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第四章区域地震相分析4.1 概述4.1.1 地震相分析的有关概念（1）相：facies即面貌。
（2）沉积相：sedimentaryfacies沉积物的面貌，沉积相是特定自然环境的产物。
具有特定的“面貌”，包括岩性、沉积结构、沉积构造、古生物、地球化学和地球物理特征，即岩相、生物相、化学相、测井相和地震相等，根据这些物质相特征可推断其当时的沉积环境。
（3）地震相：seismicfacies地震反射的面貌，具体表现为各种地震相标志的特征，它是特定沉积相的地震响应。
根据各种地震相特征可推断其沉积相，进而恢复出当时的沉积环境。
（4）地震相划分：在相应的地震地层单元内部，根据地震相标志划分出不同的地震相单元。
（5）地震相分析：根据地震相特征进行沉积相的解释推断。
4.1.2 地震信息的基本类型（1）物理地震学信息要正确区分两类属性：1）界面属性；2）层属性振幅统计类：均方根振幅、平均绝对振幅、振幅变差、平均振幅、最大波峰振幅、平均波峰振幅、最大波谷振幅、平均波谷振幅、最大绝对振幅、总绝对振幅、平均能量、总能量、振幅偏斜度、振幅峰态复数道统计类：平均反射强度、反射强度梯度、平均瞬时频率、瞬时频率梯度、平均瞬时相位频率统计类：优势频率、有效带宽、波形弧长、平均过零频度、峰谱频率、频谱峰最梯度相关统计类：相邻道协方差、相邻道相关时移、平均信噪比、相关长度、相关分量、卡拉信号复杂度弹性参数类：纵波速度、横波速度、密度、波阻抗、泊松比、拉梅系数、纵横波速度比、体积模量、捡球模量层序统计类：过门槛百分比、欠门槛百分比、能量过半时长、能量半时长梯度、正负样数比、波峰数、波谷数吸收类：吸收系数、振幅比、频谱比振幅与波阻抗叠合剖面上振幅属性与波阻抗属性的对比：①强振幅发育在具有强波阻抗差的岩层之间。
②在一个同相轴中往往可以有多个波阻抗层。
即波阻抗反演剖面的分辨率高于振幅剖面。
(波形为振幅，颜色为波阻抗)（2）几何地震学信息1）剖面上同相轴或岩层的形态和相互叠置关系2）平面上地震相单元的几何形态特征3）三维空间上地震相单元的外形4.1.3 地震相的空间表现形式4.1.4 地震相标志的类型（1）剖面地震相标志1)地震反射构型（Seismic configuration）：指同相轴的形态和叠置关系；2)地震反射结构（Seismic texture）：地震反射同相轴的物理地震学特征，包括其视振幅、视周期(视频率)、波形和连续性四个方面；（2）平面地震相标志1）地震相单元的几何形态特征（地震地貌特征）2）地震相单元的岩性特征（3）三维地震相标志地震反射形状（Seismic form）：地震相单元的总体形状。
地震波速度资料的解释论文提要地震波速度是地震勘探中最重要的一个参数，是地震波运动学特征之一。
在资料处理和解释过程中，速度资料均十分重要。
例如在计算动校正时需要叠加速度，绘制构造图进行时深转换时需要平均速度。
近年来，速度资料在地震解释中应用得越来越广泛，概括起来有以下几方面：（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。
由此可见，提取和分析速度资料是地震地质解释的一项重要的工作，熟悉各种有关的速度概念、速度资料的求取方法和影响速度的各种地质因素对于应用速度资料解决地质问题是很重要的。
正文一、理论研究和实际资料证实，地震波在岩层中的传播速度与岩层的性质、岩石的成分、密度、埋藏深度、地质时代、孔隙度、流体性质等因素有关，下面分别分析各种因素对速度的影响。
（一）影响速度的一般因素1.岩性由于各种岩石类型的成分不同，其传播地震波的速度是不同的（图５—１）；有时即使是同一种岩石类型，由于结构不同其波速也在一定范围内变化。
地震波传播速度主要取决于构成这些岩石矿物的弹性性质，一般来说，火成岩孔隙很少或没有孔隙，地震波速度比变质岩和沉积岩的都高，且变化范围小；变质岩的波速变化范围较大，沉积岩波速最低，变化范围大，这主要与沉积岩成分和结构复杂，受孔隙度和流体性质的影响较大有关。
表（５—１）是几种类型岩石与介质的波传播速度和波阻抗资料。
2.密度通过大量岩石样品物性研究和数据分析整理，发现地震波速度与岩石体积密度之间（图５—１（ａ）、（ｂ）），存在着一种令人满意的近似关系。
