕射双曲线$叵(In)赖 距叵SIf;hwa两个绕射点的绕射双曲线，（a）和（b）分别代表y=400m平面和y=800m平面（引自Wu等人,1996）绕射成像Distance(m)ab Distance(m)对两个点绕射模型2D偏移（上面）和3D偏移（下面）的对比（引自Wu等人,1996）剖面的比较CDP叠加2D偏移说明需要3D成像（引自Brown,1991）3D地震技术推动装备的发展 多方位、高精度、多分量、井地联合的3D准全方位、高密度高覆盖、3C、3C3DVSP 安全环保、超多道、精确定位、高效施工国外震源占70%、1-10万道、GPS定位、日1000-10000炮 大面积连片3D上千Kn?几十万炮 高性能计算机地球物理占9.8%、千万亿次超级计算机时代正在走来（美、法、日、中）中国2008年233万亿次，09年600万亿次，2010年1000万亿次。第十九章 介绍AVO方法刖百常规地震反射方法通过查明构造圈闭，来寻找可能含有烽 类的，但可能碰到圈闭不含烽类的风险上个世纪六、七十年代的“亮点”技术。地球物理家发 现有时气的存在与高振幅反射出现有关。亮点的应用大 大增加了初探气井的成功率。亮点方法有局限性，因为除了气以外，岩性条件也能够引 起强反射，如含水砂岩、褐煤、碳酸盐、硬的矿脉和火成 岩侵入体。Ostrander(1984)论证了随炮检距的增加，含气砂岩的反 射系数会异常地不同，用这种异常变化直接在实际地震资 料上检测烽类。AVO方法什么是AVO?研究CMP道集振幅随炮检距变化的分析（AVO）研究相对振幅随反射角的变化（AVA）AVO分析能解决什么地质问题碎屑岩气藏直接煌类指示在碳酸盐油藏中可能识别孔隙发育带随炮检距变化的反射系数AVO的计算AVO、岩石性质和孔隙流体地震反射数据直接与地下岩石性质有关拉梅参数儿，和0(分别表示不可压缩性、刚性和密度)可用于加强油藏带的识别 岩体的可压缩性对孔隙流体类型非常敏感，另外，岩性变 化更与刚性、不可压缩性和密度的变化有好的关联性而优 于与P波(Vp)和S波(Vs)速度变化的关联性不同应力情况下岩石骨架状态未受压力岩石骨架压缩力下的岩石骨架图a是未加应力的岩石骨架，岩石颗粒之间有最大的孔隙空间。图b当压缩（流体静压力）岩石时，挤压颗粒导致孔隙空间减少。如果流体 进入孔隙空间，颗粒与流体间的压力增加将抵制压缩，造成岩石不可压缩性增 大。当气体进入孔隙空间，不可压缩性降低，碳酸盐岩和火成岩具有坚硬的结 构，所以不管流体含量什么类型，都有很高的不可压缩性。图c绘出一个剪切状的岩石骨架，在剪切力作用下，不论孔隙-流体类型，孔隙空间体积保持不变，因此刚性是岩石对剪切力的反作用力的度量，它比孔 隙、流体能更好地表示岩石特性。页岩比砂岩刚性值低。碳酸盐岩刚性值高。AVO、岩石物性和孔隙流体弹性模量与岩石性质的相关性优于速度和岩石性质的相关性 弹性模量与地震-波速度有关，由以下方程式表达4+(4/3)_(2+2)P P式中的弹性模量：k是体积模量、X是拉每常数（表示不可压缩性）P是剪切模量（表示刚性），和p是密度泊松比是随P-波和s-波速度比函数变化而变化的一个重要的 岩性参数b_/丁）2_2b泊松比-。+W-原始应变后-AW/W CJ-AL/L定义：横向的相对变 化（横截面收缩）与 长度相对变化之（纵 向伸长）之（Sheriff,1991）CT 二0.5-（F/F）24/o一般材料的泊松比范围00.5,含气砂岩近0。通过野外或实验室 测量P-波和S-波速度，可以确定泊松比。非法线入射时界面上波的分离 P波倾斜入射交界面上波型转换一一入射的P-波遇到两种 介质的交界面时，分离成4个分量：反射P-波、反射S-波、透射P-波和透射S-波。