文档介绍：三维地震勘探方法的原理与进展
一、原理:
70年代中期,,它充分地说明了三维地震对解决复杂地质问题的能力和二维地震技术不可克服的缺陷与局限性。
图1-2-1(a),—个平台被—条断层切割成两部分,断层下降盘“4”有两个紧靠在—起的穹窿构造“l”和2”,断面“3”是一个斜坡,接个平台布置了13条测线。
图1-2-1(b)。图1-2-1(c)、图1-2-1(d)是图1-2-1(a)中的第六条测线用不同他处理方法所得到的结果。这条测线从断层下降盘开始,穿过窍隆“1”“2”右翼最低点的平均部位与断层陡坡吴450交角进入上升盘高台。
图1-2-1(b)是未经偏移校正的常规水平叠加剖面,可以明显地看出绕射波和侧面波,弯降“1”被夸大并掩盖了平坦界面,且断面反射右移,同时还出现了来自穹窿“2”的侧面反射波。
图1-2-1(c)是三维偏移剖面,剖面右半部分的穹窿“1”被显示出来,但来自穹窿“2”的侧反射仍然存在,它干扰了平面的反射,同时其他各种侧面波均未能归位,也不能得到正确的解释。
1-2-1(d)是经三维偏移后得到的剖面,剖面上穹窿“2”的侧面反射及各种侧面干扰消失了,断面波、绕射波分别得到归位和收敛,剖面正确地反映了地下构造的真实形态。
上述试验充分说明了三维地震级数对于解决复杂地质构造的能力和三维地震技术本身所不可克服的缺陷。
(a)
(b)
(c)
(d)
图1-2-1
(a)三维地震模型;(b)原始记录;(c)三维偏移剖面;(d)三维偏移剖面
当前三维地震勘探是用反射波法进行的。二维反射波存在基本原理上有许多相似之处,二者所不同的是三维地震彩高密度的、各种形式的面积观测系统。所以三维地地震又叫面积观测法,下面简单介绍面积观测系统的反射波时距图。
二、面积测量系统反射波时距图
根据物理地震学的原理,地震波从泡点O激发后,以球面波方式向下传播,碰到反射界面后,根据惠更斯原理可以把反射界面上每一个点看作是一个新震源。再从新震源发出一系列小的球面波,向四面八方传播开来,对地面某个接收点来产,它所接收的反射波就是一系列来自反射界面的波的总和。
Oi(xi, nΔy,O)
Oi(xi, nΔy,O)
O测线
n测线
nΔy
yp
xp
M
r1
r2
我们可以研究地下任意点P所产生的波在地面上分布的情况。设在地面M上布置n条测线,用普通排列接收地一任意绕射源P的反射。设线路为nxy,如果在n测线上的Oi点放炮,s点接,则来自P点绕射波时间 t,是由Oi到P的路径r1及P点到S点的路么径r2所决定,若Oi点和S
点都在大地水准面上,即Z=0,H为绕射点的深度。
由Oi到P点的路径r1=
由P点到S点的路径r1=
P点绕射波到达时间为:t=+
为了书写方便,将Xi写成X则t=
由此可见,面积测量反射及时距图为极小点在P的旋转双曲面。
二、折曲测线观测系统反射波时距图
有的地区由于地表条件受限制,为了完成地震勘探任务,往往把测线布成折曲测线,波状测线及环形测线。这类测线的基础是弯曲测线,弯曲测线的时距方程为:
t=+ l—炮检距
若已知激发点Oi及接收点S的平面坐