第四章地震剖面的形成第一节各种速度的概念及其相互关系地震波的速度是地震勘探中最重要的一个参数。
用地震勘探方法研究地下地质构造形态时，基本公式是Ｖt０，H是界面的深度；V是地震波的平均速度；t０是地震波从地面垂直向下到界面再返回地面的旅行时。
从这一基本关系式中可以看到速度参数V的重要性。
具体地说，在资料处理和解释的过程中，速度资料在许多环节都是一个重要参数。
例如：在进行动校正时，要有叠加速度资料；进行偏移叠加时，要有偏移叠加速度。
时深转换时，要有平均速度资料。
通过速度谱分析，获得叠加速度，进而求取均方根速度、层速度。
为层位对比、岩性研究提供了新的途径和资料。
但是我们很难精确测定它的数值。
因为严格说来，即使在同一种岩层中的各个不同位置或沿不同的方向，地震波的传播速度都是不同的，也就是说速度是一个场，可用函数Ｖ＝Ｖ(x、y、z)表示。
但是在实际生产工作中，不可能真正精确确定这种函数关系。
而只能根据当时生产工作的需要和地震勘探方法技术所能达到的水平，对极其复杂的实际情况作种种简化，建立各种简化介质模型，从而提取速度参数。
在资料处理和解释过程中不同的情况下需要不同的速度资料。
本节讨论各种速度概念，就是根据对介质的不同简化，或者是用途的不同等引出来的。
必须明确，每种速度概念都有它的意义、引入的原因、计算或测定的方法以及使用范围等。
并且地震勘探中的各种速度概念是随着地震勘探本身方法技术的发展而出现、变化和被淘汰的。
一、各种速度的概念1. 真速度是无限小体积岩石所固有的性质，波以该速度走过无限小体积的岩石，其定义可用微分式(4.1.1)表示，它是真正反映岩性的一种速度。
由于地下地质情况复杂，真速度的分布相当复杂。
一般来说，它是空间坐标的函数，在纵横向上都有变化。
因此，要精确测量它的值目前难以做到，必须作不同形式的简化，这就引出了一系列的速度概念。
从数学上说简化的方式主要是取平均；从物理上说是取等效层，即用均匀介质去等效非均匀介质。
第四章地震速度－岩性分析地震波的速度是地震勘探中最重要的一个参数，同时也是地震地层解释中最重要的一个参数。
从实质上讲，各种（大多数）地震技术的核心任务（主要目标），在诞生初期，几乎都是围绕着地层速度的勘测在进行。
从另一方面看，地震反射资料无非是地层界面之间波阻抗差的反映。
第一节地震波传播速度的影响因素一、岩石弹性常数的影响根据“均匀的完全弹性介质中弹性波的波动方程”可以知道，地震纵波与横波在介质中传播的速度与介质的弹性常数之间存在下述关系：V==（4－1）pV==（4－2）s式中λ、μ是拉梅系数；ρ是介质的密度；E是杨氏模量；δ是泊松比。
它们都是说明介质的弹性性质的参数。
E比ρ相对于密度增加了，增加的级次较高。
二、岩性的影响表一、表二、沉积岩的波速三、密度的影响除了波动方程导出的严格公式外，已经可以肯定，速度与密度的关系近似为线性关系，随着密度的增加，速度也会增加。
另外，国外对大量岩石样品做了物性研究后，提出了下列经验公式：4Va ρ= （4－3）140.31V ρ= （4－4） 但是，速度与密度的关系随地区的不同而有差异，在每个地区应该存在一定的关系。
四、与埋深的关系大量实际资料表明，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，其原因主要是埋深控制地层压实程度的高低。
一般地，存在如下公式：0()CZ V Z V e = （4－5）五、与地质年代的关系在相同埋深条件下，地质年代增加时，塑性介质的蠕变，造成压实程度增高，进而速度降低。
六、与孔隙度和流体成分的关系 1、时间平均方程11f mV V V Φ-Φ=+ （4－6） 2、油、气、水等流体的速度很小，尤其是气。
5000/m V m s =，(1600/f V m s =盐水）， (1300/fV m s =油），(300~400/f V m s =气）。
七、温度压力的影响温度升高，速度减小；压力增大，速度减小。
八、控制地层速度的四种主要因素 1.颗粒矿物成分（石英、长石、岩屑等） 2.孔隙度 3.孔隙流体成分 4.孔隙充填胶结物成分第二节 地震速度的定义及其相互关系一、平均速度aV V定义：一组水平层状介质中某一层以上介质的平均速度就是地震波垂直穿过该层以上各层的层厚度与总的传播时间之比。