分界面上入射角、反射角和透射角符合Snell定理sin_ sin 4 _ sin 耳 _ sin 4 _ sin T=r=r=r=r碎屑岩的AVO原理 当p-波以非法线入射到达岩石界面时，入射p-波能量的一 小部份转换为s-波的能量。p-波和s-波速度的差别将会因 含气砂岩/页岩接触和含气砂岩/含水砂岩接触引起不同的 反射响应 泊松比是随P-波和S-波速度比函数变化而变化的一个重要 的岩性参数 AVO依赖于炮检距的作用，它是一个附加的岩石物性的函数 在碳酸盐油藏中，没有证实AVO本身可识别孔隙流体，但可 能识别孔隙发育带。充满气的多孔石灰岩相与含水的石灰 岩相相比可能具有较低的力/为值 对碳酸盐油藏AVO的应用不能凭直觉进行的，其准确性取决 于优质的井控制和该地区计算的s-波速度。P-波和S-波对孔隙流体有不同的敏感度少量的气体注入碎屑沉积岩孔隙空间中，岩石的P-波速度 将剧烈减小 S-波速度可以随气体进入孔隙空间而略有增加(S/IPI)鲤网(a)多孔固体注入少量气P-波速度迅速减小。S-波速度随含气饱和度增加 呈线性增加关系。(b)泊松比随含气饱和度增加呈现减小的效应(Allen 和Peddy,1993)AVO 和 Zoeplpritz 方程 AVO分析一般考虑若干形式的Zoeppritz方程 对一个入射到交界面的平面波，Zoeppritz方程描述反射和透射的P-波 和S-波 许多研究推导出一些近似的Zoeppritz方程Aki 和 R ichard(1980)；Shuey(1985)；Hilterman(1990)；Smith 和 Gidlow(19 87)；Fatti等人(19 9 4)简化了反射系数和入射角之间的关系式 Shuey(1985)近似关系式是常用的夫=&+Gsin 2 a式中R o是法线入射P-波反射系数，或“截距”，G是“梯度”项。梯度是 入射角的函数，表示CD P道集上在每个时间样点振幅的变化率。梯度包 含了全部的AV0效应部分其它Zoeplpritz方程Hi 1 terman(1989)提出了Shuey(1985)关系式的近似方程式衣(夕)=7vzeos e+(1 b)sin 0式中附二法线入射反射系数，21CT=上下介质间的泊松比 之差，e=入射角p-波和s-波的通用关系式Vp=1369+1.16P；用P-波和S-波反射系数表示的流体因子-1.16AVO分析的陷阱产生的因素客观条件人为因素地质因素1、地表不一致性1、增益控制1、地层倾斜或弯曲2、环境噪声2、检波器组合2、浅层气3、震源噪声3、最大炮检距太小3、火成岩屏蔽4、球面扩散4、记录道的不一致性4、盐丘遮挡5、非弹性衰减及5、设备产生的图低频干5、岩性组合子波弥散扰6、多次波6、处理程序或参数不当7、各向异性7、模型参数不准尽管如此，AVO在检测气藏，碳酸盐岩勘探中还是值得应用的技术小结 AVO研究CMP道集内相对振幅，称作振幅随炮检距变化的分析 当P-波以非法线入射到达岩石界面时，入射P-波能量的一部 份转换为S-波的能量。P-波和S-波速度的差别将会因含气砂 岩/页岩接触和含气砂岩/含水砂岩接触引起不同反射响应 泊松比是随P-波和s-波速度比函数变化而变化的一个重要的 岩性参数 AVO依赖于炮检距的作用，它是一个附加的岩石物性的函数小结 Shuey(1985)近似关系式是常用的 AVO分析中存在陷阱 AVO在检测气藏，碳酸盐岩勘探中还是值得应用的技术第二十章油藏表征油藏表征 在21世纪，全世界多于95%的石油将来自现有的油田 通过有效的油藏表征增加产量是可能的 油藏表征描述油藏和含有煌类的岩石特性 油藏表征是多学科领域的，油藏表征依赖于油藏工程、地 质和地球物理技术。