对n 层水平层状介质的平均速度是：11nii aV ni ii hV h V ===∑∑ （4－7）式中i h 、i V 分别是每一层的厚度和速度。
也可以定义为：“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。
”地震波传播时真正遵循的是“沿最小时间路程传播。
”在非均匀介质中（如层状介质），最小时间路程将不是直线而是折线，可见第二种定义所做的“地震波沿最短的路程直线传播”的假设是一种对实际介质结构的近似简化。
二、均方根速度R V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：22202X t t V =+（4－8）式中0t 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。
如果有一水平界面，覆盖介质是不均匀的（连续介质或水平层状介质），地震波总是遵循费马原理。
故反射波时距曲线就不是双曲线。
但是，如果近似地把它看成双曲线来处理，将有较大的意义。
因为在生产中进行动校正时，不管介质是否均匀，都采用双曲线公式计算动校正量。
均方根速度的概念正是在这种思路中产生的，即把不是双曲线关系的时距方程化简为双曲线关系时引入的一个速度概念。
对于水平层状介质，可以推导出下式。
44222402420(1)4Q R R R V XV t t X V V t -=+-+（4-9）其中 2121ni ii R nii t VV t===∑∑ ，4141ni ii Q nii t VV t===∑∑。
在一定的近似条件下，可以把4X 等高次项略去，便得到形式上与均匀覆盖介质情况下完全一样的双曲线型时距曲线方程。
22202R X t t V =+（4－10）可见，R V 就相当于均匀介质情况下的波速，把RV =（4－11）称为n 层水平层状介质的均方根速度。
或定义：“把水平层状介质情况下的反射波时距曲线近似当作双曲线，求出的波速就是这一水平层状介质的均方根速度。
三、等效速度V ϕ对于倾斜界面、均匀覆盖介质情况下的共中心点时距曲线方程为：22222cos X t t V ϕ=+ （4－12）ϕ为界面倾角，V 为介质速度，如果引入速度V ϕ，则cos VV ϕϕ=（4－13）则（4－12）可写成与均匀介质水平界面相同的形式：2222X t t V ϕ=+ （4－14）V ϕ称作倾斜界面均匀介质情况下的等效速度。
四、叠加速度d V在一般情况下，都可将共中心点反射波时距曲线看作双曲线，可用一个共同的式子表示：2222X t t V α=+ （4-15）V α称为叠加速度。
1）对于倾斜界面均匀介质时：V V ϕα=2）对于水平层状介质时： R V V α=从另一个角度看，叠加速度是通过计算速度谱来求取的。
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的i V 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i V 能把同相轴校成水平直线时，将得到最好的叠加效果，则这个i V 就是这条同相轴对应的反射波的叠加速度。
五、射线平均速度地震波在均匀介质中传播时，沿不同射线路径有不同的传播速度。
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沿这条射线的射线平均速度。
对于水平层状介质情况，1(,)ni s V p t t===（4－16）其中，p 为射线参数。
射线平均速度比上面谈到的平均速度，均方根速度等都更精确地描述波在介质中传播的情况。
六、层速度int V以上几种速度都反映地震波在所有各层中总的传播情况，并不反映单个岩层的速度。
在地震勘探中把某一速度层的波速叫做这一层的层速度。
速度层指地层剖面上从浅到深按速度差异所划分的一系列层段。
七、有效速度在多次覆盖技术和速度谱出现之前，经常使用有效速度这一概念。
当时是把根据反射波时距曲线求得的速度，统称为有效速度。
显然，在均匀介质中，有效速度就是平均速度；在水平层状介质情况下，两者有差别，有效速度是比平均速度要大的一种速度参数，这种差别还随炮检距的增大而增大。
速度谱法也是把时距曲线看作双曲线来求速度，因此叠加速度与有效速度可以认为是一致的。
在水平层状介质时，叠加速度就是均方根速度，所以也可认为这时的有效速度与均方根速度相同。
第三节 各种速度之间的关系一、平均速度与均方根速度i i AVit V V t =∑∑(4-17) 垂直旅行时间大的层的速度对平均速度影响大。
均方根速度RV =(4-18) 速度的影响比较大。
一般地R aV V V >。
平均速度的测量方法： 1.声波测井法00()HT t h dh =∆⎰ (4-19)()aV HHV t h dh=∆⎰(4-20)2.地震测井法（VSP 法）i V iD V T α=（高精度平均速度） (4-21)二、叠加速度与均方根速度1.水平层状介质时，叠加速度就是均方根速度RV V α=。
2.倾斜界面，均匀介质时，叠加速度是等效速度，即：V V αϕ=，cos R V V ϕϕ=， cos R V V αϕ=sin h L ϕ∆=；012R h V t ∆=∆；推出：0sin 2R V tLϕ∆=而cos ϕ=R V =其中，L 是地面上任意两点（A,B ）之间距离，0t ∆是A,B 两个道上同相轴的时差；ϕ是倾角。
（自学陆基孟《地震勘探原理》P241－244，注意P242式（6－5－10）错误）三、均方根速度与层速度利用叠加速度，经过倾角校正可得均方根速度。
DIX 迪克斯（1955）Geophysical Prosp.V17,No4int V =其中，{}1212,11,11n i ii R n n io n i t VV t t -=---==∑∑；{}212,,1ni ii R nni o ni t VV t t ===∑∑；222,,1,,1o n o n n n R n R n t V t V t V ---=22,,1,,12o n o n R n R n nnt V t V V t ---=；,,1n o n o n t t t -=-。
四、岩石体积物理模型对于砂泥岩地层，岩石体积物理模型可以简化：ss L P L=； s shs sh L L L V V V =+相应的数字模型为：11s ss shP P V V V -=+ (4-25)式为速度-岩性体积数学模型。
如果已知速度V （层速度）和s V ，sh V 就可以计算出s P 砂岩百分含量。
s V ，sh V 是纯砂岩和纯泥岩的速度，一般随埋深变化而变化，所以也称之为压实曲线。
第四节 砂泥岩压实曲线的制作和应用一、砂泥岩压实曲线一般由两种方法制作（一）声波测井曲线法：1）读取声波测井值()s t D ∆，()sh t D ∆。
（砂岩和泥岩）2）求砂泥岩的速度。
1()()s s V D t D =∆ （4－26） 1()()sh sh V D t D =∆ （4－27） 3）绘制速度－深度V V D 交汇图。
4）砂泥岩压实曲线的拟合（多项式拟合）230123()s V D C C D C D C D =+++ （4－28） 230123()sh V D C C D C D C D =+++'''' （4－29）（二）速度谱法1）取读速度谱()V i α，()o T i ；2）计算层速度int V = 3）层速度时间int V t 交汇图（散点图）4）勾绘包络线并作时－深转换时—深关系曲线的两种计算方法。
1.声波法0()iH i T t h dh =∆⎰ （4－30） ()i i T f H = （4－31）2.地震测井法（VSP 法）检炮点。
()i i T g D = （4－32） 230123()s V D a a D a D a D =+++ （4－33） 230123()sh V D a a D a D a D =+++'''' （4－34）二、压实曲线的应用压实曲线用来对地层速度进行压实程度的校正。
并计算岩性指数，因为岩性成分相同的地层可能会因埋深不同而表现出速度的差异，这就是压实作用的干扰。
如果在对速度解释时，不对压实作用进行消除，就会把压实带来的速度变化当成为岩性的差异，从而造成错误解释。
一般的，压实校正有三种手段： 第一种：速度－岩性数学模型校正法11()()()s s s sh P P V D V D V D -=+ （4－35） 剔除深度的影响，最简单的方法。