综合研究来自这些领域有关油藏的各 个方面的信息 油藏表征项目组的构成需要工程师、地质家和地球物理家 的相互协作 油藏表征的基本目标 煌类的存在 储层的孔隙度 储层的渗透率油藏表征的基本目标 烽类的存在圈闭形态的落实和刻画、地震属性分析、反演 储层的孔隙度岩石物理分析、通过Wyllie时间-平均方程用速度计算孔隙度、地质统计的方法计算 储层的渗透率用统计法建立孔隙度（速度）和渗透率的关系 储层的的标定是最重要的第一步基础工作岩石物理是基础工作 什么是岩石物理学一一“用岩石、测井资料研究岩石物理性质它 们的相互关系的科学”。（R obert E.Sheriff,应用地球物理百科 辞典）孔隙度、渗透率、密度、地层的有效压力及地震波速度等 岩石特性和它们之间的关系是我们在储层地球物理领域关 注的 孔隙度是一个关键因素一一它将决定油藏在岩石中的补给。地震 速度和孔隙度有关。通过应用穿过岩石骨架和充满流体孔隙的地震旅 行时间平均值，Wyllie时间-平均方程使速度与孔隙度联系起来。Wyllie方程式对砂岩相当有效 最重要的物性参数渗透率，它与孔隙的连通性有关，渗透率与 孔隙度通常有粗略的比例关系，有时可根据地震振幅和速度推断。另 外，裂缝和裂缝的方向性影响渗透率速度-孔隙度转换方程Wyllie时间平均方程（地震振幅解释）速度-孔隙度转换方程 二整个岩石的速度，Vma二基质的速度，孔隙流体的速度（P=孔隙度Af表示相应的旅行时间 全部传播时间是分别通过 L二（1 二山工帆V 一 L%At=（1-0）Atma+0Atfl!卜（1-0）L多孔隙物质和基质时间之和综合的油藏表征一尺度问题油藏采样数据类型的比较数据类型油臧体 倜查的波长地面3D地震数据整个油臧数据体 10-100m（取决于速度和频率）井中地震数据井和震源之间的范围（体积）VSP5-50m井间地震l“0m井的数据井筒附近的岩体 10 cm 一1 m地面观测的波长是很粗的、井间数据的分辨率按数量级 远超过地面地震数据、测井曲线和岩芯是高-频的采样,但井与井之间的采样是低频的所有的油藏信息都是有用的。我们需要综合所有的资料 来描述油藏波长尺度比较1375 n刻度的调查一井间地震一测井一岩芯刻度减小,-井间一测井 测井和岩芯逢度 I kft/s I 速度（lift S 地面地震数据和井间成像（速度和反射系数）、井间速度、声波 测井、测井和岩芯的波长刻度比较（引自Harris等人，1995）井间反射与地面地震成像的比较it K.,.n.I .,.,三q三匚二ZS?比加二：;此:j.；.11“”,”一,：”,；一，一二.，；，i诃邛:喈，卜；，扁：办以工M”泗悒仙_ .，“;工二二工:.(a)与地面地震反射测线对应的井间 反射成像(b)西德克萨斯北Cowden油田的地面地 震剖面，阴影区标出对应的井间 勘测范围(弓I 自Lines 等人，1995)第二十一章时间-推移地震时间-推移地震（有时称作4D地震）最主要最普遍的应用 就是向重-油油藏注蒸气的监测当含油砂岩受热，温度从25 C上升至140C时，P-波速 度明显降低（大约30%）。地震响应发生引人注目的变化地震速度图。通过画白圆圈的 几口井注入蒸汽导致地震速度减小（引自Lines等人，1990）注蒸汽前速度为2.40 km/s蒸汽带的地震监测-个实例加拿大Saskatchewan省的Pikes Peak重-油油田。用蒸 汽-驱提高采收率生产了4200万桶原油。由于油藏内注 入高温高压蒸汽，油的黏度降低，流（动）度增加。即 可从临近的井筒也可以在用于循环注汽的同一口井中生 产原油早白垩世Waseca组是产油层，产油深度约45 0m。是一个 填满河口底部切割河谷的均匀砂岩组、砂泥岩组互层和 一个页岩组盖层 1991年勘测使用可控震源14-110 Hz扫描，2000年勘测使 用14T5 0 Hz带宽扫描（三分量、四分量）。要求第二次 勘测处理用14-110 Hz的高截频滤波蒸汽带的地震监测-个实例监测勘测针对地震探测蒸汽前缘试验了 5种技术:与基础勘测反射系数的差异监测勘测与基础勘测声阻抗估算的差异监测勘测与基础勘测P-波旅行时时间间隔的比较从多分量数据中估算Vp/Vs的变化Q值（衰减系数的倒数）随温度的变化P-波反射系数剖面对比1991测线H2000测线地震反射系数-差异剖面HR jJdlerdncc DI 5-06C08-06 D02-06对2000测线应用子波整形让它与1991测线匹配。在圆圈内见到一个大的差 异。这个范围处在注汽/生产井位置。差异与注蒸汽有关联时间下凹的结果（引自Watson等人,2002）声阻抗差异剖面Aidiflo-cncc DI 5-06 C08R6 D02-06圆形标出了阻抗减小最明显的范围。在Waseca-Sparky层 之间差异最大。在注汽井/生产井区域没有出现较低的阻抗（引自 Watson 等人,2002）P-波旅行时比70E&胃吸Waseca层H2000/H1991线P-波旅行时比（弓 I 自 Watson等人，2002）注气后Vp/Vs岩芯样品，温度对纵波和横波速度 的影响（来源：岩芯实验室）注气后纵波比横波速度下降更快，所以Vp/Vs比下降更快Mannville-Lower Mannville 层的 Vp/V s 比绘图（弓I 自 Watson等人，2002）结论 时移地震是油藏监测的主要工具之一 时移地震主要的目标是显示由于油藏物理变化引 起的地震响应差异 通过这些地震响应差异圈定油藏的动态范围：反射-剖面的差异、声阻抗的差异和旅行时的差异指出 了蒸汽带主要用于是蒸汽带的绘图也许在CC)2和注水监测中还可应用第二十二章 多分量地震为什么应用s-波?弹性波理论对地下特性更完全的描述需要考虑P-波利S-波 P-波是纵向可压缩波，质点位移与波的传播是同一方向 S-波是横波，因为质点的位移是垂直波的运动方向 多分量地震米用垂直的、径向的和横向的三分量接收装置 为什么应用s-波？碎屑岩中要有效地区分砂岩和页岩，需要Vp/Vs比可以用S-波调查裂缝的方位利方向快横波具有与裂缝平行的位移，慢波具有与裂缝垂直的位移。裂 缝的密度和方向将决定S-波的方 位以及快慢波之间的旅行时差。所以，这个方法能帮助刻画储层 中的裂缝和描述裂缝的渗透性。（引自 Sheriff,1991）转换-波勘探横波方式的主要障碍是使用横-波震源的价格和对地面的 破坏。因此，大部分的应用是使用转换波震源多分量记录激发点 MP CP 接收点P-S转换波的描述（引自Stewart等人，2002）转换-波的用途用于流体检测或消除气-云的勘探2.2S2.B0G 2.75叵 3.0003.2S9.503.754.SOS.OOS.S06.008.907.00g叵 Tommeliten油田海底记录P波叠加（上）和PS波叠加（下）的比较 _（引自 Granli 等人,1999）第二十三章垂直地震剖面法垂直地震剖面法什么是垂直地震剖面法(VSP)?一地面激发，测量不同深度推靠在 钻井井壁的检波器记录的地震信号”VSP的用途地震层位标定；详细的速度剖面；预测钻头下面地层 深度；多次被识别；精确地估算各向异性参数；研究裂缝 VSP的类型：常规VSP分成两类：零井源距VSP包括：零井源距VSP一相距很近的接收点并记录全部波场校验炮一接受点稀梳地布置在井中并且仅使用初至 非零井源距VSP：包括：多井源距的VSP、多方位VSP、3D VSP既是 多井源距的也是多方位的非常规的逆VSP地面接收井中激发VSP示意图(a)零井源距、近井源距或校验炮,(b)非零井源距逆VSP逆VSP采样射线路径示意图（a）2D勘测，（b）3D勘测井间地震井间勘测-用于了解储层分布、井间时移检测。使用两口井,在一口井中接收，而在另一口井中激发。能量直接通过地下传播，用获得的地下速度剖面转换为初至波旅行时。井间勘测示意图VSP采集三分量检波器。许多检波器放置在一个单独的“阵列”内。在阵 列内检波器间距可以变化，检波器间距和级数根据勘测要求决定。开 发了80级、400级，长度分别为3048队7630 m的阵列d当勘测要求检波器间距与阵列内检波器 间距相等时，在井中每次上提一个阵列 长度。（a）和（b）图解说明了连续的两炮,每炮阵列提升一个阵列长度。当勘测要求检波器间距小于阵列内检波 器间距时，阵列在井中接收点交叉位置 提升，（c）和（d）图解说明了对需要的连 续两炮阵列在井中交叉提升VSP采集 VSP震源VSP地面震源和地面地震勘测震源是一样的一一 重垂、重垂震源、弹性-波发生器（EWG）、炸药和可控震 源。震源类型由勘测施工决定井下震源包括压电震源、可控震源和气枪，要没 有破坏性。压电震源和气枪震源都有套管波噪音问题。VSP处理如何看处理结果X峰由代表检波点深度 z-轴代表旅行时 下行波一初至 上行波 多次被下行波多次波 上行波多次波,一深度增加LmJ波场分离零一井源距处理的第一步是将波场分离成上行波和下行波深度增加 m)上行一次波能量给出了主 要阻抗界面的深度。位于 阻抗边界的检波点同时记 录了下行波能量的初至和 上行波能量波场分离后很容易从一次 波能量中识别多次波。初 至能量仅仅是下行波一次 波能量。(a)全波场记录，分成(b)下行波能量和 上行波能量。(c)上面的箭头指出了某些主要的阻抗界面(弓I 自 Hinds 和Kuzmiski,2000)下行波拉直整个记录减去直达波时间，可把下行波拉直，可用于 估算反褶积算子来提高VSP成像质量MXHIM(a)下行波场(b)-TT显示-(引自Hinds 和Kuzmiki,一下行波拉直 2000)上行波拉直整个记录加直达波时间会把上行波拉直，突出上行波SE)忘心相多次波不与初至 能量交叉，很容 易将多次波与一 次波区分(a)上行波场(b)+TT显示一一校直上行波。箭头指出转换前、后的两层（引自Hinds 和Kuzmiki,2000）走廊切除、走廊叠加a增 度 深加m(a)应用反褶积的+TT显示(b)走廊切除(c)内部走廊叠加(d)外部走廊叠加(弓 I 自 Hinds 和 Kuzmiki,2000)第二十四章地球物理数据的综合反演综合反演综合反演两种或更多类型独立观测值的同 时反演单一类型数据的反演往往是不确定性（多 解），通过综合（联合）反演不同类型地球 物理观测资料，可以减少不确定性“综合反演”的目的是要获得与所有可利 用的地面和井中地球物理数据一致的模型综合反演包括联合反演和连续反演综合反演包括两种反演联合反演两个独立的反演过程，仅限于两 种类型独立观测值的同时反演，把它们放置到一 个数据矢量中。连续反演联合反演和连续反演步骤的差别 在于它们对观测资料处置不同。联合反演加权观 测的数据集，并把它们放置到一个数据矢量中。然而连续反演单独对待观测的数据集。地震和重力数据联合反演流程图用地震和重力数据迭代模拟联合反演的一般方法初始地质模型新的I;&s=地震数据，MS=地震模型数据，G=重力数据，拉6=重力模型数据,pi=地层i的密度，及=地层i的速度，成小）=地层1的厚度（弓 I 自 Lines等人,1988）连续反演的实际数据用实际数据的例子来说明连续反演，包括以下数据集:地震CD P叠加剖面 井中声波测井数据 垂直地震剖面(VSPs)井中重力仪(BHGM)数据 地面布伽重力图所有的数据反演之中，通常连续反演是首选地震数据集应用连续-反演使用地震和声波数据估算的速度-深度模型野外效据 输入.井中信息连续反演问题步骤1地 震旅行时数据的反演（引自Lines等人，1988）地球物理资料反演地球物理资料的反演地震旅行时反演流程图（引自Lines等人，1988）初始地震模型E)S用地震旅行时反演获得的初始地震模型。速度单位是m/s。井的位置在2700-m处（引自Lines等人,1988）重力反演流程图地球物理数据反演连续反演类的重力反演流程图（引自Lines等人，1988）结论 完全自动的综合反演将是很困难，在所有的数据 反演之中，通常连续反演是首选 反演过程中数据集之间的联结是由层的几何形态 产生的 重力数据能够使我们估算那些层的边界，它不如 地震数据确定的好。然而，地震数据确定模型的 层速度，地面和井中重力数据集确定层的密度 重力数据模型拟合中，最小-平方算法是有用的结论 经验的速度-密度关系式在一些地质区域证实是有成效的 联合反演的最终目标是产生一个最终的地下模型，这个 模型满足所有可得到的地球物理资料 几种地球物理数据集的反演近似地描绘了地下的同一目 标同一部分，比任何单一数据集的反演减小了不确定性第二十五章地质统计学地质统计学地质统计学是模型预测的工具并能指出预测的概率单-变量型的空间预测-克里金（Kriging）地质统计法这种方法是在一个单点上对数据点周围数据用加权和来估算变量值假如估算一个变量的值为在图上点的特定的位置为，可以用下面表达 式表示变量：（）=z 3（乙）i=i刖和者表示2D图上定义的向量。变量u可以表示某些物理量（如孔隙度或 地层深度）在一个特定位置的模型估算值是用一些权畋值对相邻点进行加权给出 的。计算这些权值，使得在这些点上模型值和观测值之间的预测误差最 _小化。在这个极小化中，用最小-平方准则。要使估算值不偏离，可以增 加约束，这个约束是所有权值之和等于1,多变量预测协克里金法用多种类型变量替代用单变量，增加信息量预测模型。例如，在一个特定的 区域估算孔隙度，不仅使用周围一些井的孔隙度数值还使用3D地震振幅值。前面单变量公式变成几 m丘（%）=+0 7-1立（X。）由W和分别加权的区）和（马）来描写。新的变量 吃）可以 表示地震振幅。在某种意义上，拥有足够变量的协克里金法的模型估算可以使用全部能够用 的来自油藏数据测量值。克里金法与协克里金法效果对比克里金结果 p深度(m)协克里金结果1135.81132.31128.81125.21121.7111821114.61111 11107.61104 11100.5深度m）114001137.01134 X）1131。112801125.01122.0 1119.0IHI6.0111301110.0用克里金法得到的砂岩-河道深度图 坐标轴代表距离(m)，误差10m用协克里金法对海绿石构造深度 估算值误差2.5 m（引自 Gosse,1999）（引自 Gosse,1999）第二十六章绘等值线的艺术和科学绘等值线的艺术和科学 石油勘探工作由一系列描绘地下地质情况的等值线图随伴 地下构造图一一上面的地层被剥后的地形 基准面一一每种图件都有一个起始深度的基准面 最初拾取是通过测井曲线与层的顶部连接。然后通过地震 数据体对比反射波至逐道拾取时间或深度 鉴别地震拾取质量是好、无效或是不好。质量通常是信噪 比的函数并影响某个点的可信度 等厚图表示地层厚度的变化。等时线图表示层间地震-反 射时间的变化 绘等值线应该把一些的地质概念放在心上 绘等值线一一解释的过程绘等值线的简单的准则 在数据点采集时，要孤立最高和最低的值。一条等值线应该在点与点之间通过，那些点的数值比等值 线上的数值要高或低。一条等值线决不能穿过它本身或其它的等值线，但逆断层 和倒转褶皱除外。一条等值线不能并入不同值的等值线。对山谷和河流等值线总是尖头指向上游。当控制点不足时用虚线。尽管是可靠点，要保持图件简明、可行。关于机械绘等值线的警告计算机程序对简单的地质构造能够有效地绘制等值线，但是计算机算 法不包含地质概念，并且没有手工绘制的断层的不连续性好。计算机 算法对噪音拾取过于敏感，使高频等值线摆动，在地质上是不合的。(a)计算机绘制的等值线和几个内在的问题(b)手工绘制的等值线图(弓I 自Tucker,1988)机械绘